Блог

Недосекова И.Л.,Мурзин В.В.
Геохимическая эволюция и типоморфизм карбонатов карбонатитов Ильмено-Вишневогорского щелочного комплекса (Ю. Урал

ТИПОХИМИЗМ И ЭВОЛЮЦИЯ СОСТАВА КАРБОНАТОВ ИЗ КАРБОНАТИТОВ

ИЛЬМЕНО-ВИШНЕВОГОРСКОГО ЩЕЛОЧНОГО КОМПЛЕКСА (ЮЖНЫЙ УРАЛ)

И. Л. Недосекова, В. В. Мурзин

Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург, Россия

 

Основным типоморфным признаком карбонатов в карбонатитах, как известно, являются высокие содержания в них редких элементов – прежде всего Sr, Ba и REE. Этими элементами, наряду с другими некогерентными элементам – Nb, Ta, Zr, V, P, Ti, Rb, U, Th, – обогащены карбонатитовые расплавы-флюиды, которые являются производными мантийных щелочных магм различной основности, обогащенных несовместимыми элементами. Изотопные составы карбонатов из карбонатитов характеризуются низкими значениями начальных отношений изотопов стронция (87Sr/86Sr)0 ~ 0.703–0.704 и высокими значениями начальных отношений неодима (143Nd/144Nd)0 ~ 0.5126–0.5122, подтверждая их мантийный источник [3,12, 13, 19]. Составы изотопов С и О в карбонатах из карбонатитов ранних стадий карбонатитообразования также имеют мантийные значения – δ13С ~ -6.0…-8.5 ‰ и δ18О ~ 7.5–10 ‰ [20]. Однако, в целом, вариации изотопных отношений С и О в карбонатах карбонатитов более значительны – δ13С (1.0…-8.5 ‰), δ18О (6.0–19.0 ‰) и часто выходят за пределы мантийных значений, что связано с процессами фракционирования изотопов С и О, происходящих при кристаллизационной дифференциации карбонатитового расплава с образованием относительно обедненных 13С и 18О твердых фаз и отделением флюидной фазы, обогащенной тяжёлыми изотопами [15].

Нами проведено изучение состава редких элементов в карбонатах методом ICPMS, а также изучение изотопного состава Sr, Nd, С и О карбонатов Ильмено-Вишневогорского комплекса (ИВК) – из карбонатитов Вишневогорского и Ильменогорского массивов миаскитов; из карбонатитов, залегающих в фенитовом ореоле этих массивов (жила 125, копь 97); из карбонатитов Булдымского ультрабазитового массива; из карбонатитов Потанинского месторождения Центральной щелочной полосы (ЦЩП). Кроме того, изучены карбонаты из кальцифиров вмещающих толщ фирсовской свиты (копь 15) и карбонатных тел Каганского ультрабазитового массива, залегающего в рифейских породах саитовской свиты Сысертско-Ильменогорского срединного массива, в 2 км к западу от Вишневогорского массива. Карбонатные жилы в Каганском массиве описаны В. Я. Левиным с савторами в качестве карбонатитов [5].

Карбонаты карбонатитов ИВК представлены кальцитом, ферродоломитом, доломитом, стронцианитом. Кальцит является основным породообразующим минералом ранних и поздних карбонатитов (сёвитов-I и сёвитов-II) Вишневогорского массива, ЦЩП и жилы 125. Кальцитом и доломитом сложены ранние карбонатиты (сёвиты-III) Булдымского массива, а также копи 97 и Байдашевского рудопроявления ЦЩП. В поздних карбонатитах Булдымского массива (бефорситы-IV) карбонат представлен доломитом. В бефорситах-IV Булдымского массива известна единичная находка стронцианита [6].

Кальциты ИВК. Зерна кальцита часто содержат вытянутые ориентированные вростки доломита, представляющего собой продукты распада твердых растворов. Кальцит содержит значительные количества железа, марганца и магния (мас. %): FeO 0.6–1.54; MnO 1.3–1.6; MgO 0.31–1.78 [5, 11]. Содержание в нём минала (Мg,Fe,Mn)CO3 составляет 4–9 мол. %. В кальцитах установлены высокие содержания Sr (1.15–3.77 мас. %) и редких земель (0.17–0.57мас. %). Таких содержаний стронций обычно достигает в кальцитах высокотемпературной калишпат-кальцитовой фации (0.32–1.45 мас. %), хотя высокостронциевые кальциты встречаются и в низкотемпературных фациях. Высокие содержания магния (0.07–1.81 мас. % MgO) также характерны для высокотемпературных кальцитов калишпат-кальцитовой и альбит-кальцитовой фаций [8]. Содержания FeO (0.15–0.68 мас. %) и MnО (0.06–0.72 мас. %) в кальцитах этих фаций обычно ниже. Обогащенность железом (до 5 мас. % FeO) и марганцем (до 6.05 мас. % МnO) более характерна для кальцитов хлорит-серицит-анкеритовой фации. Высокие содержания железа и марганца в высокотемпературных кальцитовых карбонатитах из миаскитов отмечались и ранее [4] и является особенностью кальцитов ИВК.

Доломиты ИВК.Доломиты представлены разностями, относящимися к серии твердых растворов доломит-ферродоломит. Доломит из доломит-кальцитовых карбонатитов и сопровождающих их метасоматитов содержит 12–13 % ферродоломитового минала. Содержания (мас. %): FeO 4.55–5.3; MnO 1.9–2.0; TR0.034–0.054; SrO 0.06–0.30. Доломиты из доломитовых карбонатитов представлены ещё более железистыми разностями (до 36 % ферродоломитового минала) [11], что, по классификации У. А. Дира [1], соответствует анкеритам. Необходимо отметить, что в названии хлорит-серицит-анкеритовой фации карбонатитов отражены именно такие составы “анкеритов”, являющиеся по современным классификациям ферродоломитами [7]. Содержание кутнагоритового минала в доломитах ИВК составляет 5 мол. %, что также характерно для пород этой фации.

Химические составы карбонатов карбонатитов ИВК иллюстрируются на классификационной диаграмме карбонатитов (рис. 1). Кальциты из карбонатитов Вишневогорского массива и ЦЩП (Вишневогорское, Потанинское, Увильдинское месторождения) находятся в поле кальциокарбонатитов (сёвитов) и формируют тренд изменения составов от ранних (сёвиты-I) к поздним (сёвиты-II) карбонатитам. В поле сёвитов-II попадают и поздние карбонатные прожилки, залегающие в амфиболитах и фенитизированных плагиогнейсах. От ранних к поздним сёвитам увеличивается содержание Fe и Mn и соотношение FeO+Fe2O3+MnO/MgO. Кальциты карбонатитов Булдымского массива и Байдашевского рудопроявления (сёвиты-III) образуют отдельное поле в области кальциокарбонатитов и близки по составу кальцитам из сёвитов-I Вишневогорского массива и ЦЩП, отличаясь более высоким содержанием Mg. Доломиты также формируют тренд увеличения железистости от ранних к поздним карбонатитам. Доломиты из сёвитов-III Булдымского массива находятся в поле магнезиокарбонатитов. Доломиты из поздних карбонатитов Булдымского массива (бефорситов-IV) часто более железисты и находятся в поле феррокарбонатитов. Кальциты и доломиты кальцифиров вишневогорской толщи и карбонатных жил Каганского массива [5] отличаются от карбонатов карбонатитов низкими содержаниями Fe и Mn, формируя на диаграмме отдельные поля.

Состав редких элементов в кальцитах и доломитах из карбонатитов ИВК и кальцифиров фирсовской толщи и жил Каганского массива приведен в табл. 1 и иллюстрируется на рис. 2. Кальциты карбонатитов ИВК по содержанию микропримесей широко варьируют.

Кальциты сёвитов-I содержат (г/т): Sr 7317–9435; Ва 11–342; (∑TR+Y) 352–2519, – что иногда на порядок меньше, чем в сёвитах-II. Для них характерны минимальные отношения La/Yb= 22–39. Содержания Sr в них близки кальцитам ранних карбонатитов щелочно-ультраосновных комплексов (УЩК) [2, 10, 17]. В целом, для карбонатов сёвитов-I характерна обедненность микропримесными элементами относительно пород карбонатитов, что предполагает наличие в карбонатитах этих стадий значительных количеств минеральных фаз, концентрирующих эти элементы (апатита и пирохлора). Кроме того, необходимо отметить высокое значение *Eu/Eu= 0.97–0.92 в кальцитах сёвитов-I Вишневогорского массива, близкое к *Eu/Eu миаскитов этого массива, что подтверждает их принадлежность к ранним высокотемпературным дифференциатам миаскитовых магм.

Кальциты сёвитов-II имеют максимальные содержания (г/т): (∑TR+Y) 3800–4011; Sr 21200–32000; значительные вариации Ba 177–945, – несколько превышающие содержания в породах карбонатитов, что свидетельствует о преимущественном вхождении этих элементов в кальциты на поздних стадиях карбонатитообразования. Характерно снижение *Eu/Eu = 0.87–0.78 в кальцитах сёвитов-II по сравнению с сёвитами-Iкак Вишневогорского массива, так и ЦЩП.

Кальциты сёвитов-III (Булдымский массив и копь 97) характеризуются близкими содержаниям Sr, Ba, REE и более высокими содержаниями Mn относительно сёвитов-I Вишневогорского массива и ЦЩП.

Они имеют несколько отличный от сёвитов-I и сёвитов-II хондритнормализованный спектр распределения редких земель (см. рис. 2), отличаясь повышенным содержанием HREE и, соответственно, низким отношением La/Yb = 24–35.

Доломиты бефорситов-IV Булдымского массива, по сравнению с кальцитами, содержат меньше (г/т): (∑TR+Y) 738–1336; Sr (5330–9097); Ba (25–96); больше – Th 15–41, Ti, V, Cr, Ni, иногда Mn (см. табл. 1). Меньшая изоморфная ёмкость доломитов по сравнению с кальцитами способствует образованию собственных минералов TR (монацита и эшинита) в бефорситах-IV. Для доломитов-IV характерно некоторое обогащение HREE по сравнению с кальцитами (TRCe/TRy = 5.8–6.7), тогда как для доломитов из сёвитов-III соотношения легких и тяжелых REE близки кальцитовым (TRCe/TRY = 10).

Кальциты из кальцифиров фирсовской толщи и карбонатных жил Каганского массива отличаются от кальцитов ИВК прежде всего низкими содержаниями (г/т): Sr 229–873; Ba8–21; REE 16–181; Mn 432–447; но высокими – Ti (28–67). А кальциты Каганского массива, кроме того, выделяются высокими содержаниями Cr (1000 г/т) и V(25 г/т) (см. табл.1 и рис.1).

Таким образом, в кальцитах от ранних к поздним карбонатитам ИВК происходит накопление Sr и REE. Необходимо отметить, что содержание Sr в кальцитах ИВК (6760–32000 г/т) очень высоко, на порядок выше, чем в кальцитах карбонатитов УЩК (1400–1700 г/т). В результате рассеивания Sr в кальцитах на начальных стадиях карбонатитообразования, в ИВК в поздних карбонатитах практически нет самостоятельных минеральных фаз стронция (которые обычно присутствуют в поздних карбонатитах УЩК). Кроме того, для кальцитов ИВК характерна обогащенность редкими землями (∑TR+Y = 350–4000 г/т) и, особенно, тяжелыми редкими землями (TRСe/TRY = 4–11) относительно карбонатитов УЩК, где (∑TR+Y) = 440–2100 г/т и TRСe/TRY = 8–32 [9]. Эти особенности кальцитов отражают общую специфику Ильмено-Вишневогорского карбонатит-миаскитового комплекса относительно карбонатитовых комплексов УЩК, вероятно, связанную с особенностями процессов генерации и дифференциации миаскитовых магм.

Первичные отношения 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd в карбонатах из карбонатитов ИВК находятся в интервале, типичном для пород с мантийным источником. При этом необходимо отметить, что первичные изотопные отношения стронция в кальцитах Вишневогорского массива (87Sr/86Sr = 0.70356–0.70361) ниже по сравнению с карбонатитами Булдымского массива и жилы 125, в которых 87Sr/86Sr = 0.70440–0.70470. Первичные отношения 143Nd/144Nd (0.51222–0.51224, εNd (440) = 2.9–3.4) в кальцитах Вишневогорского массива выше, чем в кальцитах (0.51189–0.51194, εNd (440) = -2.6…-3.4) и доломитах (0.512105–0.512057, εNd = 0.65…-0.28) Булдымского массива. В кальцитах Каганского массива установлены высокие первичные отношения изотопов (87Sr/86Sr)0 = 0.7077, что свидетельствует о коровом источнике их вещества.

Составы изотопов С и О в карбонатах из карбонатитов ранних стадий ИВК также имеют мантийные значения δ13С (-6.3…-8.5 ‰)) и δ18О (7.5–7.9 ‰), размещаясь в пределах мантийного квадрата [20] и первичных магматогенных карбонатитов [14] (рис. 3). В поздних доломитовых карбонатитах Булдымского массива (бефорситах-IV) значения δ18О (9.2–10.4 ‰) и δ13С (-7.4…-8.2 ‰) смещаются в область повышенных значений относительно ранних доломит-кальцитовых карбонатитов (сёвитов-III), что соответствует тренду релеевского изотопного фракционирования [15]. Бефорситы-IV Булдымского массива могут рассматриваться в качестве более поздних дифференциатов карбонатитовых магм.

Необходимо отметить, что состав изотопов Sr, C и O в кальцитах карбонатитов Вишневогорского массива, Булдымского массива и ЦЩП (Потанинское месторождение) показывают незначительные, но систематические отличия, что может быть связано с различным составом исходных магм и многоэтапностью формирования карбонатитов. Однако, на данный момент нельзя полностью исключить и влияние процессов контаминации на изотопные составы карбонатитов ИВК.

Составы изотопов С и О в карбонатах из кальцифиров фирсовской толщи и карбонатных жил Каганского массива значительно отличаются от карбонатов ИВК более тяжёлым изотопным составом C и O. Кальциты карбонатных жил Каганского массива близки по изотопному составу углерода и кислорода (δ18О=13.8–20.3 ‰, δ13С= -0.4–1.3 ‰) морским нормально-осадочным карбонатам [16]. Кальцифиры фирсовской толщи имеют довольно тяжелый изотопный состав δ18О (18.3 ‰), но довольно легкий δ13С (5.9 ‰), занимая промежуточное положение между морскими осадочными и почвенными карбонатами.

Работа выполнена по целевой программе междисциплинарных проектов УрО РАН, СО РАН и ДВО РАН 2006–2007.

 

Литература

  1. Дир У. А., Хауи Р. А., Зусман Дж.Породообразующие минералы. М.: Мир, 1966. Т. 5. 406 с.
  2. Капустин Ю. Л.Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 1971. 285 с.
  3. Карбонатиты (под ред. Таттла О., Гиттинса Д.).М.: Мир, 1969. 485 с.
  4. Кононова В. А., Донцова Е. И., Кузнецова Л. Д.Изотопный состав кислорода и стронция ильмено-вишневогорского щелочного комплекса и вопросы генезиса миаскитов // Геохимия, 1979. № 12. С. 1784–1795.
  5. Левин В. Я., Роненсон Б. М., Самков В. С и др.Щелочно-карбонатитовые комплексы Урала. Екатеринбург: Уралгеолком, 1997. 272 с.
  6. Недосекова И. Л., Лотова Э. В.Находка стронцианита в Булдымском гипербазитовом массиве (Вишневые горы) // Материалы к топоминералогии Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986. С. 56–61.
  7. Никель Е. Х.Твердые растворы в номенклатуре минералов // Зап. ВМО, 1992. № 2. С. 91.
  8. Самойлов В. С.Карбонатиты (фации и условия образования). М.: Наука, 1977. 291 с.
  9. Самойлов В. С., Смирнова Е. А.Поведение редкоземельных элементов в процессе карбонатитообразования и некоторые аспекты генезиса карбонатитов // Геохимия, 1980. № 12. С. 1844–1858.
  10. Самойлов В. С.Геохимия карбонатитов. М.: Наука, 1984. 190 с.
  11. Таланцев А. С., Петрова Г. А.Условия и механизм формирования карбонатитов Ильменогорско-Вишневогорского щелочного комплекса. Свердловск: 1991. 70 с.
  12. Bell K.Glimpses into the cristallization history of carbonatitic melts – an isotopic approach // EUG XI, Strasburg, 2001. Abstr. vol. P. 810.
  13. Carbonatites: Genesis and Evolution/ In Bell K. (ed). London: Union Hyman, 1989.
  14. Keller I., Hoefs I.Stable isotope characteristics of recent natrocarbonatite from Oldoinyo Lengai // Carbonatite volcanism: Oldoinyo Lengai and the petrogenesis of natrocarbonatites. Proc. Vulcanol., 1995. V. 4. P. 113–123.
  15. Ray I. S., Ramesh R..Rayleigh fractionation of stable isotopes from a multicomponent source // Geochim. et Cosmochim. Acta., 2000. № 64. P. 299–306.
  16. Salomons W.Chemical and isotopic composition of carbonatites in recent sediments and soils from Western Europe // J. Sediment. Petrol., 1975. V. 45. № 2. P. 440–449.
  17. Wall F., Zaitsev A. N.Phoscorites and Carbonatites from Mantle to Mine: the Key Example of the Kola Alkaline Province. London, 2004. 498 p.
  18. Wooley A. R., Kempe D. R. C.Carbonatite: nomenclature, average chemical compositions, and element distributions // Carbonatites: genesis and evolution / In Bell K. (ed). London: Uniоn Hyman,1989. P. 1–14.
  19. Zaitsev A., Bell K.Sr and Nd isotope date of apatite, calcite and dolomite as indicators of source, and the relationships of phoscorites and carbonatites from the Kovdor massiv, Kola peninsula, Russia // Contrib. Mineral. Petrol., 1995. № 121. P. 324–335.
  20. Yavoy M., Pineau F.Carbon and nitrogen isotopes in the mantle // Chem. Geol., 1986. V. 57. P. 41–62.