Минералого-геохимические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья

Ласточкин, Евгений Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Минералого-геохимические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Минералого-геохимические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья"

На правах рукописи

УДК 552.331(571.54)

ЛАСТОЧКИН Евгений Иванович

МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ КАРБОНАТИТОВ СЕВЕРНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

25.00.11 - геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых,

минерагения

25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

2 3 ДПР 2^3

Улан-Удэ-2009

003467216

Работа выполнена в Геологическом институте СО РАН

Научный руководитель:

кандидат геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник Рипп Герман Самуилович

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Спиридонов Александр Михайлович, Институт геохимии СО РАН

кандидат геолого-минералогических наук, профессор Сизых Анатолий Иванович, Иркутский Государственный Университет

Ведущая организация:

Институт Земной коры Иркутского научного центра СО РАН

Защита диссертации состоится 20 мая 2009 г.

В 1500 часов на заседании Диссертационного совета Д 212.073.01 при Иркутском государственном техническом университете в аудитории Е - 301, по адресу: г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83, тел/факс (3952) 40-51-12, е-таП dis@istu.edu

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского государственного технического университета.

Автореферат разослан {¡" апреля 2009 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета

Мальцева Г.Д.

Введение

Актуальность исследования.

Проблема концентрации рудных элементов в эндогенных карбонатных породах рассмотрены в многочисленных публикациях (Багдасаров, 2001, Карбонатиты, 1969, Капустин, 1971, Самойлов, 1977, СагЬогШкеБ, 1989 и др.). Большая часть их посвящена карбонатитам платформ и щитов, значительно меньше проявлениям в складчатых областях.

В Северном Забайкалье в последние годы обоснована новая карбо-натитоносная площадь. Карбонатиты в ее пределах характеризуются повышенными (до промышленных) содержаниями РЗЭ, стронция, апатита. После своего формирования карбонатиты были подвержены метаморфизму. А так как проблема преобразования рудных компонентов в связи с метаморфизмом в известной нам литературе еще не изучена, то выявленные объекты явились модельными для изучения процесса. Кроме того, конвергентность в минеральных составах, изотопно-геохимических особенностях карбонатитов и метаморфизованных осадочных и метасо-матически измененных карбонатных породах, требует обоснования критериев их диагностики, что является необходимым при проведении оценки перспективности кристаллических карбонатных пород.

Карбонатиты проявления Веселого характеризуются следующими наиболее важными особенностями:

1) они расположены в складчатом обрамлении Сибирского кратона, в пределах Байкало-Муйского пояса рифейской островодужной области;

2) они представлены доломитами и в ассоциации с ними не обнаружены силикатные комагматы;

3) в них установлены хромшпинель и минералы с высокими концентрациями хрома, являющиеся важным объектом для петрогенетических исследований и свидетельствующие о непосредственной выплавки пород из мантийного источника;

4) карбонатиты испытали метаморфические преобразования, определившие в значительной мере специфику минерального состава и характер распределения рудных компонентов.

Эти особенности карбонатитов еще недостаточно освещены в научной литературе, что послужило основанием для постановки специальных минералогических, геохимических и термометрических исследований. Это же определило необходимость сбора и анализа информации о метаморфизованных карбонатитах в России и за рубежом.

Цель и задачи исследований. Целью исследований было изучение метаморфических преобразований карбонатитов, установление особенностей распределения в них рудных компонентов.

В задачи исследований входило:

1. Изучение минерального, химического и изотопного состава кар-бонатитов и вмещающих пород.

2. Оценка РТ- условий метаморфизма вмещающих пород и карбона-титов.

3. Выявление признаков отличия между карбонатитами, их мета-морфизованными разностями и осадочными метакарбонатами.

4. Установление особенностей трансформации рудной минерализации на этапе постмагматического преобразования карбонатитов.

Объекты исследования.

Исследования были проведены в Северном Забайкалье на проявлении карбонатитов Веселое (и в качестве сравнения Пограничное) обнаруженных в 2002-2003 г в пределах новой карбонатитоносной площади.

Защищаемые положения.

/. Минеральные ассоциации карбонатитов проявления Веселого сформировались в три этапа — собственно карбонатитовый (магматический), метаморфический и гидротермальный (не связанный с карбонатитами).

II. Метаморфизм карбонатитов обусловил:

а) перекристаллизацию карбонатной матрицы (изменение структурно-текстурных особенностей); б) рафинирование минералов от примесей и переотложение компонентов с образованием новых минеральных фаз (стронцианит, монацит, синхизит); в) появление минералов нетипичных для карбонатитов (хлорит, фенгит, тальк, кварц, тремолит-актжолит, антофиллит).

III. Метаморфизованные первичноосадочные карбонатные породы (мраморы, кальцифиры, фосфориты), имея некоторые черты конвер-гентности с карбонатитами, сохраняют минеральные и изотопно-геохимические признаки, позволяющие проводить их диагностику.

Фактический материал и методы исследований.

. В основу работы положены данные полученные автором при проведении работ в период 2003-2009 гг, а также материалы лаборатории магматического рудообразования Геологического Института СО РАН. Исследования проводились по плановым темам лаборатории и включали петрохимическое, минералогическое, геохимическое изучение пород.

При проведении анализа химического состава пород были использованы следующие методы: фотометрический, атомно-абсорбционный, по-тенциометрический и пламенно-фотометрический (аналитики Г.И. Бул-даева, И.В. Боржонова, Э.М. Татьянкина). Содержания элементов-примесей определены рентгено-флюоресцентным (Б.Ж. Жалсараев) и 1СР-М8 (Иркутск, Институт геохимии), редкоземельных элементов спек-

тральным с предварительным химическим обогащением (Т.И. Казанцева, Л.А. Левантуева) и ICP-AES&ICP-MS (Лондон). Состав минералов определен на модернизированном рентгеновском микроанализаторе МАР-3 (С.В. Канакин). В зависимости от состава минералов съемки проводились при 15-20 kV, ускоряющем напряжении токе зонда от 20 до 40 нА, времени измерения 20 сек, и диаметре зонда 2-3 мкм. Для повышения достоверности анализа в окрестностях каждой точки проводилось несколько параллельных замеров. Микроструктурные особенности, взаимоотношения и однородность состава минералов изучались на электронном микроскопе LEO-1430 с энергодисперсионным спектрометром Jnca Energy-300 (Н.С. Карманов) и Probe SEM - Jeol5900LV Analytical SEM с катодолю-минесценцией, Отделе Минералогии Британского Музея Естественной Истории (Лондон).

Изотопному изучению кроме карбонатитов были подвергнуты мраморы, измененные ультрабазиты, сланцы. Анализы проведены в лаборатории стабильных изотопов Аналитического Центра ДВО РАН на прецизионных масс-спектрометрах Finigan МАТ-252 и 253. Определены составы кислорода и углерода в карбонатных минералах, кислорода в магнетите, флогопите, апатите, рутиле, а также кислорода в минералах метаморфического происхождения - кварце, фенгите и хлорите. Погрешность анализов не превышала для оксидов ±0,05, для карбонатов ±0,02. Методика пробоподготовки и анализа приведена в работе (Игнатьев и др., 2005).

Возраст карбонатитов определен по циркону (SHRIMP И) в ЦИИ ВСЕГЕИ (аналитик А.Н. Ларионов). Технология измерения U-Pb отношений и расчеты возраста описаны в статье (Ронкин и др., 2005).

Изучение включений в минералах проведено в 10 полированных пластинах оптическими и термометрическими методами. Для исследования включений был использован метаморфический кварц. Термометрические опыты с включениями проведены на микроскопе Olympus ВХ51 с высокотемпературной камерой "Lincam 1500".

Работы сопровождались детальным петрографическим изучением всех типов пород (более 60 прозрачных шлифов). Взаимоотношения минералов и их химический состав изучались в специально приготовленных препаратах, шлифах и аншлифах.

Изотопно-кислородные температуры пар сосуществующих минералов были определены по формуле: 1000 In а = А х 106/Т2(К), где 1000 In а

= разность изотопного состава кислорода, А = коэффициент фракционирования для пар минералов, Т = температура по Кельвину (СЬаско й а1., 2001).

Температура образования по магнетит-ильменитовому термометру дана по (ВасШг^оп е1 аК, 1964). Оценка температур карбонатного парагенезиса проведена с использованием геотермометра, основанного на величине магнезиальности кальцита (Голдсмит, 1989). Для этого проводилось сканирование по площади зерен кальцита, содержащих ламеллии доломита (структуры распада), с определением содержания магния.

При расчете давления, существовавшего на этапе метаморфизма пород, использован геобарометр С. Массоне (МаэБопе й а1., 1989), основанный на содержании кремния (ф. е.) в фенгитах.

Научная новизна работы.

1) Установлены минералого-геохимические и петрографические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья.

2) Выявлена направленность процессов преобразования в них рудных компонентов в процессе метаморфизма.

3) Сформулированы диагностические критерии (минералогические, геохимические, изотопные) отличия метаморфизованных осадочных карбонатных пород и карбонатитов.

Практическая значимость.

1) Установлено, что процессы преобразования рудного вещества в результате метаморфизма определяют петрохимические, минеральные, изотопно-геохимические особенности и технологические свойства карбонатитов. Происходившее при метаморфизме перераспределение редких и редкоземельных элементов, появление новых минеральных фаз, вызывает необходимость учета влияния таких процессов, при определении природы рудной минерализации и оценке перспективности карбонатито-вых проявлений.

2) Выявленные закономерности трансформации рудного вещества при метаморфизме могут быть использованы при оценке технологических свойств карбонатитов.

3) Обоснованный комплекс признаков диагностики и отличия метаморфизованных карбонатных пород от карбонатитов представляется важным для определения перспективности проявлений.

Апробация работы и основные публикации. По теме диссертации автором опубликовано 7 тезисов и 5 статей (одна статья в печати). Полученные результаты докладывались на X Международном Симпозиуме имени академика М.А. Усова студентов и молодых ученых «Проблемы Геологии и освоения недр» (Томск, 2006), XXII Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2007),

конференции посвященной 50-летию Сибирского отделения РАН и 80-летию чл.-кор, РАН Ф.П. Кренделева «Геохимия и рудообразование радиоактивных, благородных и редких металлов в эндогенных и экзогенных процессах» (Улан-Удэ, 2007), Международной научно-практической конференции, посвященной 50-лстию Бурятского ордена Трудового Красного Знамени геологического управления «Проблемы геологии, минеральных ресурсов и геоэкологии Западного Забайкалья» (Улан-Удэ, 2007), Научной сессии Геологического Института СО РАН (2008).

Объем и структура работы. Диссертация состоит из 4 глав, введения, заключения и списка литературы. Работа имеет объем 173 машинописные страницы, в том числе 70 рисунков, 48 таблиц. Список литературы состоит из 184 наименований, включая 73 публикации в зарубежных изданиях.

Работа выполнена в Геологическом Институте СО РАН (г. Улан-Удэ) при финансовой поддержке ИНТАС 05-1000008-7938, РФФИ № 0805-98028, Интеграционного проекта 6.15 СО РАН, научных школ РФ (НШ - 2284. 2003.5, НШ -2339. 2006. 5).

Автор выражает глубокую признательность и благодарность научному руководителю к.г.-м.н. Г.С. Риппу за помощь, советы и долготерпение в проведении исследований и при подготовке работы. Автор искренне благодарен H.H. Егоровой за консультации при петрографическом изучении пород и А.Г. Дорошкевич за помощь в термометрических, минералогических и геохимических исследованиях, а также М.В. Бадмацы-ренову и И.А. Избродину оказавшими содействие при подготовке работы.

Автор признателен к.г.-м.н. Карманову Н.С. и Канакину C.B. за выполнение электронно-микроскопических исследований и микрозондовых анализов, а также аналитикам A.A. Цыреновой, И.В. Боржоновой, Г.И. Булдаевой, H.JI. Гусевой, Б.Ж. Жалсараеву, Т.И. Казанцевой, JI.A. Леван-туевой и В.Ф. Посохову.

Глава 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Известно, что карбонатиты являются важным источником разнообразных полезных ископаемых. С ними связаны крупные скопления нио-биевых, железных, медных, редкоземельных руд, флюорита, флогопита, апатита, циркония, стронция. Проблемами рудоносности карбонатитов занималась большая группа исследователей Е.М. Эпштейн (1959), A.A. Фролов, (i960), Л.К. Пожарицкая (1960), Ю.А. Багдасаров (2001). Необходимость выделения двух принципиально различных типов карбонатитов (ранних и поздних), отличающихся рудоносностью была показана Ю.Л. Капустиным (1964,1965, 1966).

Формирование рудной минерализации в карбонатитах происходит как на собственно карбонатитовом, так и на постмагматическом этапах. Поэтому нередко оруденение в них рассматривалось как вторичное, наложенное, и обсуждался его гидротермально-метасоматический генезис (Самойлов, 1977).

Карбонатиты Северного Забайкалья (Веселое, Пограничное) были подвержены метаморфическим преобразованиям. В научной литературе недостаточно внимания уделено проявлениям карбонатитов, испытавших метаморфические изменения. Принципиально важным представляется также получение признаков для опознания метакарбонатитов и отличия их от рудоносных метасоматически переработанных, в том числе осадочных карбонатных пород. Показательным для этих случаев являются дискуссии о генетической природе проявления в зоне Татарского глубинного разлома, месторождения Баян-Обо, Тулинского и Селигдарского массивов.

Для месторождения карбонатитов Баян-Обо (Chao, 1997) и для даек карбонатных пород Антарктики с минералогическими и геохимическими признаками подобными карбонатитам (Hall, 1995) предложена модель образования их в результате метаморфизма известняков. Аналогично этому карбонатиты Тулинского массива выделяются, как преобразованные в результате метаморфизма осадочные породы (Евзикова, 1972, 1995).

Проблему метаморфизма карбонатных пород обсуждал М.Ж Jle Ба (2002). Им был обозначен ряд критериев, по которым предлагается оценка протолита карбонатных пород - были ли это карбонатиты или известняки, превращенные в мраморы. В числе отличительных признаков им отдано предпочтение уровню содержания в породах стронция и редкоземельных элементов (Le Bas, 2002).

В северо-западной Канаде (провинция Слэйв) в карбонатитах с возрастом 2,6 млрд. лет, отмечен метаморфизм от зеленосланцевой до амфи-болитовой фации (Villeneuve et al., 1998). В них помимо перекристаллизации зафиксированы также процессы рафинирования минералов, сопровождавшиеся появлением монацита в апатите. Карбонатиты провинции Яннан (Китай) с возрастом 1048 млн. лет, были метаморфизованы 893 млн. лет назад (Yang et al., 2006). В этих карбонатитах присутствуют тремолит и диопсид. Минералы, характерные для скарнов (диопсид, гроссу-ляр, андрадит и волдастонит), установлены в карбонатитовых дайках Фу-эрт-вентуры (Канарские острова), расположенных в зоне мигматитов (Demeny et al., 1998, 2006). Позднепротерозойские карбонатиты Самал-патти (Индия) также содержат диопсид, гроссуляр, везувиан и волласто-

нит, указывающие по (Rajesh et al., 2005) на низкобарические и высокотемпературные условия метаморфизма.

Метаморфизм карбонатитов, как и любой карбонатной породы, сопровождается перекристаллизацией минеральных агрегатов, изменением структур и текстур пород (Жабин, 1971; Pell et al., 1989), преобразованием первичных и появлением новых минеральных видов, изменением химических составов и некоторых изотопных характеристик. Это обусловило появление конвергентных признаков у карбонатитов и метаморфи-зованных осадочных и в том числе фосфатсодержащих карбонатных пород. А так как сведения о многих сопутствующих метаморфизму изменениях карбонатитов в известной нам литературе разрознены или отсутствуют, то это ставит необходимость идентификации метаморфизованных карбонатитов и осадочных карбонатных пород.

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ

ВЕСЕЛОГО

Геологическое строение

Проявление находится к западу от Северо-Муйской глыбы, в пределах Байкало-Муйского пояса рифейской островодужной области, в южном складчатом обрамлении Сибирского кратона. В восточной части пояса, в позднем рифее-венде сформировалась рифтогенная зона (Божко и др., 1999). Северо-Муйская глыба представляет выступ раннедокем-брийского кристаллического фундамента, сложенного сланцами, гнейсами и гранито-гнейсами. Распространенные на ее площади породы мета-морфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой, а в отдельных участках - эклогитовой фаций (Булгатов, Турунхаев, 1984).

С запада к глыбе примыкает полоса кристаллических сланцев сменяющихся вулканогенно-осадочным комплексом пород рифейского возраста. Последние представлены вулканитами основного и среднего состава, метаморфизовашшми в условиях фации зеленых сланцев (Божко и др., 1999).

Площадь проявления сложена слюдисто-кварц-полевошпатовыми кристаллическими сланцами участками, обогащенными хлоритом, акти-нолитом,эпидотом.

Метаморфические породы прорваны массивами и дайками габброи-дов, ультрабазитов, гранитоидов и карбонатитами (рис. 1). На участке Веселом базиты представлены дайками мощностью до 2 - 3 метров, а ультрабазиты слагают цепочки линзообразных тел вытянутых в ССЗ направлении. Ультрабазиты на контактах с вмещающими породами рас-сланцованы. Здесь неравномерно распределены участки ослюденения,

хлоритизации, оталькования и будины тальк-кварц-карбонатных пород. В них присутствует вкрапленность хромита и высокохромистого магнетита.

Среди сланцев встречаются тела окварцованных доломитовых мраморов мощностью до нескольких десятков метров с вкрапленностью и прожилками фенгита.

Проявление Пограничное расположено вблизи южной окраины Се-веро-Муйской глыбы (Рипп и др., 2004), в 50 км к юго-востоку от проявления Веселого. Площадь проявления сложена базитами и осадочно-метаморфическими породами, превращенными в милониты, и гранитои-дами муйского комплекса. Тело карбонатитов залегает среди габброидов

бирамьинского комплекса, прорванных позднепалео-зойскими гранитоидами конкудеро-мамаканского комплекса.

Рис 1. Схема геологического строения верховьев р. Келяна по Н.П. Андрееву, В.П. Инюшкину, с дополнениями авторов (Г.С. Рипп и др.).

1 - современные рыхлые отложения; кембрийские образования: 2 - известняки и 3 - сланцы; ри-фейские: 4 - слюдисто - кварц - полевошпатовые сланцы; 5 - хлорит -слюдисто - кварц - полевошпатовые сланцы; 6 - доломитовые мраморы; 7 - карбонатиты; 8 - габброиды: а) массивы, б) дайки; 9 - измененные ультрабазиты; 10 - граниты; 11 - тектонические нарушения; 12 - участок проявления Веселого.

Метаморфизм пород

Все породы муйской серии метаморфизованы в условиях фации зеленых сланцев (Божко и др., 1999; Булдыгеров, 2005; Конников, 1999; Цыганков, 2005). Вулканиты превращены в метадиабазы, амфиболиты, порфироиды, кварц-серицит-альбитовые сланцы, а осадочные породы в сланцы, метапесчаники, кристаллические известняки.

На участке Веселый во всех изученных породах (сланцах, габброи-дах, ультрабазитах, мраморах, карбонатитах), также присутствуют ассоциации метаморфических минералов, соответствующие зеленосланцевой

фации. Ультрабазиты были преобразованы в тальк-кварц-карбонатные породы с фенгитом, хлоритом, актинолитом, флогопитом, а габброиды превращены в хлорит-амфибол-эпидотовые породы. Типоморфным минералом вмещающих пород и карбонатитов является фенгит с высоким содержанием кремния (3,25-3,45 ф.е.) (табл. 1). Согласно фенгитовому барометру (Маэзопе ег а1., 1989) образование этого минерала происходило при давлениях варьирующих в интервале 6-8 Кбар.

Температурные условия метаморфизма были проверены термометрическими исследованиями. Для изучения включений в сланцах использовался кварц. Гомогенизация первичных включений в нем происходила при 368-375°С, а декрепитация - при температурах от 367 до 382°С.

Таблица 1. Составы фенгита из пород участка Веселый

Б ¡О, А120з РеО МвО К20 Б! ф.е.

Сланцы

47,12*49,78 24,05*30,53 2,42*7,65 1,25*3,13 11,23*11,66 3,23*3,45

(48,55) (27,69) (5,41) (2,14) (11,42) (3,34)

Мраморы

49,32*5181 26,32*30,32 0,17*1,9 3,21*5,0 10,35*11,06 3,38*3,41

(50,64) (28,11) (1,0) (4,19) (10,56) (3,39)

Ультрабазиты

47,77*50,49 24,13*26,67 0,83*2,59 3,00*5,03 10,50*10,82 3,39*3,44

(48,59) (25,33) (1,24) (4,01) (10,62) (3,42)

Габброиды

47,28*48,96 26,75*28,89 3,24*4,16 1,98*3,24 8,92*11,33 3,35*3,39

'(47,85) (27,56) (3,73) (2,16) (6,32) (3,37)

Карбонатиты

46,43*49,82 27,57*29,64 2,31*3,72 1,79*3,13 11,31*11,96 3,25*3,40

(47,63) (28,39) (2,95) (2,76) (11,59) (3,36)

Примечание. В скобках приведены средние значения.

Глава 3. КАРБОНАТИТЫ

Общая характеристика карбонатитов ', На площади участка в полосе шириной около 1 км на протяжении 4-5 км установлены дайки карбонатитов (Рипп и др., 2004). По элювиально-делювиальным свалам отдельные тела прослежены на расстоянии 6001000 метров, мощность тел достигает нескольких метров. В коренных выходах кристаллических сланцев наблюдались будинированные и складчатые деформации тел карбонатитов (рис. 2 а, б). Контакты их с вмещающими сланцами обычно тектонизированы, в результате чего материал последних "затёрт" в карбонатитовую матрицу.

Карбонатиты представляют собой массивные, среднезернистые породы с отчётливо выраженной полосчатой текстурой, параллельной контактам тел. Полосчатость определяется единой ориентировкой кристаллов апатита, зёрен доломита и полосами, обогащенными магнетитом, рутилом, амфиболом, кальцитом. На ненарушенных контактах отмечаются зоны частично хлоритгоированного флогопита.

Химический состав пород ложится в поле магнезиокарбонатита. Особенностью их являются повышенные концентрации фосфора (4,269,17 мас.% Р205), титана (0,19-0,54 мас.% ТЮ2), фтора (0,32-0,76 мас.%). В породах в три-четыре раза выше, чем в среднем карбонатите (Woolley & Кешре, 1989) хрома и никеля, заметно ниже содержания ниобия (4-17 г/т), циркония (47-270 г/т), марганца (0,11-0,14 мас.% МпО). Состав РЗЭ и конфигурация их нормированных содержаний подобны карбонатитам из других регионов (рис. 3). Характерно преобладание легких лантаноидов, отсутствие европиевой аномалии.

Результаты термометрического изучения включений по (Doroshke-vich et al., 2007) в цирконе и апатите (800-920°С), данные по магнетит-ильменитовому геотермометру (725°С) и изотопно-кислородным термометрам (720-1040°С), свидетельствуют о магматическом происхождении карбонатитов.

а б

Рис. 2. а- будинированное тело карбонатитов в сланцах. 1- делювиальные отложения; 2, 3- сланцы; 4- карбонатиты; б- фрагмент жилы кар-бонатита деформированной в процессе складчатости в сланцах (т.н. № 4).

Рис. 3. Диаграмма нормированных содержащий РЗЭ к хондриту по (Me Donough, Sun, 1995) в карбонатитах участка Веселый; заштриховано поле составов РЗЭ в карбонатитах.

Изотопная характеристика пород проявления Веселого

Значения 5шО в магнетите, рутиле, апатите и флогопите подобны величинам в минералах из базитов, ультрабазитов и карбонатитов других регионов. Отношение 87Sr/86Sr (0.7037 - 0.70396) в карбонатитах, также близки к породам с мантийным источником (Фор, 1986).

Различие в составах кислорода проанализированных минералов согласуется с известными коэффициентами фракционирования и свидетельствует о существовании изотопной равновесности во время формирования карбонатитов. Это позволило рассчитать изотопные температуры по (Chacko et al., 2001) в парах доломит-магнетит (720°С) и магнетит-апатит (1040°С).

Изотопный состав кислорода в карбонатных минералах в целом имеет значения мантийного источника (6180%о SMOW от 8,9 до 10,7) (Taylor et al., 1967; Demeny et al., 2004), а углерод заметно обогащен тяжелым изотопом (от -2,3 до -1,2 %о 5ПС PDB) (табл. 2). Причины такого утяжеления еще недостаточно ясны. Оно могло быть связано с процессами фракционирования между окисленными и восстановленными формами соединений углерода.

В доломитовом мраморе составы углерода и кислорода близки к величинам в метаморфизованных морских известняках (табл. 2).

В тальк-кварц-карбонатных породах, образовавшихся по ультраба-зитам, составы углерода в магнезите и доломите близки к составам в карбонатитах, кислород же заметно более тяжелый (рис. 4).

5 4

2 О -2 -4 -6 -8

Рис. 4. Изотопные составы кислорода и углерода (%о): 1- карбонати-ты Веселого, 2- карбонатиты Пограничного, 3- тальк-кварц-карбонатные породы и 3-мраморы проявления Веселого. Поле изверженных карбонатитов (PIC) по (Taylor, 1967).

" Б! D ¡3 D D

а8°а олл _ « 4 л »4 лл " " d

PtnUKKOi фякионнршнуг Попе из «ест у /Осадочная «еиикяяци*

- PIC

K^Q'/LivsMavvi

2 4 6 8 10 12 14 16 18 22 24

Таблица 2. Изотопный состав кислорода и углерода в минералах из пород участка Веселый

Анализированный материал (количество анализов) б"О%0 SMOW 6"С%) PDB

Карбонатит доломит (9) 8,9*11,1 (9,8) -1,2 *-2,3 (-1,9)

кальцит(1) 9,1 -1,5

флогопит (1) 6,8

магнетит (3) 1,5*4,0 (2,7)

апатит(2) 5,3 * 5,4 (5,35)

рутил (1) 2,2

метаморфические кварц(1) 9,7

хлорит (1) 5,2

кальцит из прожилка (1) 9,8 -2,3

Доломитовый мрамор доломит (4) 13,7 * 16,1 (14,9) -2,8* -5,6 (-4,2)

Измененные ультрабазиты магнезит* доломит (7) 11,7*14,2 (12,9) -0.6*-1,9 (-1.D

Кристаллические сланцы фенгит(1) 8,8

Примечание. В скобках даны средние значения.

Минеральный состав карбонатитов

Минералы в карбонатитах представлены магматической (собственно карбонатитовой), метаморфической и гидротермальной (не связанной с карбонатитами) ассоциациями. Кроме того, в них установлены ксеноген-ные минералы, для которых предполагается мантийное происхождение (Рипп и др., 2007). Общий список минералов представлен в таблице 3.

Собственно карбонатитовая ассоциация включает (объёмные %) доломит (75-80%), апатит (10-20%) и кальцит (5-15%), в числе второстепенных минералов присутствуют магнетит (1-2%), рутил (1-2%), флогопит (до 1%) и щелочные амфиболы (до 1%). Среди акцессорных установлены циркон, монацит.

Ксеногенные минералы связаны с мелкими (3-5 мм), в разной степени дезинтегрированными ксенолитами (Рипп и др., 2008). Они представлены двумя типами. Один из них слагает симплектитовые срастания магнетита и рутила с включениями ильменита, титанита и кристаллок-ластов магнетита с хромитом. Ко второму типу относятся существенно рутиловые агрегаты, сопровождающиеся шлейфами их оскольчатых

зерен. Силикатная фаза в ксенолитах представлена, сформировавшимися позднее, хромсодержащими фенгитом, хлоритом, титанитом.

Ассоциация метаморфических минералов состоит из новообразований фенгита, талька, хлорита, тремолит-актинолита, антофиллита, монацита, кварца, алланита, бастнезита, доломита-П и кальцита-И. Эти минералы распространены неравномерно, что обусловлено степенью нарушенное™ пород и масштабами привноса БЮг, А1203, К20 из вмещающих сланцев.

К гидротермальным минералам не связанным с карбонатитами относятся сульфидный и кварц-сульфидный парагенезисы. Сульфиды представлены, в основном, пиритом и меньше халькопиритом, галенитом и сфалеритом. Они образуют скопления и цепочки зерен, приуроченных к трещинкам в карбонатите.

Таблица 3. Минеральный состав карбонатитов участка Веселый

Генетическая группа Минеральный состав

Ксеногенная Магнетит, рутил, хромит, титанит

Собственно карбонатитовая Главные: доломит, апатит, кальцит Второстепенные и акцессорные: флогопит, магнетит, рутил, магнезиорибекит, рихтерит, циркон, монацит

Метаморфогенная Фенгит, кварц, тальк, тремолит, актннолит, хлорит, антофиллит, стронцианит, доломит, кальцит, барит, титанит, монацит, алланит, бастнез'ит, паризит

Гидротермальная, не связанная с карбонатитами Хлорит, кварц, пирит, халькопирит, галенит. сфалерит

Термобарогеохимические исследования

Изучению были подвергнуты включения в апатите, цирконе и метаморфическом кварце. Среди твердых включений в апатите установлены доломит и рутил. Температура гомогенизации расплавных включений в апатите происходила при 920°С, в цирконе при 800°С (ВогояШе-У1сЬ е1 а!., 2007).

Гомогенизация первичных газовожидких включений в метаморфическом кварце происходила в интервале 377 - 450°С. Часть первичных включений декрепетировала при 380-390°С, что вероятно было обусловлено высоким флюидным давлением во включениях. Полученные температуры соответствуют значениям температур регионального метаморфизма зеленосланцевой фации. Вторичные включения гомогенизировали при 150°С.

Глава 4. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

Проведенный комплекс исследований позволил выявить главные особенности метаморфизованных карбонатитов, которые явились основой для трех защищаемых положений.

I. Минеральные ассоциации карбонатитов проявления Веселого сформировались в три этапа - собственно карбонатитовый (магматический), метаморфический и посткарбонатитовый гидротермальный (не связанный с карбонатитами).

О магматическом образовании карбонатитов кроме их структурно-текстурных особенностей, свидетельствуют также данные по минеральным, изотопно-кислородным термометрам и результаты термобарогео-химических исследований (табл. 4). Начало кристаллизации, установленное по температурам гомогенизации расплавных включений в апатите и цирконе, являющихся наиболее ранними минералами, превышает 920°С (ОогозЬкеукЬ ее а1., 2007). Температура промежуточного этапа, согласно магнетит-ильменитовому геотермометру (ВасМ^Юп е! а!., 1964), составила 725°С. Нижняя граница кристаллизации карбонатитов определена по степени магнезиальности кальцита образовавшегося на завершающей стадии. Согласно геотермометру Дж. Р. Гослдсмита (Голдсмит, 1987) кальцит образовался при температуре 600-625°С.

Величины 6180 в минералах свидетельствуют в целом о изотопной равновесности в карбонатитовом расплаве. Рассчитанные по изотопным термометрам (СЬаско е! а!., 2001) температуры для пар минералов (табл. 4) близки к температурам, определенным по минеральным геотермомет-

рам и при термобарогеохимическом изучении. Наибольшие температуры получены для пары апатит и магнетит, выделившихся на начальном этапе кристаллизации.

Состав минералов собственно карбонатитового этапа (см. табл. 3) в целом мало отличается от карбонатитов других регионов. Наибольшее отличие связано с присутствием повышенных количеств рутила и минералов слагающих ксенокласты. Для последних предполагается мантийное происхождение (Рипп и др., 2007). Они сложены хромсодержащими рутилом, магнетитом и хромитом.

В рутиле из ксенокластов кроме хрома содержится повышенное количество ниобия. Подобные рутилы вместе с кристаллокластами хром-шпинели установлены в матриксе эффузивных доломитовых карбонатитов Тамазерта (МоиПасЗа е1 а!., 1997).

Таблица 4. Оценка температур образования карбонатитов

Термометры Минеральный Изотопный

Пары минералов Cal-Dol Mt-Ilm Cal-Mt Ap-Mt

Температуры 600-650°С 725°С 722°С 1046°С

Карбонатиты Северного Забайкалья были сформированы в конце рифея - начале венда (Рипп и др., 2008). На участке Пограничном значения возраста (Ar/Ar) лежат в интервале 624-625 млн. лет, а на Веселом (U-Pb, циркон, SHRIMP II) - 596±3.5 млн. лет. Время метаморфических процессов происходило на 30-40 млн. лет позднее, чем были образованы карбонатиты. Возраст метаморфизма вмещающих сланцев на проявлении Веселом (Rb/Sr изохрона) составил 550±14 млн. лет. Близкое значение (559±17 млн. лет) получено по монациту (U-Pb, SHRIMP И), выделившемуся из апатита в результате метаморфизма на участке Пограничный. Rb/Sr изохронный возраст слюдистых сланцев на площади месторождения Каменного, расположенного к западу от Северо-Муйской глыбы, также дал 563±60 млн. лет (Миронов и др., 2004). Эти данные совпадают с возрастом регрессивного метаморфизма Северо-Муйской глыбы по (Божкоидр., 1999).

Метаморфизм в карбонатитах сопровождался: а) перекристаллизацией минералов и их рафинированием от примесей, б) взаимодействием компонентов, привнесенных из вмещающих пород, с карбонатитовой матрицей.

Составы метаморфических минеральных ассоциаций соответствуют зеленосланцевой фации эпидот-мусковит-хлоритовой субфации. Это подтверждается температурами гомогенизации первичных включений в

метаморфическом кварце (377 - 450°С). Содержания кремния в тетраэд-рической позиции (3,25-3,45 ф.е.) в фенгитах из карбонатитов, сланцев, базитов, ультрабазитов и мраморов, указывают на повышенные давления при образовании минерала. При принятой температуре 400°-430°С, величина давления должна была составлять 6-8 Кбар (рис. 5).

доломиту и щелочным амфиболам, соответственно унаследовали их повышенную магнезиальность.

В гидротермальный этап (не связанный с карбонатитами) образовались вкрапленность и прожилки пирита, халькопирита, галенита, сфалерита, кварца. Они в основном распространены во вмещающих породах и лишь в незначительных количествах встречаются в карбонатитах. При этом источником железа в пирите является магнетит и железистый доломит.

II, Метаморфизм карбонатитов обусловил:

Перекристаллизация карбонатной матрицы привела к частичному изменению структурно-текстурных особенностей пород. Она сопровождалась образованием прожилков кальцита и доломита. Часть кальцита выделилась при замещении доломита тальком, хлоритом, фенгитом.

Появление новообразованных минералов является следствием двух процессов. Один из них обусловлен рафинированием первичных минера-

Р Кбар

Рис. 5. Оценка давления при метаморфизме пород участка Веселый по фенгитовому барометру (МаБзопе е1. а1, 1989).

Парагенезис метаморфического этапа в карбонатитах включает хлорит, тальк, фенгит, кварц, тремолит-актинолит, антофиллит. Минералы, образовавшиеся по

лов от примесей. Другой - связан с пр¡ганосом в карбонатитовую матрицу таких метаморфических компонентов как кремнезем, щелочи, глинозем.

Рафинирование минералов от примесей сопровождалось перераспределением Sr и РЗЭ с образованием новых минеральных фаз. Среди последних наиболее распространены монацит и стронцианит. Изначально количество стронция в первичных апатитах достигало 2 мас.% SrO, в измененных оно понизилось до 0,4-0,5 мас.% (рис. 6). Миграция редкоземельных элементов из апатита сопровождалась появлением по краям зерен и трещинкам новообразованных монацита, синхгоита, алланита.

Подобное рафинирование апатита от РЗЭ в результате посткарбона-титовых процессов, отмечено и в других проявлениях карбонатитов. В провинции Слэйв (Канада) перекристаллизация сопровождалась образованием монацита в апатите (Villeneuve et al., 1998). На Мушугайском месторождении с ними связано появление агрегатных скоплений перрьери-та (Рипп и др., 2005), а на Амба-Донгар - оторочек флоренсита (Бурцева и др., 2007). Электронно-микроскопическое изучение зерен апатита из пород указанных месторождений выявило весьма неравномерное в них распределение РЗЭ.

На проявлении Пограничном, расположенном в 50 км к юго-востоку от участка Веселого, метаморфические процессы сопровождались выделением монацита из апатита, превращением пирохлора в колумбит (Ласточкин, 2007). При этом возраст новообразованного монацита (559±17

млн. лет, SHRIMP II), совпал с воз-S2^"ac'A . растом метаморфизма проявившего-

• Первичные ся m Площадн.

Рис. 6. Тренд изменения содержаний стронция в минералах при их метаморфизме: 1-апатит (35 анализов), 2-доломит, 3-кальцит (50 анализов).

2.0 1.S Р

1,6 - 5* ■

1,4 - и

1.2 - в ■

1,0 - ■

0,8 - ■ ■

0,6 - t

0,4 - с

0,2 -

В доломите и кальците, также как и в апатите, содержание БгО изначально, составляло не менее 1-2 мас.%, а в перекристаллизованных обычно не превышает 0,5 мас.% 8гО (рис. 6).

В карбонатитах образовались минералы типоморфные для метаморфических процессов, тальк, фенгит, хлорит, антофиллит, алланит, тремолит-актинолит. Это было связано с привносом из вмещающих

сланцев кремнезема, калия и алюминия, сопровождавшимся замещением доломита и щелочных амфиболов новообразованными минералами. Этот процесс может быть представлен следующими реакциями:

Са [СОэЬ + [5Ю2] + Н20 -> тремолит-актиколит + СаС03

Са [С03]2 + [БЮ2] + Н20 -> тремолит-актинолит + СаС03 + С02

Са (Ре,М8) [С03]2 + [8Ю2 + А1+3 + К+1] + Н20 фенгит + СаС03 + С02 Са (Ре,1^) [С03]2 + ^¡02 + А1+3] + Н20 — хлорит + СаС03 Са (Ре,М§) [С03]2 + [Э102] + Н20 ->• антофиллит + СаС03 Появившийся в результате этих реакций кальцит, практически лишен примесей Бг, Ре, Фенгит, хлорит и актинолит, образовавшиеся в участках распространения высокохромистых минералов содержат повышенные количества хрома.

В карбонатитах амфиболы метаморфического происхождения, отчетливо дистанцируются от магматических амфиболов и лежат за пределами поля, характерного для этих пород (рис. 7).

болов из карбонатитов участка Веселый: 1 - рибекит, 2 - рихтерит, 3 -тремолит-актинолит.

III. Метаыорфизованные первичноосадочные карбонатные породы (мраморы, кальцифиры, фосфориты), имея некоторые черты конвер-гентности с карбонатитами, сохраняют минеральные и изотопно-геохимические признаки, позволяющие проводить их диагностику.

Гидротермалиты, метасоматически измененные и метаморфизованные осадочные карбонатные породы имеют с карбонатитами ряд конвергентных признаков. В связи с этим возникают сложности интерпретации их природы. Примером тому многочисленные случаи ошибочного отнесения к карбонатитам карбонатных пород (Багдасаров, 2008). Это предполагает необходимость выработки критериев диагностики кристалличе-

Рис. 7. Диаграмма составов амфиболов различного происхождения (Le Bas and Srivastava, 1989), в координатах содержаний Ca-Mg-Fe (ф. к.).

в - Область амфиболов пара-генных с карбонатитами. Стрелками показаны эволюционные тренды изменения химизма амфиболов в гранитах, гнейсах (А), амфиболитах (В) и богатых магнием породах (С). Составы амфи-

Са

Мд

ских карбонатных пород. Ранее М.Ж. Jle Ба с соавторами (Le Bas et al., 2002), при сравнении мраморов и "метакарбонатитов", обозначили некоторые критерии оценки протолита. Они включали минеральный состав пород, концентрацию в них стронция и РЗЭ. Для достоверной диагностики природы карбонатных пород и особенно случаев их гидротермально-метасоматической переработки, этих признаков не всегда достаточно и требуется привлечение дополнительных критериев.

Минеральные признаки. Метаморфизованные осадочные карбонатные породы отличаются от неизмененных карбонатитов типоморф-ными минеральными парагенезисами. Для мраморов и кальцифиров характерными минералами являются флогопит, тремолит-актинолит, шпинель, андрадит, скаполит, тальк, диопсид, а для карбонатитов - апатит, флогопит, магнетит, щелочные пироксены и амфиболы, циркон, пиро-хлор, стронцианит. В случаях, когда карбонатиты подверглись метаморфизму и в них были привнесены кремний и алюминий, появляются минералы подобные осадочным метакарбонатным породам. Примером этого являются карбонатиты проявлений Веселого, Селигдара, Самалпатти (Индия), Фуэрт-Вентуры (Канарские острова), Объединенных Арабских Эмиратов, провинции Яннан (Китай). В результате метаморфизма в них образовались диопсид, волластонит, хлорит, алланит, тремолит-актинолит, тальк.

Сквозные минералы, такие как карбонаты, амфиболы, пироксены, апатит, флогопит, присутствующие в карбонагатах и в метаморфизован-ных осадочных карбонатных породах, как правило, отличаются химическими составами.

Так кальцит и доломит карбонатитов в отличии от мраморов и кальцифиров характеризуются высокой концентрацией стронция, а доломит железа (рис.8).

Рис. 8. Составы карбонатов (мас.%) доломит-анкерит-

кутнагоритовой серии в карбонати-тах (1) и метаморфизованных осадочных доломитах (2). Карбонатиты проявлений: 1- Веселого, 2- Пограничного, З-Невании (Индия).

По Д.Д. Хогарту (Hogarth, 1989) апатиты различного генезиса отличаются содержаниями стронция и марганца (рис, 9).

FeO

МдО

МпО

-^CZ-

□ -2

•-з 7| o-4

I/ O-s

Рис. 9. Поля Mn-Sr отношений в апатитах из пород различных генетических групп по Д.Д. Хогарту (Hogarth, 1989). Апатитсо-держащие породы 1- Тувы, 2-Слюдянки (Капустин, 1986). Карбонатиты проявлений: 3 -Веселого, 4- Пограничного, 5- Невании (Индия).

Амфиболы в мраморах и кальцифирах характеризуются низкой щелочностью, а кальций и магний в них являются наиболее важными элементами (рис. 10 а). В противоположность им в амфиболах из карбонатитов содержания кальция и магния понижены, а щелочей и железа повышены.

а б

Ре А1

Sr (мае. %)

Са+Мд Иа+К Мд Яе

Рис. 10. а- Составы амфиболов (мас.%) из карбонатитов (1) и из ме-таморфизованных карбонатных пород (2). 1- проявление Веселое и 2-Пограничное. б- Поля составов флогопита (мас.%) из метаморфизован-ных осадочных карбонатных пород по (Метаморфический комплекс ... 1975; Ье Ваэ е1 а1, 2002) и карбонатитов по (Пожарицкая и Самойлов, 1972; Самойлов, 1977; Вгос! е1 а1., 2001 и др.). Карбонатиты проявлений: 1- Веселого, 2- Невании (Индия).

Пироксены также как и амфиболы из мраморов, как правило, низкожелезистые (Добрецов и Пономарева, 1964) высокомагнезиальные и кальциевые. Они представлены в основном диопсидом, в то время как для пироксенов из карбонатитов характерно присутствие эгиринового минала и повышенная железистость.

Низкая железистость отличает и флогопиты из метаморфизованных пород (рис. 10 б), слюды из карбонатитов нередко представлены тетра-феррифлогопитом.

Геохимические признаки. Карбонатиты относительно осадочных метакарбонатных пород обогащены ниобием, танталом, цирконием, гафнием. Высокие содержания стронция, РЗЭ, бария, наряду с низкой концентрацией алюминия, в еще большей степени подчеркивают геохимическую специфику карбонатитов. В осадочных карбонатных породах содержание стронция, РЗЭ, ниобия, циркония, иттрия обычно в 5-20 раз меньше чем в карбонатитах. Резко отличается спектр РЗЭ. Важным при этом является показатель дифференцированное™ РЗЭ. В карбонатитах отношение La/Yb, как правило, 100-300, в фосфатсодержащих осадочных карбонатных породах менее 30.

Изотопные признаки. Изотопный состав стронция, кислорода и углерода в карбонатах, кислорода в апатите, оксидах и силикатных минералах, в большинстве случаев относительно точно указывает на природу источника вещества пород. Изотопные отношения 87Sr/86Sr в осадочных карбонатах, включая их метаморфизованные разности, как правило, лежат в интервале 0,707-0,711. В породах моложе вендского возраста они обычно не опускаются ниже 0,707 (Покровский и др., 2006). Исключением являются некоторые архейские и нижнепротерозойские известняки, в которых стронциевые значения снижаются до 0,702-0,704 (Алфимова и др., 2006; Фор, 1989; Veizer et al., 1976, 1983). В карбонатитах отношения Sr/86Sr обычно варьируют в пределах 0,702-0,705 и подобны изотопным отношениям в мантийном источнике.

Значения 6180 (SMOW) в известняках варьируют в основном от +20 до +28%о (Александров, 1990, Prokoph et al., 2008), в карбонатитах +5 + +13%о (Carbonatites, 1989). При метаморфизме карбонатных пород углерод и кислород часто обогащаются легкими изотопами (Baertschi, 1957, Галимов и др., 1968, Shieh, Taylor, 1969, Донцова и др., 1974, Виноградов, Кулешов, 1976, Виноградов, 1981), и могут приблизиться к составу карбонатитов (Кулешов, 1986).

Специфичен изотопный состав кислорода в апатите из пород различных генетических групп. Он более консервативен, чем в карбонатах и мало меняется при метаморфизме. В апатите из карбонатитов значения варьируют в интервале +4,5 +6,5%о 5180 (SMOW) (Врублевский и др., 2003; Albert et al., 1999; Santos et al., 1995; Tichomirowa et al., 2006, наши данные и др.), а в апатитах метаморфизованных осадочных карбонатных пород (Донцова и др., 1974; Борщевский и др., 1982; наши данные) близок к составам морских осадочных фосфатов (+15 + +20%о б,80 SMOW).

Резко отличен изотопный состав углерода осадочных карбонатов (513С +5 * -2%о) и карбонатитов (-2 * -7%о). Он более устойчив к вторичным, в том числе и метаморфическим процессам (Виноградов, 1986).

Таким образом, индикаторные характеристики карбонатитов и кристаллических осадочных карбонатных пород позволяют достаточно уверенно проводить их диагностику.

Заключение

Проведенные исследования показали, что в результате метаморфических преобразований в карбонатитах происходит изменение структур-но-тестурных особенностей пород, появляются метаморфические минералы, такие как фенгит, хлорит, тальк, тремолит-актинолит, антофиллит, алланит, волластонит, диопсид, происходит перераспределение РЗЭ, стронция и образование монацита, стронцианита, синхизита, паризита, колумбита. Показано, что метаморфические процессы даже низких ступеней могут привести к существенному преобразованию карбонатитов, что необходимо учитывать при проведении петрохимического, минералогического и геохим1гческого изучения и оценке технологических свойств карбонатитов.

При этом наиболее важными следствиями метаморфических преобразований карбонатитов являются:

1) Понижение концентраций примесей в первичных минералах в результате рафинирования.

2) Появление новых минеральных видов.

3) Перераспределение полезных компонентов, обусловившее неоднородность концентраций в пределах карбонатитовых тел.

Существующая конвергентность признаков у метаморфизованных карбонатитов и осадочных метакарбонатных пород осложняет оценку их генетической природы. Решение этой задачи возможно с помощью комплекса минералогических, геохимических и изотопно-геохимических исследований.

Список опубликованных работ по теме диссертации

1. Рипп Г.С., Бадмацыренов М.В., Дорошкевич А.Г., Ласточкин Е.И. Карбонатиты участка Веселый (Северное Забайкалье) // Труды четвертого международного семинара. Глубинный магматизм его источники и их связь с плюмовыми процессами. Иркутск-Улан-Удэ, 2004. С. 267292.

2. Рипп Г.С., Бадмацыренов М.В., Дорошкевич А.Г., Ласточкин Е.И. Базиты и ультрабазиты карбонатитоносной зоны Северного Забайкалья // Труды пятого международного семинара. Проблемы источников

глубинного магматизма и плюмы. Иркутск-Петропавловск-Камчатский, 2005. С. 222-235.

3. Ласточкин Е.И. Особенности метаморфических изменений в кар-бонатитах участка Веселый. Теория, история, философия и практика минералогии // Материалы четвертого Международного минералогического семинара. Сыктывкар, 2006. С. 144-145.

4. Ласточкин Е.И., Бадмацыренов М.В. Некоторые особенности метаморфизма ультрабазитов в Северном Забайкалье // Материалы Третьей Международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск, 20Ó6. С. 140-141.

5. Lastochkin E.I., Ripp G.S., Doroshkevich A.G., Badmatsirenov M.V. Metamorphism of the Veseloe carbonatites, North Transbaikalia // Deep seated magmatism, its sources and plumes, Mirny-Irkutsk, 2006. P. 207-223.

6. Ласточкин Е.И., Рипп Г.С. К проблеме метаморфизма карбонати-тов. Строение литосферы и геодинамика // Материалы XXII Всероссийской молодежной конференции. Иркутск, 2007. С. 139-141.

7. Ласточкин Е.И. Метаморфизм и редкометальная минерализация в карбонатитах Северного Забайкалья // Геохимия и рудообразование радиоактивных, благородных и редких металлов в эндогенных и экзогенных процессах. Изд-во Бурятского научного центра СО РАН. Улан-Удэ, 2007. С. 99-103.

8. Ласточкин Е.И., Рипп Г.С. Изотопные составы кислорода и углерода в карбонатитах Северного Забайкалья // Проблемы геологии, минеральных ресурсов и геоэкологии Западного Забайкалья. Изд-во Бурятского научного центра СО РАН. Улан-Удэ, 2007. С. 45-46.

9. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Ласточкин Е.И. Изотопная характеристика карбонатитов Северного Забайкалья // XVIII симпозиум по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова. Москва, 2007. С. 223-224.

10. Ласточкин Е.И. Отличительные признаки метаморфизованных карбонатных пород от карбонатитов // Рудоносность ультрамафит-мафитовых и карбонатитовых комплексов складчатых областей. Изд-во Бурятского научного центра СО РАН. Улан-Удэ, 2008.С. 38-40.

11. Рипп Г.С. Дорошкевич А.Г., Карманов Н.С., Ласточкин Е.И., Бадмацыренов М.В. Магнетиты и рутилы в карбонатитах Северного Забайкалья // ЗРМО, 2008. №6. С. 123-137.

12. Ласточкин Е.И., Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г. Минералогия метаморфизованных карбонатитов проявления Веселое (Северное Забайкалье) //Геология рудных месторождений, 2009. №4 (в печати).

Подписано в печать 08.04.2009 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офисная. Объем 1,6 печ.л. Тираж 100. Заказ № 23

Отпечатано в типографии Изд-ва БНЦ СО РАН. 670047 г. Улан-Удэ ул. Сахъянова, 6

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Ласточкин, Евгений Иванович

Список сокращений Введение

Глава 1. Состояние проблемы

Глава 2. Геолого-петрографическая характеристика площади проявления карбонатитов

2.1.1. Геологическая характеристика района проявления карбонатитов Веселого

2.1.2. Геологическая характеристика проявления карбонатитов Пограничного

2.2. Петрографическая характеристика вмещающих пород проявления Веселого

2.3. Метаморфизм пород

Глава 3. Карбонатиты

3.1.1. Общая характеристика карбонатитов проявления Веселого

3.1.2. Характеристика карбонатитов проявления Пограничного

3.2.1. Минеральный состав карбонатитов

3.2.2. Собственно карбонатитовая ассоциация

3.2.3. Ксеногенные минералы

3.2.4. Ассоциация метаморфических минералов

3.2.5. Ассоциация гидротермальных минералов не связанных с карбонатитами

3.3. Результаты изучения включений в минералах из карбонатитов

3.4. Геохимические особенности карбонатитов

3.5. Изотопная характеристика пород проявлений Веселого и Пограничного

Глава 4. Генетические особенности карбонатитов

4.1. Особенности генезиса доломитовых карбонатитов

4.2. Проблема комагматичности карбонатитов с силикатными породами

1-е защищаемое положение

2-е защищаемое положение

3-е защищаемое положение

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Минералого-геохимические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья"

Актуальность исследований

Проблема концентрации рудных элементов в эндогенных карбонатных породах привлекает внимание исследователей с момента их открытия до настоящего времени. Особенности рудоносности этих пород рассмотрены в многочисленных публикациях (Багдасаров, 2001; Карбонатиты, 1969; Капустин, 1971; Самойлов, 1977; Carbonatites, 1989 и др.)- Большая часть их посвящена карбонатитам платформ и щитов, значительно меньше проявлений складчатых областей.

В Северном Забайкалье в последние годы обоснована новая карбонатитоносная площадь. Карбонатиты в ее пределах характеризуются повышенными (до промышленных) содержаниями РЗЭ, стронция, апатита. После своего формирования карбонатиты были подвержены метаморфизму. А так как проблема преобразования рудных компонентов в связи с метаморфизмом в известной нам литературе еще не изучена, то выявленные объекты явились модельными для изучения этого процесса. Кроме того, сопоставление минеральных составов, изотопно-геохимических особенностей карбонатитов и метаморфизованных осадочных карбонатных пород позволяет обосновать критерии их диагностики и проводить перспективную оценку кристаллических карбонатных пород.

Карбонатиты проявления Веселого характеризуются следующими наиболее важными особенностями:

2) в ассоциации с карбонатитами не обнаружены силикатные комагматы;

3) в них установлены хромшпинель и минералы с высокими концентрациями хрома, что является редким случаем для интрузивных карбонатитов и потому они представляются важным объектом для петрогенетических исследований, как возможный представитель выплавки непосредственно из мантийного источника;

4) карбонатиты испытали метаморфические преобразования, оказавшие большое влияние на специфику состава и характер распределения рудных компонентов.

Изложенные особенности карбонатитов еще недостаточно освещены в научной литературе, что и послужило основанием для постановки петрографических, минералогических, геохимических и термометрических исследований. Это же определило необходимость сбора и анализа информации по метаморфизованным карбонатитам России и за рубежом.

Объект исследования

Исследования были проведены в Северном Забайкалье на< проявлении карбонатитов Веселое (и в качестве сравнения Пограничное 0 обнаруженных в 2002-2003 гг в пределах новой карбонатитоносной площади.

Цель и задачи исследований

Целью исследований было определение на основании минералогического, геохимического, изотопного и термобарогеохимического изучения условий формирования карбонатитов, их метаморфического преобразования и установление особенностей состава и распределения в них рудных компонентов на постмагматическом этапе.

В задачи исследований входило:

1. Изучение минерального, химического и изотопного состава карбонатитов и вмещающих пород.

2. Установление РТ-условий формирования карбонатитов.

3. Оценка РТ-условий метаморфизма вмещающих пород и карбонатитов по данным изучения минеральных парагенезисов, минеральных геотермометров и барометров.

4. Выявление признаков, конвергентности и отличия между метаморфизованными осадочными карбонатными породами и карбонатитами.

5. Установление типоморфных особенностей рудной минерализации сформировавшейся на этапах кристаллизации карбонатитов и их последующего метаморфического преобразования.

Научная новизна работы

1) Установлены минерал ого-геохимические и петрографические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья.

2) Выявлена направленность процессов преобразования в них рудных компонентов^ процессе метаморфизма.

Практическая значимость

Защищаемые положения

1. Минеральные ассоциации карбонатитов проявления Веселого сформировались в три этапа — собственно карбонатитовый (магматический), метаморфический и гидротермальный (не связанный с карбонатитами).

2. Метаморфизм карбонатитов обусловил: а) Перекристаллизацию карбонатной матрицы (изменение структурно-текстурных особенностей). б) Рафинирование минералов от примесей и переотложение компонентов с образованием новых минеральных фаз (стронцианит, монацит, синхизит). в) Появление минералов нетипичных для карбонатитов (хлорит, фенгит, тальк, кварц, тремолит-актинолит, антофиллит).

3. Кристаллические и в том числе метаморфизованные первичноосадочные карбонатные породы (фосфориты, кальцифиры, мраморы), имея некоторые черты конвергентности с карбонатитами, сохраняют минералогические и изотопно-геохимические признаки, позволяющие проводить их диагностику.

Фактический материал и методы исследований

В основу работы положены данные, полученные автором при проведении работ в период 2003-2009 гг, а также материалы лаборатории магматического рудообразования Геологического Института СО' РАН. Исследования проводились по плановой теме лаборатории и включали петрохимическое, минералогическое, геохимическое изучение пород.

При проведении анализа химического состава пород были использованы следующие методы: фотометрический, атомно-абсорбционный, потенциометрический и пламенно-фотометрический. Измерительные приборы: атомно-абсорбционный спектрофотометр AAS-№1 (Германия), спектрофотометр СФ-46 (Россия), иономер Анион - 4100. (аналитики Г.И. Булдаева, И.В. Боржонова, Э.М. Татьянкина). Содержания элементов-примесей определены рентгено-флюоресцентным (VRA-30, Карл Цейс Иена, Германия) (Б.Ж. Жалсараев) и ICP-MS (Иркутск, Институт геохимии), редкоземельных элементов спектральным с предварительным химическим обогащением (спектрограф ДСФ-13 с решеткой 1200 штр/мм, Россия, Микроденситометр 100, Германия) (Т.И. Казанцева, Л.А. Левантуева) и ICP-AES&ICP-MS (Лондон). Состав минералов определен на модернизированном рентгеновском микроанализаторе МАР-3 (С.В. Канакин). В зависимости от состава минералов съемки проводились при 15-20 kV, ускоряющем напряжении токе зонда от 20 до 40 нА, времени измерения 20 сек и диаметре зонда 2-3 мкм. Для повышения достоверности анализа в окрестностях каждой точки проводились по несколько параллельных замеров. Микроструктурные особенности, взаимоотношения и однородность состава минералов изучались на электронном микроскопе LEO-1430 с энергодисперсионным спектрометром Jnca Energy-300 (Н.С. Карманов) и Probe SEM - Jeol5900LV Analytical SEM с катодолюминесценцией, Отделе Минералогии Британского Музея Естественной Истории (Лондон).

Изотопному изучению были подвергнуты карбонатиты, доломитовые мраморы, измененные ультрабазиты. Изотопные составы кислорода и углерода в карбонатных минералах, кислорода в магнетите, апатите, рутиле, а также кислорода в минералах метаморфического происхождения - кварце, фенгите и хлорите определены в лаборатории стабильных изотопов Аналитического Центра ДВО РАН на прецизионных масс-спектрометрах Finigan МАТ-252 и 253. Погрешность анализов не превышала для оксидов ±0,05, для карбонатов

0,02. Методика пробоподготовки и анализа приведена в работе (Игнатьев и др., 2005).

Rb-Sr изохронный возраст метаморфизма и изотопные отношения стронция в безрубидиевых минералах определены в Геологическом институте СО РАН на масс-спектрометре МИ-1201 (аналитик В.Ф. Посохов). Изотопный состав Sr и его концентрации устанавливались методом двойного изотопного разбавления, а содержание Rb - простым изотопным разбавлением. Для. контроля измерений изотопного состава Sr использовался стандарт ВНИИМ и NBS-987 по которому получены отношения 87Sr/86Sr = 0,70798±0,00008 и 0,71026+0,00001 во время проведения данной работы. Погрешности определения отношений 87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr с учетом параллельных измерений составили не более 0.05 и-1% (2а) соответственно. Расчет возраста выполнялся по общепринятой программе ISOPLOT. Ввиду очень низких Rb/Sr отношений для большинства валовых проб, использовали определение возраста по схеме вал-минерал.

U-Pb возраст карбонатитов определен по циркону (SHRIMP II) в ЦИИ ВСЕГЕИ (аналитик А.Н. Ларионов). Зерна минералов вместе с Geostandarts zircon 91500 с принятым возрастом 1065 млн. (Wiedenbeck et al., 1995) были имплантированы в эпоксидную смолу и затем отполированы. Для выбора участков датирования на поверхности зерен использовали оптические и катодолюминесцентные изображения, отражающие внутреннюю структуру минералов. Измерения U-Pb отношений на SHRIMP II проводились по методике, описанной в (Williams, 1998). Технология измерения U-Pb отношений и расчеты возраста описаны в статье (Ронкин и др., 2005).

Изучение включений в минералах проведено в 10 полированных пластинах толщиной до 0,3 мм оптическими и термометрическими методами. При визуально-микроскопическом изучении препаратов основное внимание уделялось определению пространственного положения включений. Для исследования включений был использован метаморфический кварц, как в сланцах, так и в карбонатитах, находящийся в ассоциации с хлоритом. Для проведения термометрических опытов с включениями использовался микроскоп Olympus ВХ51 с высокотемпературной камерой "Lincam 1500". Скорость нагревания образцов варьировала в среднем 15°С/мин.

Работы сопровождались детальным петрографическим изучением всех типов пород (более 60 прозрачных шлифов). Изучение взаимоотношений минералов и исследование их химического состава проведено в специально приготовленных препаратах, шлифах и аншлифах. В процессе работы было выполнено свыше 800 микрозондовых и электронномикроскопических анализов.

Изотопно-кислородные температуры для пар сосуществующих (равновесных) минералов были определены по формуле: л

1000 In а = А х 10 /Т (К), где 1000 In а = разность изотопного состава кислорода, А = коэффициент фракционирования для пар минералов, Т = температура по Кельвину (Chacko et al., 2001).

Оценка температур образования по магнетит-ильменитовому термометру дана по (Baddington et al., 1964).

Для оценки температур карбонатного парагенезиса использован геотермометр основанный на величине магнезиальности кальцита (Голдсмит, 1989). Для этого проводилось сканирование по площади зерен кальцита, содержащих ламеллии доломита (структуры распада) с определением содержаний магния.

Для расчета давления, существовавшего на этапе метаморфизма пород, использован геобарометр С. Массоне (Massone et al., 1989), основанный на содержании кремния (ф. е.) в фенгитах.

Публикации и апробация работы

Результаты исследований по теме диссертации опубликованы в 12 работах, из них 5 статей (одна в печати) и 7 тезисов докладов. Основные положения работы докладывались на научных совещаниях и конференциях: X Международном Симпозиуме имени академика М.А. Усова студентов и молодых ученых "Проблемы геологии и освоения недр", г. Томск, 2006; XXII Всероссийской молодежной конференции, "Строение литосферы и геодинамика", г. Иркутск, 2007; конференции посвященной 50-летию Сибирского отделения РАН и 80-летию чл.-кор. РАН Ф.П. Кренделева, "Геохимия и рудообразование радиоактивных, благородных и редких металлов в эндогенных и экзогенных процессах", г. Улан-Удэ, 2007; Международной научно-практической конференции, посвященной 50-летию Бурятского ордена Трудового Красного Знамени геологического управления «Проблемы геологии, минеральных ресурсов и геоэкологии Западного Забайкалья» г. Улан-Удэ, 2007; Научной сессии Геологического Института СО РАН 2008.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из 4 глав, введения, заключения и списка литературы. Работа имеет объем 173 машинописные страницы, в том числе 70 рисунков, 48 таблиц. Список литературы состоит из 184 наименований, включая 73 публикации в зарубежных изданиях.

Благодарности

Автор выражает глубокую признательность и благодарность научному руководителю к.г.-м.н. Г.С. Риппу за помощь, советы и долготерпение в проведении исследований и при подготовке работы. Автор искренне благодарен Н.Н. Егоровой за консультации при проведении петрографического изучения пород и А.Г. Дорошкевич за помощь в термометрических исследованиях, консультациях.

Автор признателен к.г.-м.н. Н.С. Карманову и С.В. Канакину за выполнение электронно-микроскопических исследований и высококачественных микрозондовых анализов, а также А.А. Цыреновой, И.В.

Боржоновой, Г.И. Булдаевой, H.JI. Гусевой, Б.Ж. Жалсараеву, Т.И. Казанцевой, JI.A. Левантуевой и В.Ф. Посохову.

Работа выполнена в Геологическом институте СО РАН, г. Улан-Удэ при финансовой поддержке ИНТАС 05-1000008-7938, проекта РФФИ 08-05-98028,

Интеграционного проекта 6.15 СО РАН, научных школ (НШ - 2284. 2003.5,

НШ-2339. 2006.5).

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Ласточкин, Евгений Иванович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования показали, что в результате метаморфических преобразований, в карбонатитах происходит изменение структурно-тестурных особенностей пород, появление метаморфических минералов, происходило перераспределение примесных элементов и образование монацита, стронцианита, синхизита, паризита, колумбита. Метаморфические процессы даже низких ступеней могут привести к существенному преобразованию карбонатитов, что необходимо учитывать при изучении минерального и химического состава карбонатитов, оценке их технологических свойств.

Наиболее важными следствиями метаморфических преобразований карбонатитов являются: понижение концентраций примесей в первичных минералах в результате рафинирования, появление новых минеральных видов и перераспределение полезных компонентов, обусловившее неоднородность концентраций в пределах карбонатитовых тел.

Наименее устойчивыми к метаморфизму оказываются карбонатные минералы. В результате перекристаллизации, присутствовавшие в них примесные элементы, часто почти полностью вынесены. Более устойчивым является апатит, но и из него обычно выносятся Sr и РЗЭ, что сопровождается образованием монацита и стронцианита. Часть выделившихся РЗЭ связывается с привнесенными Si02 и АЬОз с образованием алланита. Привнос Si02 и А12Оз из вмещающих сланцев привел к замещению доломита, амфиболов и образование таких нехарактерных для карбонатитов минералов как тальк, фенгит, хлорит, тремолит-актинолит, антофиллит. При метаморфизме на уровне фации зеленых сланцев не претерпевают, сколько ни будь значительных преобразований пироксены, амфиболы, магнетит, полевые шпаты.

Метаморфизм карбонатитов приводит с одной стороны к очищению минералов от примесей и образованию монацита, стронцианита, карбонатов РЗЭ. С другой - он обусловил перераспределение полезных компонентов и неравномерность содержаний в пределах карбонатитового тела. Усложнение минерального состава карбонатитов, появление алланита, минерала не имеющего практического значения, относится к числу отрицательных следствий метаморфизма. Метаморфизм низкой ступени привел к неполному рафинированию и соответственно заметному усложнению схем технологической переработки руд.

Так как кристаллические карбонатные породы имеют некоторые близкие с карбонатитами минеральные и геохимические признаки, существует проблема идентификации их природы. Эта конвергентность признаков у метаморфизованных карбонатитов и осадочных метакарбонатных пород осложняет оценку их происхождения.

Предлагаемые приемы диагностики основаны на комплексном использовании минеральных и изотопно-геохимических методов.

Необходимо иметь в виду, что близкие с карбонатитами значения (SO и 1

8 С) и изотопные отношения стронция в осадочных карбонатных породах имеют только раннедокембрийские породы. Появление близких изотопногеохимических данных в карбонатитах является следствием более поздних постмагматических процессов. Для диагностики природы кристаллических карбонатных пород в качестве индикаторного минерала может быть использован апатит. Изотопный состав кислорода в этом минерале, при метаморфизме в целом сохраняет значения характерные для областей 18 седиментации (5 О +15 +24) и резко отличается от состава кислорода в апатитах из карбонатитов (5lsO +4 +6). Отношение La/Yb, являющееся показателем дифференцированности РЗЭ, обычно не превышает 30, при значениях в карбонатитах более 100-200. Показательным является также и Sr/Mn отношения, которые в апатите из метакарбонатных пород всегда ниже, чем в карбонатитах. Индикаторными признаками обладают пироксен, амфибол, магнетит, флогопит. В первую очередь это проявлено в химических составах минералов, а также их изотопно-геохимических особенностях.

156

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Ласточкин, Евгений Иванович, Улан-Удэ

1. Андреева И.А. Силикатные, и силикатно-солевые и солевые магмы щелочного карбонатитсодержащего комплекса Мушугай-Худук, Южная Монголия (данные изучения расплавных включений). Автореферат, М., 2000, 28 с.

2. Багдасаров Ю.А. Геохимические особенности магнетитов из карбонатитов и других пород Черниговской зоны (Приазовье) // Докл. АН СССР, 1982. Том. 252. № 1 С. 208-212.

3. Багдасаров Ю.А. К геохимии хрома в породах карбонатитовых комплексов // Геология рудных месторождений, 1981. № 6. С. 85-89.

4. Багдасаров Ю.А., Илунин И.П. Сосуществующие ильмениты и титаномагнетиты связующей массы кимберлитов // ДАН АН СССР. 1986. Том. 290. №4. С. 945-948.

5. Багдасаров Ю.А., Гусев Г.С. , Гущин А.В. , Межеловский Н.В. , Морозов А.Ф. Металлогения магматических комплексов внутриплитовых геодинамических обстановок. М., 2001. 640 с.

6. Багдасаров Ю.А. О «новом типе» карбонатитоподобных пород и граница термина «карбонатит». Советская геология, 2006. № 1. С. 83-84.

7. Багдасаров Ю.А. К вопросу о рациональной систематике пород карбонатитового семейства// Отечественная геология, 2008. №1. С. 87-93.

8. Боголепов B.F. Развитие представлений о понятиях «метаморфизм» и «метасоматоз» //ЗРМО, 2005. № 3. С. 141-144.

9. Божко Н.А., Кирмасов А.Б., Талицкий В.Г., Клочко А.А., Королек T.JI. Геодинамическая модель развития Келяно-Иракиндинской зоны Прибайкалья в Докембрии — Палеозое // Бюл. Моск. О-ва испытателей природы. Отд. Геол. 1999. Т. 74, Вып. 6. С. 14 25.

10. Божко Н.А., Парфенова О.В., Кирмасов А.В. и др. Структурно-метаморфическая эволюция и палеотектоническая природа раннедокембрийских комплексов восточной части Байкало-Муйского пояса // Вестн. Моск. ун-та. Геология. 1999. Сер. 4. № 2. С. 9-18.

11. Божко Н.А., В.Г., Кирмасов А.Б., Королек T.JI. Тектоническая эволюция Адянского прогиба (Келяно-Иракиндинская зона Северное Прибайкалье) // Вестн. Моск. ун-та. Геология. 1997. Сер. 4. № 5. С. 14-19.

12. Бородин J1.C. О типах карбонатитовых месторождений и их связи с массивами ультраосновных щелочных пород // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1957. №5. С. 396-406.

13. Бородин JI.C. Месторождения формаций щелочного ряда. Месторождения в связи с щелочно-ультраосновными комплексами // Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. М.: Наука, 1965а. Т. 3. С. 201-257.

14. Брандт С.Б., Брандт С.С., Конев А.А. К вопросу о изотопной кинетике кислорода.в скарновом процессе // ДАН СССР; 1980. Т. 251. №6. С. 1481-1485.

15. Булгатов А.Н. Тектонотип Байкалид. Новосибирск, 1983. 193 с.

16. Булгатов А.Н., Турунхаев В.И. Особенности докембрийской тектоники Забайкалья. Улан-Удэ, 1984. 136 с.

17. Булдыгеров; В:В;,, Четвертаков И.В. Первые находки- метасоматических карбонатитов в Северо-Муйском регионе;. Реология; и полезные ископаемые Восточной Сибири. Сборник: научных трудов: Иркутский' государственный! университет. Иркутск, 2005. С. 19-23.

18. Васильева:3;В; Калинин П;В. Изв. вузов. Геология; и разведка, 1962'. №6. 45 с. ;

19. Васильева З.В. Минералогенические особенности: и химический* состав-апатита. Апатиты. Изд-во.Наука. М. 1968. С. 31-56.

20. Вахрушев В:А. Рудные минералы изверженных и метаморфических пород;^ Справочное пособие. Москва;: Недра, 1988. 197 с.

21. Верной Р.Х. Метаморфические процессы. М.: Недра, 1980. 227 стр.

22. Виноградов А.П., Кропотова О.И., Эпштейн Е.М., Гриненко В.А. Изотопный состав углерода кальцитов кальцитов различных стадий карбонатитового процесса в связи с вопросами генезиса карбонатитов // Геохимия, 1967. №5. С. 499-510.

23. Виноградов В.И., Кулешов В.Н. Изотопный состав углерода и кислорода в архейских карбонатах Алданского щита. — В кн.: VI Всесоюз. симпозиум по стабильным изотопам в геохимии. М., 1976. С. 23-24.

24. Винклер Г. Генезис метаморфических пород. Пер. с анг. Е.Н. Кандрашова. Под редакцией геол.-мин. наук В.П. Петрова. М.: Недра, 1979, 328 стр.

25. Владыкин Н.В. Геохимия, формационные типы и глубинные источники щелечно-карбонатитовых комплексов Сибири // Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды. Иркутск, 2007. Том 2. С. 35-39.

26. Вопросы магматизма и метаморфизма. Том 2. Из-во Ленинградского университета, 1964. 272 с.

27. Воробьева О.А. Апатиты. М.: Наука, 1968. 285 с.

28. Врублевский В.В., Покровский Б.Г., Журавлев Д.З., Аношин Г.Н. Вещественный состав и возраст Пенченгинского линейного комплекса карбонатитов, Енисейский кряж // Петрология, 2003. Т. 3. № 2. С. 145-163.

29. Голдсмит Дж. Р. Фазовые взаимоотношения тригональных карбонатов. // Карбонаты «Минералогия и химия». Мир М., 1987, С. 69 104.

30. Добрецов Н.Л., Пономарева Л.Г. Парагенетические типы и зависимость состава метаморфических пироксенов от состава и условий образования вмещающих пород// Сов. Геология, 1964. №12. С. 39-57.

31. Добрецов Н.Л., Кочкин Ю.Л., Кривенко А.П., Кутолин А.В. Породообразующие пироксены. М.: Наука, 1971. 454 с.

32. Добрецов Н.Л. Офиолиты и проблемы Байкало-Муйского офиолитового пояса // Магматизм и метаморфизм зоны БАМ и их роль в формировании полезных ископаемых. Новосибирск, 1983. С. 11-19.

33. Донцова Е.И., Салье М.Е., Гаврилова Л.М., Иоффе Л.И. Фракционирование изотопов кислорода в высокотемпературных высокотемпературных крабонатах метаморфических комплексов // Геохимия, 1975. №8. С. 1223-1241.

34. Евзикова Н.З., Ильченко Л.Н. Новые признаки первично-осадочного происхождения карбонатитов Тулинской интрузии. Докл. АН СССР, 1995. Т. 165. №6. С. 1395-1397.

35. Евзикова Н.З. К вопросу о генезисе карбонатитов Гулинской интрузии. .? Изв. АН СССР, 1972. Серия геологическая № 3. С. 144-147.

36. Егоров Л.С. Проблема полиформационности карбонатитов и псевдокарбонатиты // ЗВМО, 1990. Вып. 3. С. 99-111.

37. Егоров Л.С. О генетической определенности понятия термина карбонатит // ЗВМО, 1990. Вып.,. ч. 119. С. 134-146.

38. Елисеев Н.А. Метаморфизм. М.: Недра, 1963. 428 с.

39. Жабин А.Г. Сингенез и метаморфизм карбонатитов. М.: Наука, 1971. 160с.

40. Загнитко В.Н. Изотопная геохимия карбонатных пород среднего Побужья // Изотопная геохимия и космохимия. М.: Наука, 1990. С. 211-220.

41. Закруткин В.В. Об эволюции амфиболов при метаморфизме // Записки ВМО, 1968. Вып. 1. С. 13-23.

42. Игнатьев А.В., Веливецкая Т.А. Лазерная методика подготовки проб для анализа стабильных изотопов // Всероссийская конфер. "Масс-спектрометрия и ее прикладные проблемы" М.: 2005. ИС-1.

43. Капустин Ю.Л. Акцессорная редкометальная минералогия карбонатитов Кольского полуострова. В кн. «Минералогия и генетические особенности щелочных массивов». Изд-во Наука, 1964.

44. Капустин Ю.Л. О сульфидной минерализации в карбонатитах Кольского полуострова. В кн. «Петрология и геохимические особенности комплекса ультрабазитов, щелочных пород и карбонатитов». Изд-во Наука, 1965а.

45. Капустин Ю.Л. Генетические типы карбонатитов и особенности их формирования. В сб. «Материалы 2-й Конференции по околорудному метасоматизму». Л., Изд-во ВСЕГЕИ, 1966а.

46. Капустин Ю.Л. Геохимия редкоземельных элементов в карбонатитах // Геохимия, 19666. №11.

47. Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 197Ь 288 с.

48. Капустин Ю.Л. Состав апатита из метаморфических пород // Геохимия, " 1986. №9. С. 1269-1276.

49. Конников Э.Г., Цыганков А.А., Врублевская Т.Т. Байкало-Муйский вулкано-плутонический пояс: структурно-вещественные комплексы и геодинамика. М., 1999. 164 с.

50. Кривенко А.П., Пономарчук В.А. О генезисе апатитовых месторождений Восточной Сибири // Микроэлементы как индикаторы геологических процессов. Сборник научных трудов. Новосибирск, 1982. С. 19-39.

51. Костюк Е.А. Статистический анализ и парагенетические типы амфиболов < метаморфических пород. М.: Наука, 1970. 312 с.

52. Конников Э.Г., Цыганков А.А., Врублевская Т.Т. Байкало-Муйский вулкано-плутонический пояс: структурно-вещественные комплексы и геодинамика. М., 1999. с. 164.

53. Классификация магматогенных (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. М.: Наука, 1997. 247 с.

54. Кулешов В.Н. Изотопный состав и происхождение глубинных карбонатов. М.: Наука, 1986.

55. Лапин А.В., Плошко В.В., Саваньяк Ю.В. Приразломные щелочные метасоматиты и связанные с ними карбонатитоподобные образования Енисейского кряжа. Докл. АН СССР, 1981. Том. 258. № 5. С. 1181-1185.

56. Ласточкин Е.И., Рипп Г.С. К проблеме метаморфизма карбонатитов. Строение литосферы и геодинамика // Материалы XXII Всероссийской молодежной конференции. 2007. С. 139-141.

57. Маракушев А.А. Петрогенезис и рудообразования. М.: Наука, 1979. 260 с.

58. Маракушев А.А., Сук Н.И. Карбонатно-силикатное магматическое расслаивание и проблема генезиса карбонатитов. Докл. АН. 1998. Т. 360. №5. С. 681-684.

59. Метаморфический комплекс алданских месторождений флогопита. Изд-во Наука. Новосибирск, 1975. 151 стр.

60. Минералы. Сложные окислы, титанаты, ниобаты, танталаты, антимонаты, гидроокислы. М, 1967. Том II. Выпуск 3. 677 стр.

61. Никитина Л.П., Хильтова В.Я. Особенности кристаллохимического строения железо-магнезиальных слюд и роговых обманок метаморфических пород. В сб.: Петрография метаморфических и изверженных пород Алданского щита. 1964. Изд. Наука.

62. Онтоев Д.О. Геология комплексных редкоземельных месторождений. М.: Недра, 1984. 190 с.

63. Онтоев Д.О. К проблеме генезиса комплексного железо-редкоземельного месторождения Баян-Обо (КНР) // Геология рудных месторождений. 1990. Т. 32. №4. С. 27-36.

64. Панина Л.И., Усольцева Л.М. Щелочные высококальцевые сульфатно-карбонатные включения в мелилит-монтичелит-оливиновых породах Маломурунского щелочного массива (Алдан) // Петрология, 1999. №6. С. 653- * 669.

65. Панина Л.И., Усольцева Л.М. Роль жидкостной несмесимости в образовании кальцитовых карбонатитов Маломурунского массива (Алдан) // Геология и Геофизика, 2000. Т. 41, №5. С. 655-670.

66. Петрография / Под ред. А.А. Маракушева. М.: 1986. Т. 3.

67. Плаксенко А.Н., Касатов А. С. Типоморфизм хромшпинелидов сульфидных медно-никелевых и никель-кобальтовых руд воронежского кристаллического массива//ЗВМО, 1988. №1. С. 57-69.

68. Плаксенко А.Н. Типоморфизм акцессорных хромшпинелидов ультрамафит-мафитовых магматических формаций. Воронеж: Изд-во ВГУ, • 1989. 224 с.

69. Пожарицкая JI.K. Карбонатиты ультраосновного щелочного комплекса Восточной Сибири. В сб. «Минеральное сырье», вып. 1. Госгеолтехиздат, 1960.

70. Пожарицкая JI.K., Самойлов B.C. Петрология, минералогия и геохимия карбонатитов Восточной Сибири. М.: Наука, 1972. 268 с.

71. Репина С.А. Монацит как индикатор условий образования кварцевых жил месторождения Желанное (Приполярный Урал) // ЗРМО, 2007. №4. С. 81-96.

72. Рипп Г.С., Ходанович Ю.П., Смирнова O.K., Кобылкина О.В. Халютинское месторождение барий-стронциевых кабонатитов (Западное Забайкалье). Изд-во БНЦ. Улан-Удэ, 1998. 117 с.

73. Рипп Г.С., Кобылкина О.В., Дорошкевич А.Г., Шаракшинов А.О. Позднемезозойские карбонатиты Зпадного Забайкалья. Улан-Удэ, 2000. 232 с.

74. Рипп Г.С., Бадмацыренов М.В., Скулыбердин А.А. Новое проявление карбонатитов в Северном Забайкалье // Петрология, 2002. Том 10. № 4. С. 411442.

75. Рипп Г.С., Карманов Н.С., Канакин С.В., Дорошкевич А.Г., Андреев Г.В. Цериевый бритолит Мушугайского месторождения (Монголия) // ЗРМО, 2005. №2, С. 90-103.

76. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Бадмацыренов М.В., Карманов Н.С. Мантийные (?) ксенолиты в карбонатитах Северного Забайкалья // Геохимия, 2007. № 6. С. 599-607.

77. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Карманов Н.С., Ласточкин Е.И., Бадмацыренов М.В. Магнетит и рутил из карбонатитов проявления Веселое (Северное Забайкалье) // ЗРМО, 2008. №6. С. 123-137.

78. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Посохов В.Ф. Возраст карбонатитового магматизма Забайкалья // Петрология, 2009. Т. 17. №1. С. 79-96.

79. Ронкин Ю.Л., Матуков Д.И., Пресняков С.Л., Лепехина Е.И., Лепехина О.П., Попова О.Ю. "In situ" U-Pb SHRIMP датирование цирконов нефелиновых, сиенитов Бердяушского массива (Южный Урал) // Литосфера, 2005. № 1. С. 132-142.

80. Руденко В.Е., Кушев В.Г., Руденко Ю.Л., Болонев В.У., Доронина Н.А., Марков Е.И., Семушин Е.И. Этапы регионального метаморфизма севера Байкальской горной области. Вопросы метаморфизма докембрия. Отв., ред., Сидоренко А.В. Апатиты, 1980. С. 47-54.

81. Рыцк Е.Ю., Ковач В.И., Коваленко В.И., Ярмолюк В.В. Структура и эволюйия континентальной коры Байкальской складчатой области // Геотектоника, 2007. №6. С. 23-51.

82. Рябчиков И.Д. Процессы мантийного магмообразования // Эволюция магматизма в истории Земли. М.: Наука, 1987. С. 349-371.

83. Рябчиков И.Д., Брай Г., Когарко Л.Н., Булатов В.К. Частичное плавление карбонатизированного перидотита при 50 кбар // Геохимия, 1989. №1'. С. 3-9.

84. Салоп JI.И. Геология Байкальской горной области. Том 1, Стратиграфия. М. 1964. с. 515. Соболев Н.В., Лаврентьев Ю.Г., Усов Л.В. Об элементах-примесях рутилов из эклогитов // Геология и геофизика, 1972. № 11. С. 108-112.

85. Самойлов B.C. Карбонатиты (Фации и условия образования). М.: Наука, 1977. 292с.

86. Самойлов B.C. Геохимия карбонатитов. М.: Наука, 1984. 191 с.

87. Смирнов Ф.Л. Геология апатитовых месторождений Сибири. Новосибирск, 1980. 175 с.

88. Соколов С.В. Температуры образования и температурные фации карбонатитов щелечно-ультраосновных комплексов // Геохимия, №1, 1996. С. 15-21.

89. Солодов Н.А., Семенов Е.И., Усова Т.Ю. Иттрий и лантаноиды. Требования/ промышленности к качеству минерального сырья // Справочник для геологов. М. 1993. 131 с.

90. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Изд-во Мир, 1989. 560 с.

91. Фролов А.А. Некоторые вопросы детального геолого-структурного^ изучения карбонатитов. Геология Рудных месторождений. №5, 1960.

92. Цыганков А.А. Магматическая эволюция Байкало-Муйского вулканоплутонического пояса в позднем докембрии. Новосибирск, 2005. 306 с.

93. Эпштейн Е.М. О карбонатитах и их структурном положении в Гулинском Плутоне. Труды НИИГРА, 1959. Вып. 2.

94. Яловик Л.И., Татаринов А.В., Миронов А.Г., Лосев П.А. Первые находки пород коматиитовой серии в Муйском золоторудном районе // Изд-во Бурятского Научного Центра СО РАН. Улан-Удэ, 2006. С. 412-416.

95. Alberti A., Castorina F., Censi P. Geochemical characteristics of cretaceous carbonatites from Angola // Journal African Sciences, 1999. Vol. 29. №4. P. 735-759.

96. Baddington A.F., Lindsley D.H. Iron-Titanium oxide minerals, and systematic equivalents // Journal Petrology, 1964. Vol. 5. №2. P. 310-357.

97. Bailey D.K. Carbonate melt from the mantle in the volcanoes of south-east Zambia//Nature. 1989. Vol. 338. P. 415-418.

98. Bailey D.K. Mantle carbonatites eraptions // Lithos. 1990. V. 26. № 1-2. P: 3742.

99. Barfod G.H., Albarede F., Knoll A.H. et al., // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 201. № l.P. 203-212.

100. Biggar G.M. High pressure high temperature phase equilibrium studies in the system-Ca0-CaF2-P205-C02 with spetial reference to the apatites, Ph.D.' dissertation, Leeds University, England. 1962.

101. Brogger W.C. Die Eruptivgesteinen des Kristianiagebietes. IV. Das Fengebiet in Telemarken, Norwegen. -Ngl. norske vid. Selskab. skr. Hat/-naturwis. 1921. № 9.

102. Chacko Т., Cole D.R., Horita J. Equilibrium oxygen, hydrogen and carbon isotope fractionation factors applicable to geologic systems // Stable Isotope Geochemistry. Ed. Valley J.M., Cole D.R. Reviews in Mineralogy Geochemistry, 2001. Vol. 43. P; 1-62.

103. Chen D.F., Dong W.O., Zhu B.O., Chen X.P. // Precambrian Res., 2004. Vol. 132. № 1/2. P. 123-132.

104. Church A. A. Extrusive carbonatites: A brief review // Lithos. 2005. Vol. 85. P.1.14.

105. Denies P., Gold D.P. The change in carbon and oxygen isotopic composition during contact metamorphism of Trenton limestone by the Mounth Royal Plutone. // Geochim. Cosmochim. Acta., 1969. Vol. 33. №3. P. 421-424.

106. Deans, T. and Powell, J.L. Trace elements and strontium isotopes in carbonate, fluorites and limestones from India and Pakistan // Nature, 1968. Vol. 218. P. 750752.

107. Demeny A., Ahijado A., Casillas R., Vennemann T.W. Crustal contamination and fluid/rock interaction in the carbonatites of Fuerteventura (Canary Islands, Spain): а С, О, H isotope study // Lithos, 1998. Vol. 44. P. 101-115.

108. Demeny A., Casillas R., Nagy G., Ahijado A., De la Nuez J. Fluid/rock interaction during migmatitization of carbonatite dikes, Fuerteventura, Canary Islands // European Geosciences Union, 2006. Vol. 8.

109. Doroshkevich A.G., Wall F., Ripp G.S. Calcite-bearing dolomite carbonatite dykes from Veseloe, North Transbaikalia, Russia and possible Cr-rich mantle xenoliths // Mineralogy and Petrology, 2007. Vol. 90. P. 19-49.

110. Finger F., Krenn E. Three metamorthic monazite generations in a high-pressure rock from the Bohemian Massif and the potentially important role of apatite in stimulating polyphase monazite growth along a PT loop // Lithos, 2007. Vol. 95. P. 103-115.

111. Gittins J. The origin and evolution of carbonatite magmas // Carbonatites: Genesis and evolution. Unwin Human, 1989. P. 580-600.■'.' 169

112. GiBsom Si;A., Thompson R1N.,. Dickirn A.R., Leonardos 0:H. Carbonatite: and; kimberlite magmatism associated with the impact of the proto-tristan plume // 31st geologicaFcongress, Rio de Janeiro; 2000: CDtfile-G0605003.pdf

113. Goto\ A., Fujimaki H. and'. Morikiyo; Geochemical'. and? lithologicalt characteristics of Badou carbonatite pipe, Shandong China // Geochim. et cosmochim. Acta. Abstracts of the 13 th Goldshmidt Conference, 2003 . P; 124.

114. Gruau.G.-, Petition C., Viladkar S. Extreme isotopic signature in carbonatites from Newania, Rajasthan // Terra Nova, 1995 Abstract Suppl. 1. 336.

115. Halll C.E., Cooper A.F., Parkinson D.L. Early Cambrian carbonatite: in. Antarctica // Jomal of Geological Society, London, 1995. Vol. 152. P. 721-728. ;

116. Harmer R.E., Gittins L: The origin of dolomitic carbonatites: field and: experimental' constrains // Journal African Earth Sciences, 1997. Vol. 25. P. 5-28.

117. Harmer R.E., Gittins. J. The case for primary, mantle-derived carbonatite magma // J. Petrology. 1998. V. 39t № 11-12, P. 1-46.

118. Harrison T.M., Catlos E.J., Montel J.M. // Phosphates: Geochemical, Geobiological, and Minerals Importans: Eds. Kohn Mi, Rakovan Ji, Hughes Y.M: Reviews in Mineralogy and:Geochemisti*y, 2002. Vol. 48. 557 p.

119. Houzar S., Novak Ml Marbles with carbonatite-like geochemical signature from? variegated units of the Bohemain Massif, Czech Republic, and their geological significance // Journal of the Czech Geological Society. 2002. 47/3-4. P. 103-110.

120. Hogarth D.D. Pyrochlore, apatite and amphibole: distinctive minerals im carbonatite // Carbonatites: Genesis and'evolution. Unwin Human, 1989. P. 105-148".

121. Jones A.P., Kostoula Т., Stoppa F., and-Woolley A.RtPetrography and mineral chemistry of mantle xenoliths in a carbonate-rich melilitic tuff from Mt. Vulture volcano,- Southern Italy // Mineral. Magazine. 2000: Vol. 64. №4. P. 593-613.

122. Kogarko L.N., Kurat J., Ntafos T. Carbonate metasomatism of the oceanic mantle beneath Fernando de Noronha, Brasil // Deep seated magmatism. Its sources and their relation to plume processes. Irkutsk Ulan-Ude, 2004. P. 29-47.

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

124. Bas M.J., Subbarao K.V., Walhs J.N. Metacarbonatite or marble? the case of the carbonate, pyroxenite, calcite-apatite rock complex at Borra, Eastern Ghats, India//Journal of Asian Earth Sciences, 2002. Vol. 20. № 2. P. 127-140.

125. Massone S., Schreyer W. Stability fluid of the higt pressure assemblage tall -phengite and two new phengite barometers // European Journal Mineralogy, 1989. №1. P. 391-410.

126. Mitchell Roger H. Carbonatites and carbonatites and carbonatites // The Canadian Mineralogis, 2005. Vol. 43. P. 2049-2068.

127. Mourtada S., Le Bas M.J. et Pin C. Petrogenese des magnes carbonatites du complexe de Tamasert (Hunt Atlas marocain) // Earth Planetary Sciences, 1997. Vol. 325. P. 559-564.

128. O'Neil J.R., Epstein S. Oxygen isotope fractionation in the system dolomite-calcite-carbon dioxide. Science, 1966. Vol. 152. P. 198-201.

129. Otto J.C. and Wyllie P.J. Relationships between silicate melts and carbonate-precipitating melts in Ca0-Mg0-Si02-C 02-H20 at 2 kbar: Mineralogy Petrology, 1993. №48. P. 343-365.

130. Pell J., Hoy T. Carbonatites in a continental margin environment — the Canadian Cordillera. In book: Carbonatites: Genesis and Evolution. Edited by Keith Bell, London, Unwin Hyman, 1989. P. 200-217.

131. Prokoph A., Shields G.A., Veizer J. Complication and time-series analysis of a marine carbonate 5lsO, 8I3C, 87Sr/86Sr and 834S database through Earth history // Earth-Science Reviews, 2008. Vol. 87. P. 113-133.

132. Santos R.V. and Clayton R.N. Variations of oxygen and carbon isotopes in carbonatites: a study of Brasilian alkaline complexes // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. Vol. 59. №7. P. 1339-1352.

133. Schleicher,- H. Todt, W. Viladkar, S.G. and Schmidt, F. Pb/Pb age Determinations on the Newania and Sevathur Carbonatites of India: Evidence for Multi stage Histories. Chem. Geol., 1997. Vol. 40. P. 261-273.

134. Streckeisen A. Classification and nomenclature of volcanic rocks lamprophyres, carbonatites and melilitic rocks // Jucs Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks: Geologische Rund schau. — 1980, 69 P. 194 - 207.

135. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Eds. Saunders A.D. & Norry MJ. Magmatism in the ocean basins. Geol. Special Publ. 1985. № 42. P. 313345.

136. Taylor H.P., Frechen J., Degens E.T. Oxygen and carbon isotope studies of carbonatites from the Laacher See district, West Germany and the Alno district, Sweden // Geochim Cosmochim Acta. 1967. Vol. 31. P. 407-430.

137. Taylor B.E., O'Neil J.R. Stable isotope studies of metasomatic Ca-Fe-Al-Si-skarns and associated metamorphic and igneous rocks Osgood mountains, Nevada // Contribution Mineralogy and Petrology, 1977. Vol. 63. №1. P. 1-50.

138. Veizer J. and Compston W. °'Sr/ouSr in Precambrian carbonates as an index of crustal evolution. Geochim. Cosmochim. Acta, 1976. Vol. 40. P. 905-914.

139. Veizer J., Compston W., Clauer N., Schidlowski M. 87Sr/86Sr in late Proterozoic carbonates: Evidence for a "mantle" event at 900 Ma ago. Geochim. Cosmochim. Acta, 1983. Vol. 47. P. 295-302.

140. Wiedenbeck M., Alle P., Corfu F., Griffm W., Meier M., Oberli F., von Quadt A., Roddick J. C. & Speigel W. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analysis.// Geostand. Newslett. 1995. 19. P. 1-23.

141. Woolley A.R., Kempe D.R. Carbonatites: nomenclature, average, chemical composition and element distribution. Unwin Hyman, London, 1989. P. 1-14.

142. Woolley A.R., Ban* W.C., Din V.K., et al. Extrusive carbonatites from the Uyaynah Area, United Arab Emirates // Petrology, 1991. Vol. 32. Part 6. P. 11431167.

143. Woolley A.R. Igneous silicate rocks associated with carbonatites: their diversity, relative abundances and implications for carbonatite genesis // Per. Mineral. 2003. Vol. 72. P. 9-17.

144. Wolley A.R., Bruce A.K. Paragenetic types of carbonatite as indicated by the the diversity and relative abundances of associated silicate rocks: evidence from a global database // Canadian Mineralogist, 2008. Vol. 46. P. 741-752.

145. Wyllie P.J., Tuttle O.F. The system Ca0-C02-H20 and origin of carbonatites // Petrol., 1960. Vol. 1.

146. Wyllie P.J., Cox K.G., Biggar G.M. The habit of apatite in synthetic and igneous systems //Journal of Petrology, 1962. №3. P. 238-243.

147. Wyllie P.J., Haas J.L. System Ca0-Si02-C02-H20. Melt relationshps with excess vapour at 1 kbar // Geochimica et Cosmochomoca Acta, 1965. Vol. 29. P. 871-892.

148. Wyllie P.J. Experimental studies of carbonatite problems: the origin and differentiation of carbonatite magmas // Carbonatites. New York: John Wiley, 1966. P. 311-352.

149. Villeneuve M.E. and Relf C. Tectonic Setting of 2.6 Ga Carbonatite in the Slave Province, NW Canada // Jornal of Petrology, 1998. Vol. 39. № 812. Pages 1975-1986.

150. Verwoerd, W.J. The carbonatites of South Africa and South West Africa // Handbook, Geological Society of South Africa, 1967. №6. 462 p.

151. Villeneuve M.E. and Relf C. Tectonic Setting of 2.6 Ga Carbonatite in the Slave Province, NW Canada // Journal of Petrology, 1998. Vol. 39. № 812. P. 19751986.

152. Yang Z., Wolley A. Carbonatites in China: A review // Journal of Asian Earth Sciences, 2006. Vol. 27. P. 559-575.

Информация о работе

Ласточкин, Евгений Иванович
кандидата геолого-минералогических наук
Улан-Удэ, 2009
ВАК 25.00.11

Диссертация

Минералого-геохимические особенности метаморфизованных карбонатитов Северного Забайкалья - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы