И. Л. Недосекова

 

 

Карбонатиты Ильмено-Вишневогорского комплекса (ИВК) наряду с другими аналогичными образованиями выделены в самостоятельный формационный тип карбонатитов нефелин-cиенитовой формации или “карбонатитов, связанных с линейными зонами щелочных метасоматитов и нефелиновыми сиенитами” [2–4], позднее названный формацией “карбонатитов линейно-трещинных зон” [1].

В отличие от карбонатитов ультраосновной щелочной формации (УЩК) карбонатиты нефелин-сиенитовой формации локализуются в линейных зонах глубинных разломов в консолидированных областях земной коры вне традиционного для комплексов УЩК ряда магматитов, начинающихся с ультрабазитов через щелочно-ультраосновные и щелочные серии к собственно карбонатитам. Карбонатиты этого формационного типа приурочены к массивам нефелиновых сиенитов и зонам фенитизации. Они характеризуются рядом особенностей морфологии тел, минералогии, геохимии и температурного режима, свойственных карбонатитообразованию. В качестве отличительной особенности этого формационного типа карбонатитов (в том числе ИВК) отмечен характер эволюции карбонатитообразующих расплавов или флюидов и температурный режим процесса карбонатитообразования [3].

В карбонатитовых комплексах нефелин-сиенитовой формации (в том числе ИВК) ранее устанавливалось преобладание высокотемпературных кальцитовых карбонатитов калишпат-кальцитовой и альбит-кальцитовой фаций при весьма слабом развитии поздних кальцитовых и доломитовых карбонатитов хлорит-серицит-анкеритовой фации и отсутствии среднетемпературных карбонатитов амфибол-доломит-кальцитовой фации [3, 6].

Карбонатиты в ИВК образуют жильные, штокверковые и пластообразные тела мощностью в несколько метров и протяженностью в сотни метров, содержащие перемещенные ксенолиты вмещающих их миаскитов и фенитов. Карбонатиты залегают в эндоконтакте Вишневогорской интрузии миаскитов (Вишневогорское месторождение ниобия, “интрузивный субкомплекс” по В. Я. Левину [4]), в разнообразных щелочных метасоматитах Центральной щелочной полосы (Ишкульское, Байдашевское, Светлоозерское месторождения, “подинтрузивный субкомплекс”), а также в плагиогнейсах и гипербазитах, обрамляющих массивы миаскитов (Булдымское, Спирихинское месторождения, “надинтрузивный субкомплекс”).

Ранние карбонатиты “интрузивного и подинтрузивного субкомплексов” (карбонатиты–I) образуют пластообразные и жильные тела в миаскитах и щелочных метасоматитах. Они представлены массивными и брекчиевидными разностями кальцитового состава, содержащими калиевый полевой шпат, нефелин, биотит и акцессорные черный и красный пирохлор (преимущественно, гатчеттолит), циркон, апатит, ильменит, пирротин. Более поздние крупнозернистые кальцитовые карбонатиты (карбонатиты–II) встречаются в виде линз, гнезд и жил в карбонатитах I и во вмещающих их миаскитах и содержат альбит, биотит, апатит, иногда – пироксен и акцессорные пирохлор, циркон, ильменит, магнетит, пирротин, пирит.

Карбонатиты “надинтрузивного субкомплекса” (карбонатиты–III) образуют протяженные метасоматические зоны в гипербазитах, сопровождающиеся карбонат-флогопит-рихтеритовыми метсоматитами. Встречаются жильные тела пегматоидных карбонатитов мощностью до нескольких метров. Карбонатиты–III представляют собой неравномернозернистые массивные породы доломит-кальцитового состава с тетраферрифлогопитом, рихтеритом и магнетитом. Акцессорные минералы доломит-кальцитовых карбонатитов – пирохлор, циркон, магнетит, ильменит, пирротин, пирит, апатит. Поздние доломитовые карбонатиты с флогопитом (или хлоритом) и винчитом (карбонатиты–IV) образуют менее мощные тела с аналогичной зональностью. В отличие от доломит-кальцитовых карбонатитов они содержат редкоземельную акцессорную минерализацию (монацит, эшинит, редкоземельный пирохлор), а также апатит, магнетит, ильменит, циркон, колумбит. Наиболее поздние мелкие прожилки доломита в гипербазитах содержат хлорит, серпентин, монацит, реже – стронцианит.

Автором проведено изучение температурного режима карбонатитообразования в ИВК и соотнесение различных стадий карбонатитообразования с температурными фациями карбонатитов. Для оценки температур карбонатитообразования применялись биотит-пироксеновый и амфибол-пироксеновый геотермометры, основанные на распределении фемических компонентов между этими фазами [6], а также биотит-апатитовый геотермометр, основанный на распределении фтора между сосуществующими биотитом и апатитом и учитывающий аннит-сидерофиллитовую составляющую [9]. Кроме того, использовался пирит-пирротиновый термометр П. Тулмина, П. Бартона, доломит-кальцитовый термометр А. С. Таланцева [7], а также усовершенствованный титаномагнетит-ильменитовый геотермометр Баддингтона-Линдсли. При изучении были использованы химические анализы сосуществующих биотитов, пироксенов, амфиболов, апатитов, доломитов, кальцитов [4], позволяющие в одной пробе применить несколько геотермометров.

Результаты изучения температур карбонатитообразования и типохимизма минералов из различных типов пород И-В комплекса (более 100 анализов) иллюстрируются рис. 1.

На диаграмме FeO_t–MgO–Al₂O₃ представлен температурный тренд – уменьшение температур карбонатитообразования от высокожелезистых слюд миаскитов, сиенитов, нефелин-полевошпатовых мигматитов и ранних карбонатитов – I (Зоны 147) к более магнезиальным слюдам фенитов, карбонатно-силикатных метасоматитов и залегающих в них карбонатитов I и II стадии. Наиболее магнезиальные разности слюд в карбонатитах ИВК соответствуют по химизму слюдам, кристаллизующимся из карбонатитовой магмы [8], и находятся на завершении тренда.

Температуры образования высокожелезистых слюд ранних карбонатитов I (Зоны 147) близки температурам кристаллизации миаскитов (700–750 ºС) и относятся к наиболее высокотемпературной фации карбонатитов калишпат-кальцитовой фации. О правомерности отнесения карбонатитов – I к этой фации свидетельствует также парагенезис калиевого полевой шпата и кальцита, широко развитый в карбонатитах I стадии ИВК. Температуры образования карбонатитов I стадии, содержащих более магнезиальные слюды и залегающих
в фенитах и щелочных метасоматитах “подинтрузивного субкомплекса”, образуют тренд от 650 до 600 ºС, что также соответствует калишпат-кальцитовой фации карбонатитов (см. рис. 1).

Температуры образования для карбонатитов II стадии, содержащих биотиты, близкие по железистости, но менее глиноземистые относительно слюд ранних карбонатитов – I, варьируют от 590 до 490 ºС (см. рис. 1). Химические составы слюд соответствуют высокотемпературным фациям. Эти температуры и парагенезис кальцита с альбитом в карбонатитах II ИВК позволяют отнести эти карбонатиты к альбит-кальцитовой фации.

Температуры образования доломит-кальцитовых (карбонатиты–III) и доломитовых карбонатитов (карбонатиты–IV) Булдымского массива были определены Таланцевым А. С. по доломит-кальцитовому геотермометру и составили 575–410 ºС и 315–230 ºС, соответственно. Температура равновесия сосуществующих титаномагнетита и ильменита, характеризующая нижнюю температурную границу распада титаномагнетита, в карбонатитах – III равна 420 ºС. По данным пирит-пирротиновой термометрии сульфиды в доломит-кальцитовых карбонатитах сформировались на заключительных этапах при температурах 350–330 ºС. Химические составы амфиболов и слюд доломит-кальцитовых карбонатитов соответствуют альбит-кальцитовой и амфибол-доломит-кальцитовой фации [5]. Таким образом, доломит-кальцитовые карбонатиты Булдымского массива сформировались в широком диапазоне температур, соответствующих высокотемпературным калишпат-кальцитовой и альбит-кальцитовой фациям и среднетемпературной амфибол-доломит-кальцитовой фации, ранее не известной в ИВК. Доломитовые карбонатиты–IV сформировались при температурах хлорит-серицит-анкеритовой фации.

Содержания редких и редкоземельных элементов в карбонатитах различных фаций ИВК представлены в табл. и на рис. 2. Все разновидности карбонатитов имеют одновременную обогащенность редкими элементами – Sr, Ba, TR и значительные вариации Nb, Zr, Ti, V, Th, сходные со среднемировыми составами кальцио- и магнезиокарбонатитов (см. рис. 2) [10]. При этом доломитовые карбонатиты (IV) относительно кальцитовых (I, II) и доломит-кальцитовых (III) характеризуются более высокими содержаниям легких и средних РЗЭ и Тh, в меньшей степени Y, и обеднены Sr и Ba.

Ранние карбонатиты калишпат-кальцитовой фации “интрузивного субкомплекса” (карбонатиты–I) характеризуются высокими содержаниями Sr и Ba, минимальными содержаниями ∑TR + Y и минимальными индикаторными отношениями Nb/Ta и Zr/Hf при δEu, близком к 1, что характерно для высокотемпературных и магматических разностей карбонатитов. Рудные минералы ниобия концентрируется в виде пирохлора и гатчеттолита. Карбонатиты этой фации слагают рудную зону 147 Вишневогорского ниобиевого месторождения.

Примечание. 1–3 – Вишневогорский миаскитовый массив: 1 – миаскиты, 2–3 – карбонатиты “интрузивного субкомплекса” (Зона 147): 4 – брекчиевидные карбонатиты с пирохлором (карбонатит–I), 5 – к/з биотит – кальцитовый карбонатит с апатитом (карбонатит–II); 4–13 – Булдымский гипербазитовый массив: 4–5 – слабо измененные гарцбургиты, 6–13 – карбонатиты и щелочно-силикатные метасоматиты “надинтрузивного субкомплекса”; 6–7 – доломит-кальцит-флогопит-рихтеритовые метасоматиты, 8 – доломит-флогопитовый метасоматит с гатчеттолитом, 9 – тетраферрифлогопит-доломит-кальцитовый метасоматит, 10–11 – доломит-кальцитовые карбонатиты (карбонатиты–III): 10 – с пирохлором, 11 – пегматоидный карбонатит с рихтеритом и тетраферрифлогопитом; 12–13 – доломитовые карбонатиты (карбонатит–IV): 12 – с эшинитом, 13 – с монацитом. Анализы выполнены методом IСP–MS на приборе Элемент–2, г. Новоуральск, 2004 г.

 

Поздние карбонатиты альбит-кальцитовой фации “интрузивного субкомплекса” (карбонатиты–II) имеют максимальные содержания Sr и TR при высоких индикаторных отношениях Nb/Ta и Sr/Ba, TRce/TRY и, кроме того, в них отмечается некоторое снижение δEu, что характерно для более поздних высокотемпературных членов карбонатитовых серий. С карбонатитами этой фации связаны значительные концентрации пирохлора, образующие рудные Зоны 140 и 147 Вишневогорского месторождения.

Поздние доломитовые карбонатиты хлорит-серицитовой фации “надинтрузивного субкомплекса” (карбонатиты–IV), имеют максимальные содержания ∑TR + Y и Th и более низкие содержания Sr, Ba и Nb при максимальных значениях и значительных вариациях Nb/Ta, Zr/Hf и Sr/Ba, TRce/TRY отношениях, что характерно для поздних низкотемпературных членов карбонатитовых серий. Значение δEu в них достигает минимальных значений (δEu = 0.65) в монацитсодержащих кабонатитах – IV, что подтверждает их принадлежность к заключительным стадиям карбонатитообразования в ИВК. Редкие земли концентрируются в виде самостоятельных минеральных фаз – монацита и эшинита. С карбонатитами этой фации связаны Булдымское и Спирихинское месторождение редких земель.

Работа выполнена по целевой программе междисциплинарных проектов УрО РАН, СО РАН и ДВО РАН 2005 год.

 

Литература

1. Багдасаров Ю. А. Линейно-трещинные тела карбонатитов – новая субформация ультраосновных – щелочных карбонатитовых комплексов // ДАН, 1979. Т. 248. № 2. С. 412–415.

2. Бородин Л. С. Карбонатитовые месторождения редких элементов // Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. М. 1966, Т. III. C. 215–256.

3. Гинзбург А. И., Самойлов В. С. К проблеме карбонатитов // ЗВМО, 1983. Вып. 2. Ч.112. С. 164–176.

4. Левин В. Я., Роненсон Б. М., Самков В. С и др. Щелочно-карбонатитовые комплексы Урала. Екатеринбург: Уралгеолком, 1997. 274 с.

5. Недосекова И. Л. Карбонатиты Булдымского массива (минералогия, геохимия и условия образования), Ильменогорско–Вишневогорский комплекс, Ю. Урал // Ежегодник – 2003. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2004. С. 162–179.

6. Самойлов В. С. Карбонатиты (фации и условия образования). М. 1977. 291 с.

7. Таланцев А. С., Петрова Г. А. Условия и механизм формирования карбонатитов Ильменогорско-Вишневогорского щелочного комплекса. Свердловск, 1991. 70 с.

8. Le Bas M. J., Srivastava R. K. The mineralogy and geochemistry of the Mundwava carbonatite dykes, Sirohi District, Rajasthan, India // Neues Jahrbuch fur Mineralogie. Abhandlungtn. Stuttgart, 1989. Band 160. Helf 2. P. 207–227.

9. Sallet R. Fluorine as a tool in the petrogenesis of quartz – bearing magmatic association: applications of an improved F – OH biotite-apatite thermometer grid // Lithos 50, 2000. P. 241–253.

10. Wooley A. R., Kempe D. R. C. Carbonatite: nomenclature, average chemical compositions, and element distributions // Carbonatites: genesis and evolution. Unwin Hyman. London, 1989. P. 1–14.