649

 

Н.В. Владыкин

 

Карбонатитовая проблема – одна из крупнейших в современной петрологии, геохимии и геологии рудных месторождений. С карбонатитовыми комплексами связаны крупнейшие месторождения редких элементов: ниобия, тантала, редкоземельных элементов, циркония, стронция, бария, железа, меди, апатита, флюорита, флогопита, вермикулита, форстерита, К-рихтерит-асбеста, самоцветов- чароита, дианита и других полезных ископаемых.

Зародилась карбонатитовая проблема в начале 20 века, когда обратили внимание на так называемые «интрузивные известняки». В двадцатые годы Брегером был обоснован магматический генезис карбонатитов, однако в тридцатые годы Л.Н. Боуеном по экспериментальным данным было показано невозможность образования сухих карбонатных расплавов, и карбонатиты стали считать метасоматическими и гидротермальными образованиями. Наибольший всплеск в изучении карбонатитов наступил в 50-60 годы, когда с ними были обнаружены высокие концентрации редких элементов, необходимых развивающейся промышленности, который продолжался до 80 годов. В это время было обнаружено много новых массивов и целые провинции карбонатитов и связанных с ними месторождений. Большой вклад в изучение карбонатитов в СССР внесли научные школы ВИМСА, ЛГУ, НИИГА, ИМГРЭ, ИГХ СО РАН, ИГЕМ и др., которыми были выпущены крупные монографии по этой проблеме. Ранее карбонатитами было принято называть эндогенные карбонатные породы с более чем 50 % карбонатной составляющей, имеющие определенный набор редких элементов, и связанные с комплексами ультраосновных-щелочных пород. Позже карбонатиты были обнаружены и с комплексами щелочных пород и карбонатитов, хотя отнесение последних к «карбонатитам» ставилось под сомнение. В генетическом отношении в то время большинством геологов карбонатиты относились к метасоматическим образованиям. Однако в процессе разноплановых исследований: геологических, минералого-петрографических, геохимических, изотопных, была подтверждена эндогенная природа карбонатитов и их магматический генезис. Особую роль в расшифровке генезиса карбонатитов сыграло обнаружение карбонатитовых лав в действующем вулкане Олдоньи-Ленгай (Танзания) и находки расплавных включений термобарогеохимическим методом, который особенно интенсивно развивался в СССР. К этому времени накопилось очень много спорных моментов в вопросе генезиса отдельных проявлений карбонатитов и отнесении различных пород к карбонатитам.

Решением многих спорных вопросов была посвящена статья (Гинсбург, Самойлов, 1983), в которой были очерчены количественные рамки в отнесении карбонатных пород к карбонатитам и выделено 3 формационных типа карбонатитов. В конце 80 годов вышла фундаментальная монография [5], где на современном уровне были освещены многие карбонатитовые проблемы. В 90 годы в связи с развалом геологии в России интерес к проблеме несколько снизился. Однако в начале XXI века в связи с развитием представлений плюмовой тектоники изучение карбонатитов получило дальнейшее развитие, как представителя глубинного магматизма, по которым возможно расшифровывать процессы глубинной геодинамики. В это время в проблему включились специалисты другого геологического профиля, мало знакомые с материалами предыдущих исследований карбонатитов.

В настоящее время к карбонатитам стали относить и породы, которые не удовлетворяют разработанным ранее критериям, что приводит к большой путанице и непониманию между различными авторами. Назрела необходимость обобщения новых, полученных в последнее время данных по карбонатитовым комплексам, особенно в связи с развитием новых аналитических методов исследования вещества и разработке новых критериев отнесения эндогенных карбонатных образований к карбонатитам. Мы в течение 40 лет занимаемся исследованиями геохимии и петрологии щелочных пород и карбонатитов (Владыкин 1997). Объектами наших исследований были щелочные и карбонатитовые комплексы Кольского полуострова, обрамления Сибирской платформы, Алданского и Анабарского щитов, Дальнего Востока, Монголии, Бразилии, Индии (). Рассмотрим некоторые вопросы формационной принадлежности различных карбонатитовых комплексов по геохимическим и генетическим критериям.

А.И. Гинсбургом и В.С. Самойловым выделено три формационных типа карбонатитовых комплексов [4]: 1) связанные с комплексами ультраосновных-щелочных пород; 2) с комплексами К-щелочных пород; 3) с линейными зонами щелочных метасоматитов. В выделении в разных типов они учитывают разные факторы: в первом – геолого-петрографический, во втором – химический и в третьем – генетический, что не очень корректно. При том, в последнее время ультраосновные породы обнаружены и в К-щелочных комплексах [1,2], а линейные зоны связаны с более молодым, чем карбонатиты, метаморфизмом, а не с метасоматозом. В основном, мы согласны с выделенными ими типами, но с появлением новых данных и объектов, они нуждаются в развитии и дополнении.

В основу выделения формационных типов карбонатитовых комплексов мы предлагаем вносить следующие критерии: тип щелочности (Na или K) щелочных пород комплексов и время отделения карбонатитовой жидкости от силикатных расплавов различных уровней дифференциации первичной магмы. Эти два параметра генетически связаны, и от них зависит и тип рудоносности карбонатитовых комплексов. Как было выяснено предыдущими исследованиями, все карбонатиты являются поздними дифференциатами глубинных по происхождению щелочных комплексов, имеющих мантийные источники. В последнее время, в связи с находками карбонатных выделений каплевидной формы в мантийных ксенолитах различного состава, появилось мнение, что они и являются родоначальниками карбонатитовой магмы и могут самостоятельно продвигаться в верхние слои литосферы, образуя карбонатитовые месторождения. Нам этот вывод представляется ошибочным по следующим причинам: 1) эти образования незначительны по размерам; 2) они обладают небольшим запасом тепловой энергии и не могут продвигаться далеко от места образования, ибо они закристаллизуются через несколько километров и, следовательно, не будут иметь значительных содержаний редких элементов, так как их нет в мантийном субстрате из которого они образовались. Вряд ли возможен значительный привнос этих элементов плюмами, которые инициировали образование этих карбонатных капель. Правильнее называть их не карбонатитовыми, а карбонатными выделениями. В подтверждение первичной мантийной чисто карбонатитовой магмы приводятся случаи, когда карбонатиты не ассоциируют с силикатными породами. По нашему мнению такие карбонатитовые жилы и дайки просто далеко ушли от силикатных пород, которые или залегают глубже и не вскрыты эррзией или разрушены различными геологическими процессами. То что их нет в настоящее время, еще не значит, что их не было.

Динамика образования первичной ультраосновной-щелочной карбонатитовой магмы нам представляется следующим образом: горячий плюм вместе с флюидами (углеводородами, Н, СN и др. и, возможно, щелочами) по физическим законам передвижения от горячего к холодному поднимается до такого уровня РТ мантии, где под действием более высокой температуры плюма, по сравнению с веществом мантии, начинается плавление мантийного субстрата и окисление восстановленных газов, пришедших с плюмом. Положительным фактором для плавления мантийного субстрата является его предварительная метасоматическая переработка более ранними геологическими процессами, особенно карбонатизация и ослюдинение. Здесь и может происходить реакция с образованием первичных карбонатных обособлений и, главным образом, выплавление силикатной магмы. По обьему силикатной магмы в 500-1000 раз больше, чем карбонатного расплава (обычные соотношения силикатных пород и карбонатитов в щелочных комплексах). Этот силикатный расплав поглощает карбонатный расплав и смешивается с ним. Главным при выплавлении ультраосновных-щелочных магм является очень низкая степень селективного плавления мантийного вещества, обычно менее 1%. Вероятно, первыми плавятся слюды, гранат, ильменит, хромдиопсид, обогащенные редкими элементами относительно оливина и ромбического пироксена. Далее эта большеобъемная силикатная магма с растворенными в ней карбонатами перегретая плюмовым теплом начинает подниматься по ослабленным рифтовым зонам в верхние горизонты земной коры, пока ее внутреннее давление не уравновесится с литостатическим давлением вмещающих пород. Здесь образуется магматический очаг и начинается кристаллизация ранних вкрапленников. В зависимости от степени перегретости магмы и термостатических свойств вмещающих пород, эта магма может находиться в жидком состоянии довольно значительный промежуток времени. Пока магма передвигалась с маста своего образования до образовавшегося магматического очага происходила дифференциация различных элементов и образование их специфических комплексных соединений. Произошло перераспределение некоторых редких элементов из силикатного расплава в пользу карбонатной жидкости, которая удерживается в силикатной магме щелочными элементами (то есть комплексными с ними соединениями) и летучими компонентами. Дальнейшие тектонические движения в районе магматического очага приводят к внедрению отдельных порций магмы в еще более верхние этажи с образованием массивов щелочных пород или излиянием этих порций магмы на земную поверхность. При кристаллизации вначале более высокотемпературных минералов- оливина, диопсида, образуются ультраосновные породы карбонатитовых комплексов, а в остаточном расплаве идет резкое насыщение его щелочами, карбонатной составляющей и редкими элементами. Отделение же карбонатной составляющей, обогащенной редкими элементами, в виде карбонатитового солевого расплава -флюида, от силикатной щелочной магмы происходит при разных температурах и в разные этапы дифференциации и кристаллизации щелочно-ультраосновной магмы и в зависимости от преобладания разных щелочей: натрия или калия. Так как калий обладает более щелочными свойствами, чем натрий, то он дольше удерживает щелочно-карбонатные комплексы от разделения с силикатным расплавом, и в калиевых комплексах это отделение происходит при кристаллизации более поздних порций расплава и при более низких температурах, чем в натриевых комплексах. С этим связана и различная рудоносность калиевых и натриевых пород и связанных с ними карбонатитов. Отделяется от силикатного расплава не чисто карбонатная составляющая, а в первый этап – силикатно-карбонатная, где карбонатной составляющей всего 20-40%. В натриевых комплексах из нее кристаллизуются фоскориты, камафориты, нельсониты и другие породы так называемого рудного комплекса. При том, эти отделения содержат так же высокие концентрации фосфора. При кристаллизации этих пород накапливается карбонатная составляющая второго этапа, которая и дает в конечном счете сами карбонатиты. В калиевых комплексах от силикатной магмы отделяется так же силикатно-карбонатная составляющая, которая разделяется при кристаллизации на пироксен-микроклиновую, чисто микроклиновую, в особых случаях еще и силикатную чароитовую (с Ba-Sr), и карбонатную (карбонатитовую) составляющую. Если карбонатная жидкость содержала высокие концентрации Ba и Sr , то он еще разделяется на Ba-Sr бенстонитовую часть, кальцитовую и кварц-кальцитовую. Фосфора в карбонатной части К-комплексов обычно мало, так как он в виде апатита отделился в раннюю стадию кристаллизации силикатной магмы в биотитовых пироксенитах. Зато в К-карбонатитах часто накапливается [SO4] и F, которые в гидротермальную стадтию дают начало целестин-баритовым и флюоритовым жилам. Карбонатитовые солевые расплавы содержат высокие концентрации щелочей, с которыми они образовывали комплексные соединения в силикатной магме. При кристаллизации карбонатных минералов в карбонатите, эти щелочи отделяются в виде раствора и фенитизируют вмещающие породы. Если щелочная карбонатитовая магма не успела закристаллизоваться, а излилась из вулкана (как в Олдоньо-Ленгаи), то из нее кристаллизуются щелочные карбонаты, которые легко растворимы в воде и поэтому не сохраняются.

По времени отделения карбонатитовой жидкости и типу щелочности первичных силикатных комплексов можно выделить так же три формационных типа карбонатитов. В четвертый тип мы обьединяем все карбонатитовые проявления неясного генезиса.

Первый формационный тип карбонатитов наименее дифференцирован и связан с малодифференцированными К-ультраосновными кимберлитовыми магмами. Такие кимберлиты описывались В.В. Ковальским и В.К. Маршинцевым в кимберлитовой провинции Вост. Прианабарья. Эти карбонатиты образуют жильные тела или брекчии в диатремовых структурах с ксенолитами кимберлитов. Так как первичная кимберлитовая магма содержит наибольшее количество карбонатной составляющей, чем другие магмы, с большим внутренним давлением CO2 в магме, что и приводит к ее взрыву в приповерхносной зоне земной коры. При этом карбонатная и силикатная магма разделяются,и обе они вскипают. Силикатная часть образует кимберлитовую туфобрекчию, а карбонатная – газ СО₂ и Н₂О (при окислении водорода), и они тут же карбонатизируют и серпентизируют кимберлитовую силикатную часть. Остаточный гидротермальный раствор кристаллизуется в виде кварц-карбонатных жил. В другом случае, если магма не взрывается, то кристаллизуются массивные карбонатиты (которые в Вост. Прианабарье называют пикритами), а карбонатная составляющая отделяется в виде солевого расплава и кристаллизуется в виде даечных тел. Для таких карбонатитов характерны кимберлитовая ассоциация редких элементов (Cr, Ni, Co, Ba, Sr) и редко Nb. Они, как и кимберлиты, иногда содержат ксеногенные алмазы.

Второй формационный тип карбонатитов всязан с ультраосновными-щелочными комплексами натиевой специализации. Это классические карбонатиты Кольской, Маймеча-Котуйской, Саянской и др провинций. Отделение карбонатно-силикатной составляющей в них идет при более низких температурах при кристаллизации пироксенитов и ийолитов. Эти карбонатиты более дифференцированы и содержат накопившиеся высокотемпературные редкие элементы Nb и Ta. Силикатные минералы карбонатитов высокотемпературны и содердат радикал [SiO4] – это гранаты, форстериты, клиногуммиты и т.д..

Третий формационный тип карбонатитов связан со щелочными комплексами калиевой специализации. Ранние породы в них представлены ультраосновными Bt-пироксенитами. Наиболее яркие представители этого типа: Мурунский вулкано-плутон на Алданском щите, щелочные вулканиты Африки и Монголии. К этому же формационному типу мы относим карбонатиты Маунтин Пасс в США, Баюнь Обо в Китае, Тамил-Наду в Индии. Отделение силикатно-карбонатной составляющей в них идет на еще более поздней стадии дифференциации магмы при кристаллизации сиенитов и гранитов. Силикатные минералы в карбонатитах представлены калиевыми полевыми шпатами, пироксенами и слюдами. В них редко встречаются минералы Nb и Ta, а характерны месторождения редкоземельных элементов Ba – Sr, флюорита. В особых случаях встречается самоцветы: чароит и дианит. Второй и третий формационный тип был выделен А.И. Гинсбургом и В.С. Самойловым [4], и мы только дополнили его новыми обьектами, как Мурунский массив и др.

1 – щелочные, лампроитовые, карбонатитовые комплексы риф-товых зон между Сибирской плат-формой и Алдан-ским щитом, а также Северо-Американской платформой и Канадским щитом; 2 – щелочные, ламп-ритовые, кар-бона-титовые комплексы складчатых облас-тей; 3 – щелочные и карбонатитовые комплексы обрам-ления Сибирской платформы. DPM – деплетированная мантия.

Нами были получены первые данные по геохимии изотопов Nd и Sr многочисленных массивов щелочных пород и карбонатитов Сибири и Монголии, и их систематика привела к интересным геодинамическим выводам. Оказалось, что карбонатитовые комплексы обрамления Сибирской платформы (где преобладала субдукция океанических базальтов) образовались из источника деплитированной мантии. Массивы складчатых поясов (где субдуцировались в мантию коровые породы) – из обогащенной мантии ЕМ-2 (поэтому в этой новой смешанной мантии высокие метки Sr). А щелочные комплексы рифтовых зон между Сибирской платформой и Алданским щитом (где не было субдукции) – из наиболее глубинной мантии ЕМ-1.

Метки изотопов С и О в щелочных породах образуют большое поле. Однако, когда мы нанесли на этот график данные по мантии, определенной по изотопам Nd и Sr из тех же проб, то в них выделились те же 3 поля типов мантии.

Из геохимии этих изотопов можно сделать интересный вывод, что рудоносные щелочные комплексы могут выплавляться из различных типов мантии, и ее состав не очень влияет на их рудоносность. Удивительно, как из деплетированной мантии, которая продуцирует пустые базальты, могут образоваться рудоносные щелочные комплексы. Вероятно главным является малая степень селективного плавления мантии (менее 1 %) и привнос плюмами флюидных и щелочных компонентов, которые и стимулируют такое выплавление. А далее очень важным фактором для накопления рудных компонентов является длительная дифференциация магмы и проходящие при ее кристаллизации процессы расслоения вещества. (Грант РФФИ 06-05-64416 и НШ-4818.2006.5 ).

 

Литература

1.Владыкин Н.В. Петрология и рудоносность К-щелочных пород Монголо-Охотского ареала магматизма// (Диссертация в форме научного доклада), Иркутск, 1997. С. 1-80.

2.Владыкин Н.В., Царук И.И. Геология, химизм и генезис Ba-Sr («бенстонитовых») карбонатитов Мурунского массива // Геология и геофизика, 2003, том 44, № 4. с. 325-339.

3. Владыкин Н.В. Геохимия изотопов Sr и Nd щелочных и карбонатитовых комплексов Cибири и Монголии и некоторые геодинамические следствия//Проблемы источников глубинного магматизма и плюмы.2005, И. С. 13-29.

4.Гинсбург А.И., Самойлов В.С. К проблеме карбонатитов //ЗВМО, 1983, в2. С.164-176.

5.Carbonatites: genesis and evolution (tdited by Keith Bell), London, 1989. 601p.

 

Подпись к рис. К статье Владыкина.

 

Рис. 1. Соотношение изотопов Sr-Nd щелочных, лампроитовых, карбонатитовых комплексов.