Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Особенности вещественного состава и условия образования барий-стронциевых карбонатитов проявления Халюта

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Кобылкина, Ольга Валерьевна

ВВЕДЕНИЕ.

1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ.

2. ИЗУЧЕННОСТЬ ПРОЯВЛЕНИЯ ХАЛЮТА И ЕГО ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ.

2Л. Изученность.

2.2. Геологическое строение.

2.2.1. Геологическое строение участков развития карбонатитов.

3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД ПРОЯВЛЕНИЯ ХАЛЮТА.

3.1. Щелочные породы.

3.1.1. Щелочные габброиды.

3.1.2. Щелочные сиениты.

3.1.3. Особенности химического состава щелочных пород.

3.1.4. Оценка температур и давлений образования силикатных пород.

3.2. Продукты метасоматических процессов.

3.3. Карбонатиты.

3.3.1. Структурно-текстурные особенности карбонатитов.

3.3.2. Минеральный состав карбонатитов.

3.3.2.1. Карбонаты.

3.3.2.2. Сульфаты.

3.3.2.3. Фосфаты.

3.3.2.4. Силикаты.

3.3.2.5. Оксиды.

3.3.4. Химический состав карбонатитов.

3.3.4.1. Кальцитовые карбонатиты.

3.3.4.2. Доломитовые карбонатиты.

3.3.4.3. Изотопная характеристика карбонатитов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Особенности вещественного состава и условия образования барий-стронциевых карбонатитов проявления Халюта"

Актуальность исследования.

Интерес к проблеме карбонатитов объясняется рядом связанных с ними петрогенетических вопросов, хотя он имеет и практическое значение, так как с этими породами связана большая группа месторождений полезных ископаемых, являющихся, как правило, крупными и уникальными.

В отличие от известных классических карбонатитов, карбонатиты проявления Халюта связаны не с натровыми щелочно-ультраосновными, а с менее распространенными щелочно-основными комплексами повышенной калиевости. Неординарный состав пород (высокие концентрации сульфатной фазы, стронция, бария) и признаки расслоения карбонатитового расплава выдвигают их в число модельных объектов, на примере которых представляется возможным оценить ряд параметров образования карбонатитовых комплексов.

Особенность карбонатитов изучаемого объекта заключается в высокой активности серы. Учет роли серы является неотъемлемым элементом модели петрогенезиса карбонатитов этого проявления. Изучению поведения магматической серы в карбонатитах и комагматичных им щелочно-основных породах ранее не было уделено сколько-нибудь существенного внимания. Аналогично этому, работы по исследованию включений в минералах карбонатитовых комплексов, связанных с силикатными породами калиевой специфики, сейчас находятся на начальном этапе и проводятся И.П. Солововой (1998), Л.П. Паниной (1996, 2000), И.А. Андреевой (1997, 2001).

Важность оценки фугитивности кислорода для карбонатитов отмечается в ряде работ (Le Bas, 1979; Wyllie, 1989), поэтому проведение таких исследований является актуальным для понимания условий образования и эволюции карбонатитов.

На проявлении Халюта распространены доломитовые карбонатиты, которые, относятся к достаточно редко встречающимся геологическим образованиям (Harmer et.al, 1997). По литературным данным они 4 ассоциируют, в основном, с кальцитовыми карбонатитами щелочно-ультраосновных натровых комплексов и не столь характерны для щелочно-основных калиевых. Поэтому, изучение бефорситов важно для решения петрологических задач, связанных с карбонатитовым и, в целом, со щелочным магматизмом.

Объект исследования.

На площади проявления Халюта установлено пять участков карбонатитов и четыре выхода ассоциирующих с ними щелочно-основных пород. Проведено изучение кальцитовых и доломитовых карбонатитов. Объект исследования входит в состав недавно выделенного Халютинского щелочно-основного карбонатитового комплекса, включенного в легенду Государственной геологической карты (Рипп и др., в печати). Проявление представляет собой месторождение, которое характеризуется промышленными запасами стронция, бария, повышенными концентрациями редкоземельных элементов, фосфора.

Цели и задачи.

Целью работы являлось реконструкция условий образования сульфатсодержащих карбонатитов, связанных с щелочно-основными комплексами повышенной калиевости, на примере проявления Халюта.

В ходе работы решались следующие задачи:

1. Получение детальных вещественно-геохимических характеристик карбонатитов (кальцитовых и доломитовых), комагматичных силикатных щелочно-основных пород и ассоциирующих с ними метасоматитов и гидротермалитов.

2. Оценка условий формирования карбонатитов и щелочно-основных пород с помощью минеральных и изотопных геотермометров, данных по составу минералообразующих сред, полученных при изучении расплавных и флюидных включений в минералах.

3. Проведение экспериментальных работ с силикатно-карбонатными расплавами при участии бария, стронция, сульфатных фаз для изучения процесса дифференциации этих компонентов в ходе криставллизации силикатно-сульфатно-карбонатной системы.

4. Анализ источников вещества карбонатитов по данным изучения изотопных составов стронция, сульфатной серы, кислорода и углерода.

Фактический материал и методы исследований.

В основу работы положен материал, собранный в период с 1996 по 2001 гг., по плановым темам лабораторий гидротермально-метасоматического и магматического рудообразования («Редкометалльное и редкоземельное рудообразование во флюидно-магматических системах рифтогенных зон Центрально-Азиатского подвижного пояса», «Происхождение, эволюция и источники вещества эндогенных карбонатных пород и связанного с ними оруденения в Западном Забайкалье») и проектам РФФИ (96-05-64715-«Условия образования редкоземельной минерализации в эндогенных карбонатных и карбонатсодержащих породах зон региональных разломов»; 99-05-64435 -«Условия образования карбонатитов щелочно-основных комплексов Западного Забайкалья (происхождение, эволюция, источники вещества)» и Правительства республики Бурятии (грант «Молодые ученые Бурятии»).

В работе использованы следующие методы:

1. Аналитические методы.

Анализ химического состава пород и некоторых минералов был проведен атомно-абсорбционным и методом "мокрой химии" А. А. Цыреновой, И. В. Боржоновой, Г.И. Булдаевой, H.JI. Гусевой, редкие и рудные элементы проанализированы рентгено-флюоресцентным Б.Ж. Жалсараевым, редкоземельные - химико-спектральным Т.И. Казанцевой и JI.A. Левантуевой. Химический состав минералов изучен Н.С. Кармановым и С.В. Канакиным на электронно-зондовом модернизированном микроанализаторе МАР-3, при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 10 сек и диаметре зонда 2-3 мкм. Для повышения достоверности анализа в окрестностях каждой точки проводилось по несколько параллельных замеров. При этом анализ состава редкоземельных и редкометалльных минералов проводился по специально отработанной и апробированной методике в Лаборатории микроанализа Геологического института СО РАН. Рентгеноструктурный анализ минералов проведен А.М.Огурцовым на дифрактометре ДРОН-3. Изотопный состав стронция в безрубидиевых минералах определен В.Ф. Посоховым на масс-спектрометре МИ-1201Т , а состав кислорода и углерода в карбонатах, серы в сульфатах - в лабораториях изотопных исследований ОИГТиМ СО РАН, г. Новосибирск, ТО ИГИМС г.Томск.

Экспериментальные работы проводились в рамках проекта РФФИ (99-0564715) Н.И.Сук в Институте Экспериментальной минералогии РАН (г. Черноголовка, Московская область). Для экспериментов были определены следующие параметры: Т=1250°С и Р=2кб.

Эксперименты проводились в запаянных платиновых ампулах диаметром 3 мм на установке высокого газового давления продолжительностью 6 час. с последующей закалкой, которая осуществлялась со средней скоростью 200°С/мин. Проведено семь экспериментов. Исходная шихта готовилась из природных минералов (альбита со следующим составом - Si02-69.92; А1203-19.04; Na20-11.04 и диопсида- Si02-53.79; Al203-0.56; MgO-16.55; FeO-2.99; СаО-26.11) или калишпата и диопсида) с добавками Na2C03, смеси его с К2С03, смеси Na2C03 +К2С03 + СаС03, а в соответствующих опытах с добавками сульфата (Na2S04). Рудные элементы вводились в систему в виде ВаС03 и SrC03. Исходная навеска составляла 100 мг. Перед опытом она высушивалась при Т=100°С в течение 18-20 час. Полученные образцы анализировались на рентгеновском микроанализаторе «СатеЬах» с энергодисперсионной приставкой «Link». Углерод не анализировался и, потому представленные химические составы фаз имеют дефицит суммы.

2.Методы исследования включений в минералах.

Изучение включений проводилось оптически и термометрически в полированных пластинах толщиной до 0,3 мм. При визуально-микроскопическом изучении препаратов основное внимание уделялось определению природы включений, их пространственного положения относительно минерала-хозяина и полированных поверхностей пластины. Включения, образующие скопления вдоль случайно ориентированных плоскостей, трассирующих залеченные микротрещины, идентифицировались как вторичные. Единичные включения, не принадлежащие ни одной из залеченных трещин и удаленных от них на расстояние, многократно превышающее дистанцию между включениями в шлейфе, отнесены к первичным, если они к тому же значительно удалены от поверхностей пластины. Для термометрического изучения включений использована камера с силитовым нагревателем в комплекте с микроскопом МБИ-6, милливольтметром В7-40 и Pt/Pt-Rh термопарой, откалиброванной по точкам плавления шести химически чистых веществ и температуре гомогенизации двух флюидных включений, синтезированных при известных РТ-параметрах. Отклонение градуировочной кривой от экспериментальных точек не превышает 4°С. Скорость нагревания образцов варьировала, в среднем около 5°С/мин.

Химический анализ составов твердых фаз во включениях производился с помощью электронно-зондового микроанализатора МАР-3.

3.Расчетные методы.

Определение температур и давлений проводилось с помощью изотопных и минеральных геотермометров и геобарометров. Были использованы: кальцит-доломитовый (Anovitz et.al, 1987); магнетит-ильменитовый (Baddington et. al., 1964); апатит-флогопитовый (Ludington, 1978) геотермометры; расчеты температуры по изотопному составу сульфатной и сульфидной серы (Рай и др., 1977); геотермометр и геобарометр клинопироксен-расплав (Putirka et. al., 1996).

Отнесение минералов к определенному минеральному виду проведено в соответствии с существующими справочниками (Минералы, 1960-1992). Для амфиболов использованы рекомендации международной комиссии

2 +3

Номенклатура., 1997). Количество Fe и Fe ' определено расчетным методом по методике Н. Рок и Б. Лик (Rock, Leake, 1984). Для достоверной диагностики 8 амфиболов и биотита были проведены также химические анализы с определением двух- и трехвалентного железа. Полученные данные по слюдам использовались для оценки потенциала кислорода.

За время работы было просмотрено 100 прозрачных шлифов, 30 полированных пластин, проведено 4 термометрических эксперимента, выполнено 550 микрозонд овых анализов, включая твердые фазы во включениях, пройдено 6 профилей по минеральным зернам (общее количество точек 1060). Использовано 55 анализов стабильных изотопов, 72 химических анализа макрокомпонентов, 40 анализов микрокомпонентов и 50 анализов химико-спектрального определения РЗЭ в силикатных и карбонатных породах, 15 рентгеноструктурных определений. Использованы результаты 7 экспериментов с карбонатно-силикатной и сульфатно-карбонатно-силикатной системами.

Основные защищаемые положения.

1. Эндогенные карбонатные породы проявления Халюта являются карбонатитами и кристаллизовались при температурах 470-900°С. При образовании пород важную роль играли процессы ликвации в силикатно-карбонатной, карбонатно-сульфатной системах. Формирование проявления происходило из расплава, обогащенного стронцием, барием, сульфатной серой, углекислотой.

2. Карбонатиты Халюты связаны с высококалиевыми щелочно-основными силикатными породами, что обосновывается: а) их близким абсолютным возрастом (116-130 млн. лет); б) присутствием в шонкините силикатно-солевых и солевых включений с кальцитом, высокобариевым целестином и ангидритом. Эти же минералы встречены в виде интерстициальных выделений в породах и твердых включений в титаните; в) близкой геохимической специализацией силикатных и карбонатных пород, включая изотопные составы стронция, кислорода, углерода и серы.

3. Породы проявления формировалось в условиях высокой высокой концентрации сульфатной серы и высокой фугитивности кислорода. Активная роль сульфатной фазы прослеживается в силикатных породах, карбонатитах и гидротермалитах. Обогащенность апатитов сульфатной серой, широкая распространенность оксидов железа (гематит, магнетит, гетит), повышенное содержание окисного железа в слюдах свидетельствуют о высоком потенциале кислорода в карбонатитовом расплаве.

Научная новизна.

Получены новые данные по минералогии, геохимии (в том числе изотопной), кальцитовых, доломитовых карбонатитов и комагматичных им силикатных пород.

Впервые установлен и изучен состав дочерних фаз во включениях из минералов щелочно-основных пород, представленных - магнезиальным биотитом с высоким содержанием фтора, ангидритом, высокобариевым целестином, кальцитом. Обнаружены первичные включения (с содержанием твердой фазы до 80 об. %) в баритах и доломитах из карбонатитов, указывающие на магматическую природу этих минералов.

Определены температуры формирования карбонатитов и силикатных пород.

Установлено, что одним из важных факторов в формировании карбонатитов является высокая активность сульфатной серы. Изучено поведение серы в магматическом процессе.

Выявлено, что карбонатиты формировались в условиях высокой фугитивности кислорода.

Разработана модель формирования барий-стронциевых карбонатитов проявления Халюта.

Практическая значимость.

Полученные данные по минералогии и химическому составу карбонатитов представляют информацию необходимую для оценки качества минерального сырья (особенности распределения минеральных компонентов, состав минералов, попутных и вредных компонентах, разработки схем обогащения).

Они могут быть использованы для выделения природных типов руд, при разведке месторождения и подсчете запасов.

Обоснование генетической связи карбонатитов с щелочно-основными породами использовано при выделении нового в Западном Забайкалье Халютинского щелочно-основного карбонатитового комплекса. Петрографические, петрохимические, минералогические и геохимические данные представляют основу для обоснования критериев поиска барий-стронциевых карбонатитов.

Публикации и апробация работы.

Результаты исследований по теме диссертации опубликованы в двух монографиях, 24 статьях и тезисах докладов. Основные положения работы докладывались на научных совещаниях и конференциях: «Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири: проблемы петрогенезиса, корреляции, геологической картографии», Иркутск, 1997; II международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых им. академика М.А. Усова "Проблемы геологии и освоения недр", г. Томск, 1998; Региональной научно-практической конференции, посвященной памяти известного геолога геоморфолога Д-Д.Б. Базарова "Природные ситемы гор юга Сибири", г. Улан-Удэ, 1998; международной конференции JOINT SGA-IAGOD INTERNATIONAL MEETING "Mineral Deposits: Processes to Processing", Лондон 1999; 31-ом международном конгрессе, Рио де Жанейро, 2000; школа-семинар на НИС «Академик-Иоффе», 2000 и ежегодных научных конференциях Геологического института СО РАН, Улан-Удэ, 1997, 1998, 1999, 2000, 2001.

Структура и объем работы.

Диссертация состоит из 5 глав, введения, заключения, списка литературы. Работа имеет объем в количестве 161 машинописных страниц, в том числе 55 рисунков, 23 таблицы. Список литературы содержит 182 наименования.

Благодарности.

Автор выражает глубокую признательность и благодарность научному руководителю к.г.-м.н. Г.С. Риппу, д.г.-м.н. Ф.Г. Рейфу за помощь в проведении термобарометрических исследований и обсуждении результатов, а также к.г-м.н. Н.И. Сук за проведение экспериментальных работ и обсуждении полученных данных.

Особую признательность автор выражает к.г.м.н. Карманову Н.С и Канакину С.В. за выполнение высококачественных микрозондовых анализов и Н.Н. Егоровой за помощь в петрографических исследованиях. Автор искренне признателен д.г.-м.н. Д.И. Цареву, д.г.-м.н. А.В. Татаринову, к.г.-м.н. А.А. Цыганкову, к.г.-м.н. А.А. Меляховецкому, А.В. Филимонову за консультации, неоднократные дискуссии и обсуждение результатов исследований, Е.В. Кислову за предоставленные материалы по карбонатитам.

Автор признателен А. А. Цыреновой, И. В. Боржоновой, Г. И. Булдаевой, Н. JI. Гусевой, Б. .Ж. .Жалсараеву, Т. И. Казанцевой и J1. А. Левантуевой. А.М.Огурцову, В. Ф. Посохову за проведение аналитических работ.

1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ.

Изучение карбонатитов важно не только с точки зрения их практической значимости, поскольку большинство проявлений карбонатитов несут многие виды рудных и неметаллических полезных ископаемых, но и с позиций петрологии щелочных пород.

Изучение древних и современных интрузивных и эффузивных карбонатитов, экспериментальные работы по карбонатным системам, выявили ряд дискуссионных вопросов, касающихся генезиса карбонатитов. Среди них наиболее актуальными являются: 1) проблема источников карбонатитового материала; 2) условия образования и становления карбонатитов; 3) связь с силикатными породами и способы разделения карбонатитового и силикатного расплавов.

Проявление Халюта было открыто в 1978 году при поисково-оценочных работах (Радченко, 1978). С тех пор его природа трактуется неоднозначно: 1) гидротермально-метасоматическая (Гольдберг, 1988; Булнаев, 1985, 1995, 1996, 1997ь 19972); 2) магматическая (Рипп и др, 1998, 2000); 3) вулканогенная (Ярмолюк и др., 1997; Никифоров и др., 2000); 4) кора выветривания по гидротермально-измененным известнякам (Воробьев, 2000); 5) кора выветривания по карбонатитам (Булнаев, 2001 ь 20012).

Для проявления актуальность представляют следующие вопросы: 1) связь карбонатитов с силикатными породами и процессы разделения карбонатного и силикатного расплавов; 2) природа сульфатной минерализации; 3) оценка условий (температуры, фугитивность кислорода) образования карбонатитов.

Поскольку происхождение пород проявления Халюта оценивается неоднозначно, то первоочередной задачей являлось установление карбонатитовой природы этих образований. При этом мы руководствовались следующим определением, карбонатиты - это магматические горные породы, имеющие в своем составе более 50 % карбонатного минерала (Классификация., 1997)

Магматическое происхождение эндогенных карбонатных пород доказывается геолого-петрографическими и термометрическими исследованиями, наличием современных (Олдоиньи Ленгаи) и происходивших в прошлом излияний карбонатитовых лав (Восточная Африка, Афганистан), экспериментальными работами по синтезу упрощенных карбонатных магм (Wyllie et al., 1965; Wyllie & Huang, 1975; Gittins, 1989; Harmer & Gittins, 1997; Wyllie & Lee ,1998; Barker, 1996; Lee & Wyllie, 1998; Koster van Groos & Wyllie, 1963; Freestone & Hamilton, 1980; Moore & Wood, 1998; Kjarsgaard, 1998: Slagel, 1997) при параметрах, согласующихся с геолого-петрографическими особенностями карбонатитов (Егоров, 1990).

Одним из вариантов образования карбонатитов Халюты является их магматическая природа (Ярмолюк и др., 1997; Рипп и др, 1998, 2000; Никифоров и др., 2000). Для того чтобы, приблизиться к пониманию условий образования изучаемого объекта, необходимо рассмотреть параметры синтетического карбонатитового расплава, опираясь на экспериментальные данные.

Первый эксперимент в двойной системе Ca0-Si02 был проведен Ранкиным и Райтом при 1 кбаре [Wyllie et al., 1965), а эксперимент в тройной системе СаО-С02-Н20 при температуре 650° был осуществлен П.Дж. Вайлли и О.Ф.Таттлом в 1960 (Wyllie et al., 1960). Они показали возможность существования карбонатитового расплава, плохую растворимость силикатной фазы в синтетических карбонатных магмах, кристаллизацию кальцита в течение нескольких минут при коровых давлениях.

Диссоциация доломита и кальцита при высоких температурах долгое время были главным аргументом против магматического образования карбонатитов. На сегодняшний день известно, чтобы существовать, как расплав карбонатитовая магма должна содержать флюсовые компоненты (вода, фтор, щелочи) (Bailley, 1993).

Исследования показали, что вода снижает температуры плавления кальцита (Wyllie & Tuttle, 1960). Дж.Гиттис и О.Ф.Таттл (Gittins & Tuttle , 1964) установили, что аналогичную роль играет фтор. А.Ф.Куппер и др. (Cooper etal.,

14

1975) продемонстрировали, что натрий и калий также снижают температуру кристаллизации кальцита. В 1991г. В.С.Яго и Дж.Гиттинс (Jago & Gittins, 1991) показали, что фтор более эффективен, чем вода. Наличие щелочей и фтора в карбонатитовых расплавах подтверждается присутствием их в таких минералах как - флогопит, апатит, щелочной амфибол, которые характерны и для карбонатитов проявления Халюта.

Экспериментально и при изучении современных излияний карбонатитовых магм установлена их низкая вязкость (5x10" пуаз), тогда как базальт в среднем

2 S имеет вязкость 5x10 пуаз, а риолит около 101 пуаз. В результате чего они весьма подвижны, текучи (Wyllie et. al., 1960). При закалке карбонатитовые расплавы легко кристаллизуются и не образуют стекол. Низкая вязкость карбонатитовых магм должна способствовать эффективности гравитационной дифференциации (Barker, 2001). Установлено, что вязкость карбонатитового расплава при высоких давлениях сохраняется и составляет 1.5(5)х10~ до 5(2.5)х10"' пуаз и не является важным фактором при моделировании движения карбонатитового расплава в пределах мантии (Dobson et. al., 1996). Значительное количество кремнезема в карбонатитовом расплаве, как и в силикатном, увеличивает вязкость, а содержание воды - уменьшает (Treiman, 1989).

На проявлении Халюта присутствуют два типа карбонатитов - кальцитовые и доломитовые, поэтому рассмотрение мнений петрологов на формирование доломитовых карбонатитов является актуальным. Как правило, доломитовые карбонатиты являются более поздними по отношению к кальцитовым, поэтому ранее предполагалось, что доломитовые карбонатиты - это метасоматические образования, а не продукт кристаллизации магнезиальной карбонатной магмы (Vervoerd, 1967).

Р.Е.Хармер (Harmer, 1997) утверждает, что для многих проявлений доломитовых карбонатитов Южной Африки и Канады их геологические взаимоотношения не согласуются с метасоматической моделью. Текстурные особенности этих карбонатитов свидетельствуют скорее об их магматическом образовании.

Д.С.Баркер (Barker, 1993) предложил альтернативную модель, согласно которой доломитовые карбонатиты могли образоваться в результате карбонатизации силикатных фаз, таких как клинопироксен и флогопит. Р.Е.Хармер (Harmer, 1997) отрицает такую возможность, указывая на то, что эти реакции могут привести лишь к трансформации кальцитовых карбонатитов в доломит-кальцитовые породы.

В.Дж.Лии и другие (Lee & Wyllie, 1994; Sweeney, 1994; Harmer, 1997) на основе экспериментов предположили, что магнезиальная жидкость была первичной и для кальцитовых и доломитовых карбонатитов. По их мнению, это гораздо реальнее, чем попытки найти механизм отщепления доломитовых карбонатитов от первичного кальцитового расплава.

Проведенные эксперименты свидетельствуют о возможности образования кальцита из доломитовой магмы (Harmer et.al., 1997; Otto & Wyllie, 1993). Причем первым в интервале температур 860-810иС образуется кальцит, оставляя магнезиальный остаточный расплав. Присутствие в кальцитовых карбонатитах форстерита, флогопита, щелочных магнезиальных амфиболов подтверждает возможность их формирование из магнезиального расплава. Щелочные и фторсодержащие минералы подтверждают наличие этих элементов в первоначальном расплаве (Hogarth, 1989).

Вместе с этим, в природе отмечаются как преимущественно кальцитовые карбонатиты, например, Форт Портал, Уганда (Barker et.al., 1989), карбонатиты Кении и Танзании (Barker, 1989) и Кайзерштуль в Германии (Keller, 1989), так и доломитовые - Дердепурт, Шава, Южная Африка (Harmer, 1997), Пограничный, Северное Забайкалье.

В результате взаимодействия с вмещающей средой магнезиальная карбонатная магма при подъеме может изменять свой состав к более кальцитовому. В случае быстрого подъема первичный состав расплава сохраняется (Bailley,1990).

В зависимости от скорости подъема магмы выделяется два типа карбонатитов (Woolley, 2000): а) карбонатиты поднимающиеся быстро из мантии и образующие диатремы. При этом с ними ассоциирует незначительный объем силикатных пород и карбонатиты содержат мантийные ксенолиты; б) карбонатиты, входящие в состав аппаратов центрального типа и характеризующиеся большим объемом ассоциирующих силикатных пород, отсутствием мантийных обломков. К особенностям второго типа можно отнести их комплексный генезис, включающий дифференциацию расплавов в промежуточной камере (отделение карбонатитов от карбонатнесущей силикатной магмы), приводящее к разнообразию карбонатитов.

Наличие проявлений карбонатитов без ассоциирующих с ними силикатных пород и доказательства возможности образования доломитовых расплавов при плавлении карбонатизированных перидотитов (Wyllie & Huang, 1975; Wallance & Green, 1988), подтвердили предположения, основанные на полевых наблюдениях, что некоторые карбонатитовые магмы могли быть первичными (von Eckerman, 1948; Holmes, 1950).

Согласно изотопным данным источником карбонатитов является мантия (Carbonatites, 1989). Одним из доказательств присутствия карбонатов в мантии является обнаружение их в мантийных ксенолитах (Ionov et al., 1996), что по (Bailley, 1993) отражает извержение карбонатитовой магмы из мантийного источника. Мантийный материал широко распространен в эффузивных и субвулканических карбонатитах Африки (Jones et. al., 2000; Stoppa F. & Woolley A.R., 1997; Kuczlaukic et.al., 1998; Rosatelli et.al., 2000; HarmerR.E et al., 2000) и не обнаружен в интрузивных карбонатитах (Wolley, 2000). Ксенолиты представлены лерцолитами, гарцбургитами, верлитами, дунитами, орто- и клинопироксенитами, а ксенокристы - шпинелью и хром-шпинелью, хромитом, флогопитом, оливином, орто- и клинопироксеном (включая хром-диопсид), гранатом, апатитом. При этом собственно фемическими минералами карбонатитов, т.е. кристаллизующихся из расплава являются, преимущественно, амфибол, флогопит и гранат.

В результате проведенных экспериментальных исследований и изучения ксенолитов в карбонатитах многие исследователи склоняются к тому, что источником карбонатитов является мантия, в результате частиного плавления которой формируются родоначальные магмы (Wyllie & Huang, 1975; Лапин, 1980; Gibson S.A. et al., 2000). До сих пор остается дискуссионным, являются ли карбонатиты самостоятельным расплавом или они формируются в результате дифференциации карбонатсодержащего силикатного расплава.

Ассоциация карбонатитов со щелочными магматическими породами, в целом, интерпретируется, как индикатор того, что карбонатитовые магмы отделились в результате фракционирования или ликвации из первичной щелочной силикатной магмы мантийного происхождения (Lee et.al, 1997; Kjarsgaard et.al., 1988, 1989; Koster van Groos et.al., 1963; Tuttle et.al, 1966; Когарко и др., 1992; Маракушев и др., 1998; Панина и др., 1999, 2000). Экспериментами установлено, что силикатная система может служить источником карбонатитов, если включает углекислоту и карбонаты. Для осуществления этого необходимо, чтобы концентрация углекислоты в определенных зонах мантии была достаточно высокой. Высказываются предположения о наличии в зонах повышенной проницаемости потоков ювенильных эманаций, дренирующих глубокие горизонты верхней мантии. Основными компонентами этих эманаций являются углекислота, пятиокись фосфора, вода, щелочи и редкие элементы (Лапин, 1980).

Разделение силикатно-карбонатной системы на силикатную и карбонатную фазы происходит в результате кристаллизационной дифференциации или ликвации. Экспериментально доказано, что если карбонатиты и силикатные породы образовались в результате ликвации, то обе фазы находятся в геохимическом и изотопном равновесии (Harmer, 1999). Нами предложена модель образования проявления Халюта в результате ликвации силикатно-карбонатной системы (Рипп и др., 1997).

Первоначально, несмешиваемые карбонатитовые магмы имеют температуры идентичные температурам силикатных магм, которые только через определенный промежуток достигают собственных температур кристаллизации. Их кристаллизация начинается с незначительного количества силикатных минералов (Lee&Wyllie, 1998), приближаясь к составу 70-80 % СаСОЗ, 10-20 % Na2C03, и 5-10 % силикатных минералов.

Предложены следующие возможные пути образования карбонатитов:

1. Прямое отделение карбонатитового расплава при частичном плавлении карбонатсодержащих мантийных перидотитов (von Eckerman, 1948; Wyllie & Huang, 1975; Wallance & Green, 1988; Sweeny, 1994).

2. Фракционирование богатых C02 силикатных магм с разделением силикатного расплава на несмесимые силикатную и карбонатитовую жидкости (Lee & Wyllie, 1997; Kjarsgaard & Hamilton, 1988, 1989; Koster van Groos & Wyllie, 1963; Tuttle & Gittins, 1966; Когарко и др., 1992; Маракушев и др., 1998; Панина и др., 1999, 2000).

Известные проявления карбонатитов связаны со щелочными силикатными породами, которые имеют обычно нефелинитовый или мелилитовый состав. Среди ассоциаций карбонатитов и силикатных пород установлены мелилит-севиты; нефелинит-севиты; пироксенит-севиты; оливиновые ультрабазиты-доломитовый карбонатит (Homig-Kjarsgaard, 1998; Bell, 1998), нередко кимберлиты (Премьер, Южная Африка) и ультраосновные лампрофиры (Альне, Швеция; Кандалакша, Россия). Менее распространены карбонатиты в ассоциации со щелочно-габброидной и щелочно-сиенитовой формациями (Солодов, 1996). Карбонатиты генетически и пространственно преимущественно связаны с ультраосновными щелочными натровыми комплексами, что нашло отражение в одном из ранних определений карбонатитов (Еинзбург и др., 1983).

В пределах проявления Халюта отмечаются силикатные породы комагматичные карбонатитам. Они относятся к щелочно-основной формации повышенной калиевости, что делает изучаемый объект интересным не только с точки зрения его типоморфных особенностей, но и петрологии. Анализ опубликованной литературы показывает, что карбонатиты, ассоциирующие с щелочно-основными комплексами высокой и повышенной калиевости, в природе распространены незначительно. К наиболее известным среди них относятся Маунтин-Пасс (США), Мушугай, Баян-Хошу (Монголия),

Кайзерштуль (Германия), Мурун (Россия) (Коваленко и др., 1990; Самойлов и др., 1983; Владыкин, 1997; Olson et. al.,1954; Онтоев, 1984, Андреева, 1999; Панина, 1999, 2000). Исследованиями последних лет (Иванов и др., 1996) на площади Юго-Западного Забайкалья обосновано широкое развитие позднемезозойского (110-130 млн. лет) щелочно-основного магматизма, представленного тефритами, фонолитами, щелочными трахитами.

Большой вклад в изучение карбонатитовых комплексов, ассоциирующих с щелочно-основными силикатными породами, сделан Н.А.Владыкиным. Он указывает (Владыкин, 1997), что отличительной особенностью карбонатитов калиевой серии является их специализация на редкие земли, барий, стронций, фтор. Для таких комплексов не характерно наличие доломитовых и анкеритовых карбонатитов.

Карбонатиты натриевой и калиевой серии отличаются глубиной происхождения и разным составом мантийного субстрата, из которого они выплавляются. Карбонатиты натриевой серии обычно характеризуют область деплетированной мантии, а калиевой - обогащенную мантию ЕМ-1 и ЕМ-2 (Владыкин, 1997).

Установлено (Рябчиков, 1993), что с ростом давления в водно-углекислых флюидах, взаимодействующих с мантийным веществом, резко возрастают содержания калия. Это послужило основанием для выдвижения тезиса о более глубинных источниках калиевых магм по сравнению с магмами, обогащенными натрием.

Необходимым условием для обоснования магматического происхождения, и следовательно, карбонатитовой природы эндогенных карбонатных пород является установление их температуры образования.

Оценка температур образования карбонатитов проводится с помощью термобарометрического изучения включений, использованием термометров, основанных на зависимости от температуры химических, изотопных особенностей минералов и данных экспериментальных исследований (Соколов, 1996). Изучение карбонатитов показало, что температуры гомогенизации расплавных включений в них хорошо согласуются с экспериментальными данными, тогда как многие минеральные термометры фиксируют более низкие температуры.

Реально зафиксированная температура на поверхности излияния проявления Олдоиньи Ленгаи в 1960-1961 гг. составила 500 0 С. Температуры гомогенизации включений из силикатных пород комплекса Мушугай варьировали 850-1220°С (Андреева, 2000), для комплекса Мурун 1170-1200°С (Панина и др, 2000), включений из апатита кальцитовых карбонатитов Ковдора составили из апатита доломитовых карбонатитов 640~680°С. Для карбонатитов Халюты интервал температур составил 470-900 С. Это рассматривается в отдельном разделе.

Температуры плавления карбонатной (Уилли, 1969) и силикатно-карбонатной (Маракушев и др., 1998) систем варьируют от 500°С до 1250°С.

Эксперименты получения кальцитовых карбонатитовых расплавов использовали давления 500 бар-1кбар (Уилли, 1969), для изучения магнезиальной системы 27 кбар и 10 кбар Ирвинг и др. (Irving et.al., 1975), Вайлли (Wyllie, 1989) и Ли (Lee et. al, 2000) при 2 кбар и ниже.

А.П.Джонес с соавторами (Jones et. al., 2000), изучая ксенолиты из карбонатитов появления Монтикчио, получили следующие расчетные давления и температуры 14-22 kbar и 1050-1150 0 С, что соответствует глубинам 50-70 км.

Образование карбонатитов, как и других пород, во многом контролируется фугитивностью кислорода. О восстановительных условиях свидетельствует присутствие самородных фаз и интерметаллидов (Владыкин, 1997), а также сульфидная форма серы.

Одной из специфичных особенностей карбонатитов и силикатных пород Халюты является их обогащенность сульфатной серой, свидетельствующей о высоком потенциале кислорода. Изучение процессов формирования пород в условиях высокой фугитивности кислорода представляет одну из важнейших задач петрологии.

Закономерности поведения серы в расслаивающихся силикатной и карбонатной фазе до сих пор не были изучены. Только недавняя работа Н.

21

И.Сук (Сук, 2001) раскрыла некоторые особенности поведения серы, что будет рассмотрено в отдельном разделе.

И.Г. Андреевой (Андреева и др., 1994) в расплавных включениях Мушугая обнаружены целестин и барито-целестин. Во включениях силикатных пород комплекса Мурун по нормативному пересчету анализов присутствуют сульфаты калия и натрия (Панина и др., 2000). Сульфатная специализация силикатных пород и карбонатитов может считаться доказательством их генетической связи. В случаях повышенных количеств сульфата установлена трехфазная силикатно-карбонатно-сульфатная несмесимость при температурах 1280-1260 °С (Панина, 2000). Л.И.Панина и Л.М.Усольцева (Панина и др., 2000) высказали предположение о связи процессов щелочного метасоматоза с отделяющимися из расплава сульфатами щелочей.

Присутствие сульфатных минералов в магматических породах вызывает у петрологов повышенный интерес, так как во многих случаях является объективным свидетельством повышенного потенциала кислорода и окислительной обстановки формирования магматических пород.

Согласно экспериментальным данным сера в силикатных расплавах образует устойчивые сульфидные и сульфатные комплексы, которые обладают высокой растворимостью при щелочном характере флюидов (Poulson et.al, 1990) или высоком давлении в системе (Luhr, 1990). Растворимость сульфата в окисленных магмах строго зависит от фугитивности кислорода и температуры силикатного расплава (Barker et. al., 1996). Содержание серы в силикатных магмах экспериментально проверено Катсуро и Нагашимо (Katsura et. al., 1974). На материале обогащенной серой ангидритсодержащей магмы Пинатубо была проведена экспериментальная проверка (Baker et. al., 1996) поведения серы в процессе остывания расплава. Результаты её подтвердили участие ангидрита в кристаллизации расплава. Было установлено также, что высокая концентрация серы в расплавах отчетливо фиксируется повышенным содержанием её в магматических апатитах. В апатитах Пинатубо и Эль Чичон присутствует 0,26-1,0 мае. % сульфатной фазы. Эксперименты подтвердили, что ангидрит и обогащенный серой апатит могут быть использованы в качестве индикаторов содержаний серы в магмах (Baker et. al., 1996).

В карбонатитах проявления Халюта среди сульфатных минералов отмечаются барит, барито-целестин, целестин, ангидрит. Часть из них связана с карбонатитовым этапом и имеет магматическую природу. Однако ранее считалось, что барит и целестин являются минералами только гидротермального и осадочного происхождения (Дэна и др., 1953) или формируются в результате распада гомогенного твердого раствора карбоната кальция (протокарбоната), содержащего примеси других катионов и анионов, в том числе сульфат-иона (Файзер и др, 1998). Имеются исследования, в том числе данные о расплавных включениях, которые указывают на возможность магматической природы сульфатных минералов. В частности, найден барит в фенокритах клинопироксена высококалиевых дацитов Западной Родопии. Температура кристаллизации этого барита, рассчитанная по пироксеновому геотермометру равна 740-750 °С (Marchev, 1991). Среди кристаллических включений карбонатитового комплекса Палабора определен барит (Соловова, 1998). В расплавных включениях карбонатитового комплекса Мушугай-Худук обнаружены дочерние минералы, среди которых присутствуют целестин, барито-целестин (Андреева и др., 1994). Температура гомогенизации этих включений превышала 1300° С. В магнетит-апатитовых породах этого месторождения включения состоят из ангидрита (90-95 об. %) и целестина (510 об. %). Магматическая природа ангидрита также остается дискуссионной, хотя геологические и термометрические данные указывают на возможность его магматической природы. Так на Селигдарском месторождении максимальные температуры гомогенизации многофазных включений в ангидрите достигает 795-830 °С. На основе термометрических исследований был сделан вывод о достаточно больших полях устойчивости ангидрита при высоких температурах и возможности существования сульфата в магматическом расплаве (Пузанов и др., 1978). Ангидрит встречен среди продуктов извержения вулкана Эль-Чичон (Мексика) в сростках с плагиоклазом, авгитом, апатитом, роговой обманкой, что также указывает на возможность его магматического генезиса (Фрих-Хар

23 и др, 1984). Участие сульфатов в формировании карбонатитов подтверждается изучением состава первичных включений в бастнезите редкоземельных карбонатитов Западного Забайкалья (Дорошкевич и др., 2001). Установлено, что твердые солевые фазы в них состоят преимущественно из сульфатных минералов, среди которых диагностируются существенно тенардит, арканит и сульфаты смешанного натро-калиевого (с небольшим количеством кальция) состава близкие к афтиталиту.

Проводившиеся эксперименты с системой BaS04-CaC03-CaF (Кюльмер и др., 1969) также подтверждают возможность существования магматического барита. Н.И. Сук (Сук, 2001) в изученной сульфатно-карбонатно-силикатной системе с несмешивающимися карбонатными и силикатными фазами установлено, что солевая фаза имеет сульфатно-карбонатный состав.

По нашим и литературным данным карбонатиты, обогащенные сульфатной минерализацией, ассоциируют с щелочно-основными породами калиевой специализации (Маунтин-Пасс, Баян-Хошу, Мушу гай-Худу к) (Olson et. al., 1954; Коваленко и др, 1979).

Не решена окончательно проблема изоморфизма между баритом и целестином. Одни исследователи (Brower, 1973; Hanor, 1968) считают, что между ними существует непрерывный твердый раствор, другие указывают на его отсутствие (Leeder et. al, 1983).

Известные находки барито-целестинов немногочисленны. Они обнаружены во включениях лейцитового ламприита комплеска Мурун (Конев и др., 1996), в целестин-флюоритовых рудах месторождения Мушугай-Худук (Андреева и др., 1994), где данный минерал составляет около 15-20 % и в том числе обнаружен во включениях из шонкинитов с содержанием ВаО до 24.4 мае. %.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Кобылкина, Ольга Валерьевна

4.1. Выводы.

1. Экспериментальными работами подтвердилось расслаивание сульфатно-карбонатно-силикатных систем.

2. Барий, стронций и сульфатная сера концентрируются в карбонатной фазе, но и в силикатной фазе отмечается их повышенное содержание, что может служить одним из признаков их генетической связи.

3. Наблюдается отрицательная корреляция содержания бария, стронция и кальция и сульфатной серы в известковых и щелочных карбонатных фазах. При отсутствии бария, стронция, кальция сульфатная сера связывается с щелочами - (калием), что подтверждается положительной корреляцией между сульфатной серой и калием.

4.Подтверждена возможность магматической кристаллизации сульфатных минералов из карбонатного расплава.

5. Эксперименты в карбонатно-сульфатных системах сложны из-за того, что соли не дают стекол, а подвергаются закалочной кристаллизации.

5. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ПРОЯВЛЕНИЯ ХАЛЮТА.

5.1. Оценка температур формирования карбонатитов.

Одним из важных параметров образования магматических пород является температура их кристаллизации. Обычно оценка проводится с помощью термобарометрического изучения включений, использования термометров, основанных на зависимости химического, изотопного состава равновесных минералов, данных экспериментальных исследований от температуры. Известными исследованиями по оценке температур образования карбонатитов было установлено, что температуры гомогенизации расплавных включений в минералах хорошо согласуются с экспериментальными данными, тогда как многие минералогические термометры фиксируют часто заниженные температуры (Соколов, 1996).

В основе многих минералогических термометров лежит влияние температур на распределение между сосуществующими элементами (изотопами) или на предельную насыщенность минерала-концентратора индикаторным изоморфным компонентом. Нами использованы четыре минеральных и изотопных геотермометра:

1) Расчет температуры по кальцит-доломитовому геотермометру был проведен с использованием алгебраических выражений по (Anovitz et.al, 1987). Получены значения от 474 до 611°С (табл.23).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Проведенными исследованиями обосновывается магматическое происхождение эндогенных карбонатных пород проявления Халюта. Породы кристаллизовались при температурах (470-900°С), т.е. более высоких, чем те, при которых образуются гидротермальные карбонаты. О карбонатитовой природе пород свидетельствуют также изотопные составы Sr, О, С, S которые подобны изотопным составам известных в мире карбонатитов. Некоторый изотопный сдвиг в составе кислорода в севитах является следствием изотопного обмена кальцита с флюидной фазой в процессе его перекристаллизации и свидетельствует о повышенной роли флюидной фазы при формировании кальцитовых карбонатитов. Отсутствие процессов рекристаллизации в бефорситах и однородность изотопных составов в них указывает на слабую активность посткарбонатитовых процессов.

При образовании пород важную роль играли процессы ликвации в силикат-но-карбонатной и карбонатно-сульфатной системах. Обнаружение в магматических минералах шонкинитов включений, содержащих в составе дочерних фаз ангидрит, высокобариевый целестин, магнезиальный биотит и кальцит является одним из наиболее важных свидетельств генетической связи карбонатитов с щелочно-основными породами и обогащенности первичного расплава барием, стронцием, сульфатной серой, углекислотой. Наличие сульфатов и карбонатов в минералах из шонкинитов в виде автономных фаз и характер их выделений свидетельствуют о процессах ликвации в силикатно-карбонатном расплаве, содержащим сульфатную фазу.

Важнейшей особенностью генезиса изученных карбонатитов является высокая активность серы. Участие сульфатной фазы прослеживается на всех этапах формирования проявления. Образование карбонатитов происходило при высокой фугитивности кислорода. Свидетельством такой активности кислорода является присутствие серы почти исключительно в сульфатной форме, а также высокая концентрация сульфатной серы в апатитах, высокое содержание окисного железа в слюдах, широкая распространенность оксидов железа (гематит, магнетит, гетит) в составе карбонатитов.

Высокое содержание сульфатной серы в карбонатитах характерно и для других участков их проявлений в Западном Забайкалье (Аршан, Южный, Ошурково), а так же других регионов мира (Мурун, Мушугай-Худук, Баян-Хошу, Маунтин-Пасс), что позволяет ставить вопрос о выделении сульфатного типа карбонатитов.

Проведенные исследования позволили обосновать следующие поисковые признаки для карбонатитов барий-стронциевого типа:

1 .Карбонатиты являются молодыми (ранний мел) образованиями, формируются в бортовых частях мезозойских впадин.

2.Связь с субвулканическими щелочно-основными породами высокой ка-лиевости;

3. Распространенность на площадях проявления карбонатитов щелочного метасоматоза, представленного биотитизацией, альбитизацией и фенитизацией. Для последней характерны альбит, калиевый полевой шпат, биотит, щелочной амфибол, пироксен;

4. Высокие концентрации в карбонатитах бария, стронция, сульфатной серы и низкие ниобия, циркония, РЗЭ;

5. Наличие в геохимических аномалиях ассоциации: стронций, барий, фосфор, РЗЭ (легкие лантаноиды).

Проведенные исследования позволяют сделать несколько выводов, касающихся оценки качества карбонатитовых руд месторождения Халюта.

1. На месторождении не менее 50 % стронция приходится на барито-целестин и целестин, источником РЗЭ являются апатит и монацит.

2. В случае получения стронцианитового концентрата необходимо учитывать, что в составе стронцианита присутствует кальций (СаО - от 3.74 до 16.31 мас.%), количество которого достигает предельных концентраций известных в природных условиях.

3. Распределение стронцианита обусловлено неравномерным пространственным распределением посткарбонатитовых зон тектонической нарушенное™ пород в пределах которых формировались продукты гидротермального этапа.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Кобылкина, Ольга Валерьевна, Улан-Удэ

1. Андреев Г. А., Дамбуева Э. А. Минералого-геохимические особенности Sr-карбонатитов Халютинского месторождения// Отечественная геология. 1996, № 12, с. 8-10.

2. Андреева И.А., Наумов В.Б., Коваленко В.И., Листратов Е.Н., Кононкова Н.Н. Магматический целестин в расплавных включениях в апатитах щелочного вулкано-плутонического комплекса Мушугай-Худук (Южная Монголия)// Геохимия. 1994, Т. 337, № 4, с. 499-502

3. Андреева И.А., Коваленко И.В., Наумов В.Б, Кононкова Н.Н. Состав магм и генезис тералитов карбонатитсодержащего комплекса Мушугай-Худук (Южная Монголия). Геохимия, 1999, №8, с.826-841.

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

5. Бородин Л.С. Проблема генезиса и рудоносности мантийно-коровых карбонатитовых систем// Рудообразующие процессы и системы, М., Наука, 1989, с. 188-199

6. Бородин Л.С. Лапин А.В., Харченков А.Г. Редкометальные камафориты. Формация апатит-форстерит-магнетитовых пород в щелочно-ультраосновных и карбонатитовых массивах. М: Наука, 1973, с. 140.

7. Булнаев К. Б. Условия образования и локалиации фторредкоземельного оруденения// Геол. рудн. месторожд.1985, № 3, с. 28-38

8. Булнаев К. Б., Посохов В. Ф. Изотопно-геохимические данные о природе и возрасте эндогенных карбонатных пород Забайкалья// Геохимия. 1995, № 2, с. 189-196

9. Булнаев К. Б. Стронцианитовые карбонатиты Халютинского месторождения (Западное Забайкалье, Россия)// Геология рудн. месторожд. 1996., № 5, с. 437448

10. Булнаев К. Б. О карбонатитовой природе эндогенных карбонатных пород Забайкалья // Докл. РАН. 1997, Т.354, № 5, с. 653-656

11. Булнаев К. Б., Андреев А. Г., Посохов В. Ф. Рубидий-стронциевый возраст щелочно-основных пород Халютинского месторождения приразломных карбонатитов (Западное Забайкалье)// Докл. РАН. 1999, Т. 364, с. 213-216

12. Булнаев К.Б. О генезисе карбонатитов Халютинского месторождения (Западное Забайкалье) // ЗВМО, 2001, Ч.СХХХ, №1, с. 119-127

13. Булнаев К.Б. О происхождении плащеобразных тел так называемых карбонатитов Халютинского месторождения (Западное Забайкалье, Россия) // Литология и полезные ископаемые, 2001, № 1, с.71-86

14. Васильева З.В. Минералогические особенности и химический состав апатита/ сборник «Апатиты». М.: Наука, 1968, с. 31-56.

15. Виноградов А.П. Среднее содержание химическихэлементов в главных типах изверженных горных пород земной коры// Геохимия, 1962, №2, с. 189-196

16. Владыкин Н. В., Морикио Т. Геохимия изотопов Сибири и Кольского полуострова//Карбонатиты Кольского полуострова. Санкт-Птербург. 1999, с. 47-48

17. Владыкин Н.В. Петрология и рудоносность к-щелочных комплексов монголо-охотского ареала магматизма. Автореферат,Иркутск,1997,с.80.

18. Воробьев Е.И. Рецензия на монографию Г.С. Риппа, П.Ю. Ходановича, О.К.Смирновой, О.В.Кобылкиной «Халютинское месторождение барий-стронциевых карбонатитов»//Геология и Геофизика,2000,т.41,№ 12, с. 18211823.

19. Воронцов А. А., Ярмоюк В.В., Иванов В.Г., Смирнов Н.В. Позднемезозой-ский магматизм Боргойской впадины Западного Забайкалья// Геология и Геофизика. 1997, Т.38,№8, с. 1305-1314

20. Гарсон М. С. Карбонатиты Малави// Карбонатиты М.: Мир, 1969, с. 50-87 Гинзбург А.И., Самойлов B.C. К проблеме карбонатитов // ЗВМО, 112, №2, 1983, с. 164-176.

21. Гордиенко И.В., Баянов В.О., Климук B.C., Пономарчук В.А., Травин А.В. Состав и возраст (39Аг/40Аг) вулканогенных пород Чикой-Хилокской рифтоген-ной впадины в Забайкалье // Геология и Геофизика, 1999, Т.40, № 4, с. 583-591

22. Голдсмит Дж.Р. Фазовые взаимоотношения тригональных карбонатитов // Карбонаты. Минералогия и химия. М.: Мир, 1987, с.69-104

23. Дэнна Дж. Д., Дэнна Э.С., Пэлач Ч., Берман Г., Фрондель К. Система минералогии, М., Изд-воиностранной литературы, Т. 2, 1953, 771 с.

24. Дине Т. Геолого-экономическая характеристика карбонатитов Африки // Карбонатиты М.: Мир, 1969, с. 329-359

25. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С., Кобылкина О.В. Новые данные о редкоземельных карбонатитах Южного проявления (Западное Забайкалье) // Щелочной магматизм, М., 2001, с.38-39

26. Иванов В. Г., Ярмолюк В.В. Раннемеловая тефрит-фонолитовая ассоциация южного склона хребта Хамар-Дабан (Западное Забайкалье) // Докл. РАН. 1996,Т. 349, № 3, с. 364-367

27. Занвилевич А. Н., Литвиновский Б. А. Неравновесное плавление и смешение магм при формировании гибридных пород бимодальной серии: Малоха-мардабанская вулканическая структура, Забайкалье // Петрология. 1996, Т. 4, № 4, с. 364-385

28. Егоров Л.С. О генетической определенности понятия «карбонатит» // ЗВМО, 1,ч.119, 1990, с.134-146.

29. Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 1971,. 288 с.

30. Коваленко В.И., Самойлов B.C., Владыкин Н.В. и др. Редкометальные карбонатиты и апатит-магнетитовые породы Монголии // Геология и магматизм Монголии. М.: Наука, 1979, в. 30, с. 158-167.

31. Когарко JI.H., Саддети П., Боткине П. Геохимическая эволюция карбонати-товых расплавов Полярной Сибири // Геохимия, 1992, №2, с. 134-140

32. Конев А.А, Воробьев Е.И., Лабезник К.А. Минералогия Мурунского щелочного массива. Новосибирск: Изд-во СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1996, с.221.

33. Кухаренко А.А., Булах А.Г., Бакланова К.А. Сульфат-монацит из карбонатитов Кольского полуострова // Зап. Всес. Минер. Об-ва, ч.90, вып. 4, 1961.

34. Классификация и номенклатура магматических горных пород/ Под ред. О. А.Богатикова, Н. П.Михайлова, В. И.Гоныпаковой. М.: Недра, 1981. - 160 с.

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

36. Кюльмер Ф.Дж., Высоцкий А.П., Таттл О.Ф. Предварительное изучение системы барит-кальцит-флюорит при 500 бар // Карбонатиты. М.: Мир, 1969, с. 301-313.

37. Лапин А.В. проблема карбонатитов в свете современных экспериментальных и геологических данных // Рудная геохимия и геология магматических месторождений. М.:Наука, 1980, с, 62-79

38. Лапин А.В .Некоторые особенности флюидно-магматического режима ранних карбонатитов // Флюиды в магматических процессах.-М.:Наука, 1982.-с.27-41.

39. Литвиновский Б. А., Посохов В. Ф., Шадаев М.Г., Шалагин В.А. Новые данные о возрасте раннемеловых вулканитов Западного Забайкалья // Докл. РАН СССР. 1989, Т. 308, № 4, с. 946-949

40. Литвиновский Б. А., Занвилевич А. Н., Бурдуков И. В., Карманов Н. С. Сиениты как продукт фракционной кристаллизации щелочно-базальтовой магмы Ошурковского массива, Забайкалье//Петрология. 1998, Т. 6, № 1, с. 30-53

41. Маракушев А.А., Сук Н.И. Карбонатно-силикатное магматическое расслаивание и проблема генезиса карбонатитов. Докл.АН. 1998. Т.360, N 5. С. 681684.

42. Марченко Е.Я., Чашка А.И., Сторчак П.Н., Тимошенко О.Д., Лапицкий Е.М. Типоморфизм апатита из карбонатитов // Докл. РАН, 223, 1975, с. 138-140.

43. Меляховецкий А.А. Верхняя мантия Байкальской рифтовой зоны (по данным изучения глубинных включений в базальтоидах) // Глубинное строение территории СССР. М.: Наука, 1991.

44. Минералы. Том IV. М.: Наука, 1992. с.557.

45. Никифоров А.В. Позднемезозойский карбонатитовый магматизм Западного Забайкалья. Автореферат. М., 2000, 25 с.

46. Номенклатура амфиболов: Доклад подкомитета по амфиболам комиссии по новым минералам и названиям минералов Международной минералогической ассоциации (КНМНМ ММА) // Зап. ВМО. 1997, № 6, с. 82-102

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

48. Панина Л.И., Усольцева Л.М. Щелочные высококальцевые сульфатно-карбонатные включения в мелилит-монтичесллит-оливиновых породах Мало-мурунского щелочного массива (Алдан) // Петрология, 1999, №6, с. 653-669

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

50. Пауэл. Дж.Л., Харли P.M., Фербэрн Х.В. Изотопный состав стронция и происхождение карбонатитов // Карбонатиты. М.: Мир, 1969, с. 314- 325.

51. Пауэлл Дж.Л., Белл К. Изотопный состав стронция в щелочных породах II Щелочные породы. М.: Мир, 1976. с. 278-288.

52. Петров П.А., Журавел Р.Ф. Сравнительные характеристики химического состава аптита из различных типов пород // Труды Сибирского Научно-Исследовательского интститута геологии, геофизики и минерального сырья 108, 1971, с. 119-127.

53. Пузанов Л.С., Парцевский А.И., Кашинцова Е.Н. О двух разновидностях высокотемпературного ангидрита на Селигдарском месторождении апатита// Докл. АН СССР, 1978, 242, №5, с. 1170-1172.

54. Рай Р., Омото Х.Обзор изотопов серы и углерода применительно к проблеме генезиса руд// Стабильные изотопы и проблемы рудообразова-ния.М. :Мир, 1977,с. 175-212.

55. Римская-Корсакова О.М. Группа апатита // Каледонский комплекс ультраосновных щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северной Карелии. Москва: Недра, 1965, с. 507-519.

56. Рипп Г. С., Ходанович П. Ю., Смирнова О. К., Кобылкина О. В. Халютин-ское месторождение барий-стронциевых карбонатитов. Улан-Удэ: изд. БНЦ, Ассоциированного члена изд-ва СО РАН, 1998. - 117 с.

57. Рипп Г. С., Посохов В. Р., Кобылкина О. В. Изотопный состав стронция в позднемезозойских карбонатитах Западного Забайкалья // Материалы XV Симпозиума по геохимии изотопов М.: 1998 С. 243-244.

58. Рипп Г. С., Ходанович П. Ю., Смирнова О. К. Природа эндогенных редко-мет. и редкоземельных карбонатных месторождений в рифтогенных структкрах Забайкалья// III Междунар конфер.: Новые идеи в науках о Земле. Тез. докл. том 2.-М., 1997.-С. 111.

59. Рипп Г. С., Смирнова О. К., Ходанович П. Ю. Проявления карбонатитов в Юго-Западном Забайкалье// Genesis of the Mongolia's Ore Deposits. Улаан-Батор хот.: МТИС, 1997.-C. 47-51.

60. Рипп Г. С., Смирнова О. К., Ходанович П. Ю. Карбонатиты Западного Забайкалья// Актуальные вопросы геологии и географии Сибири (Материалы научной конференции). Томск, 1998. - С. 218-219.

61. Рипп Г. С., Ходанович П. Ю., Смирнова О. К. Новые данные о карбонатитовой природе Халютинского месторождения // Докл. РАН, 1999, Т.365, №3, с. 374-376

62. Рипп Г. С., Ходанович П. Ю., Смирнова О. К. Новая карбонатитовая провинция в Западном Забайкалье // Геология и Геофизика, 1999, Т.40, №1, с. 7381.

63. Рипп Г.С.,Кобылкина О.В., Шаракшинов А.О., Дорошкевич А.Г. Позднеме-зозойские карбонатиты Западного Забайкалья. Улан-Удэ: изд. БНЦ, Ассоциированного члена изд-ва СО РАН, 2000. - 230 с.

64. Рипп. Г.С., Ходанович П.Ю. Являются ли породы Халютинского месторождения карбонатитами? // Геология и геофизика, 2001, Т. 42, №5, с.868-870.

65. Рипп Г. С. Геохимия эндогенного оруденения и критерии прогноза в складчатых областях. Новосибирск: Наука, 1984, 191 с.

66. Рябчиков И.Д, Шрайер В. Щелочные водные флюиды в равновесии с мантийными перидотитами // Магматизм рифтов и складчатых поясов. М.: Наука, 1993, с.279-286.

67. Самойлов B.C., Гормашев Г.С., Чернышева Е.А. Низкоглиноземистые щелочные амфиболы карбонатитов // Ежегодник Ин-т геохимии Сиб. Отд. АН ССР 1973, Новосибирск, Наука, 1974, 189-193.

68. Самойлов B.C. Щелочные амфиболы карбонатитов и генетически связанных с ними пород // ЗВМО, 1975, №2, с. 145-159.

69. Самойлов B.C. Геохимия карбонатитов. М.: Наука, 1984, с. 190.

70. Самойлов B.C., Коваленко В.И., Сенгэ Д., Иванов В.Г., Смирнова Е.В., Кону сова В.В., Пахомовва Н.Н. Геология, геохимия и генезис месторождения РЗЭ в Монголии// Геол. рудн. месторож. 1988, Т.ЗО, №2, с. 62-74

71. Соколов С.В. Температуры образования и температурные фации карбонатитов щелочно-ультаосновных комплексов // Геохимия, №1, 1996, с. 15-21.

72. Соколов С.В., Векслер И.В., Сенин В.Г. Щелочи в карбонатитовых магмах: новые данные о составе расплавных включений // Петрология, Т. 7,№6, 1999, с. 644-652.

73. Солодов Н.А. Формационные типы редкометальных карбонатитов // Отечественная геология, №9, 1996, с. 12-18.

74. Соловова И.П., Рябчиков И.Д. Изучение включений в минералах карбонатитового комплекса Палабора (Южная Африка) // Геохимия, 1998, №5, с.435-447

75. Смирнов Ф.Л. Роль фосфора и условия его концентрации в магматических горных породах // сборник «Апатиты». М.: Наука, 1968, с. 15-30.

76. Сук Н.И. Экспериментальное исследование несмесимости силикатно-карбонатных систем // Петрология. 2001. т. 9, N 5, с. 555-566.

77. Уилли П.Дж. Проблема образования карбонатитов в свете экспериментальных данных. Возникновение и дифференциация карбонатитовой магмы// Карбонатиты. М.: Мир, 1969, с. 265-301

78. Файзер А.Р., Искандаров Ф.Ш., Гафуров Ф.Г. Минералогические и генетические особенности карбонатитов Дункельдынского массива щелочных пород (Восточный Памир)// ЗВМО, 1998, № 3, с. 54-57

79. Фрих-Хар Д.И., Поляк Б.Г., Чопоров Д.Я., Медина Ф., Проль К. М. Ангидрит в продуктах извержения вулкана Эль-Чичон (Мексика) 4 апреля 1982 г.// Докл. АН СССР, 1984, 277, №5, с. 1227-1231.

80. Эссен Э.Дж. Карбонатные твердые растворы и взаимная растворимость их конечных членов применительно к геологической термобаромет-рии//Карбонаты. М.: Мир, 1987, с. 105-128

81. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Иванов В.Г., Владыкин Н.В., Никифоров А.В., Рипп Г.С. Позднемезозойские вулканические карбонатиты Забайкалья// Доклады РАН. 1997. - Т. 355. № 5. - С. 659-663.

82. Ярмолюк В.В., Иванов В.Г., Коваленко В.И. Источники внутриплитного магматизма Западного Забайкалья в позднем мезозое кайнозое (на основе геохимических и изотопно-геохимических данных) // Петрология, 1998, Т.4, № 2, с. 115-138.

83. Anovitz Z. М., Essene E.J. Phase equilibria in the system CaC03-MgC03-FeC03 // J. Petrology, V. 28, №2, 1987, p.389-414.

84. Baddibgton A.F., Lindsley D.H. Iron-Titanium oxide minerals and systematic equivalents // J.Petrology, Vol. 5, №2, 1964, p. 310-357.

85. Bailey D. K. 1993. Carbonatite magmas. Journal Geological Society, London 150, 637-651.

86. Bailey D. K. 1990. Mantle carbonatite eruptions: Crustal Context and implications // Lithos, №26, p.37-42

87. Baker L.L., Rutherford M.J. Crystallisation of anhydrite-bearing magmas // Transacton of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 87, 243-250,1996.

88. Barker D.S. Field relations of carbonatites // Carbonatites: Genesis and Evolution. London: Unwin Hyman, 1989, p.38-69.

89. Barker D.S. Diagnostic features in carbonatites: implications for the origins of dolomite- and ancerite-rich carbonatites. South Africa Journal Geology, 1993, №96, p. 131-138

90. Barker D.S., Nixon P.H. High-Ca, low-alkali carbonatite volcanism at Fort Portal, Uganda// Contributions Mineralogy Petrology, 1996, №103, p. 166-177

91. Barker D.S. Calculated silica activities in carbonatite liquids // Contrib. Mineral Petrol, № 141, 2001, p. 702-709.

92. Bell K. Radiogenic Isotope Constraints on relationships between carbonatites and associated silicate rocks -a brief review // J. Petrology, V.39, №1 1-12, 1998, p. 19871997.

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

94. Brasseur H., Herman P., Hubaux A. Apatites de Test du Congo et du ruanda // Annales de la Societe geologique de Belgique, № 85, (2), 1962, p. 61-85.

95. Brooker R.A. The effect of CO2 saturation on immiscibility between silicate and carbonate liquids: an experimental Study // J. Petrology, V. 39, №11,12, 1998, p. 1905-1917.

96. Brower Elise. Synthesis of barite, celestine and barium-strontium sulfate solid crystals// Geochim. et cosmochim acta, 1973, 37, № 1, p. 155-158

97. Bulakh A.G., Nesterov A.R., Zaitsev A.N., Pilipuk A.N., Wall F., Kirillov A.S.

98. Sulfur-containing monazite-(Ce) from late-stage mineral assemblages at the Kan-daguba and Vuiriyarvi carbonatite complexes, Kola peninsula, Russia // N.Jb.Min.Mh., 2000, p.217-233.

99. Carbonatites: Genesis and Evolution. K.Bell, Ed. London, Unwin Hyman, 1989, 618 p.

100. Carroll M., Rutherford M.J. Sulfide and sulfate saturation in hydrous silicate melts// Proceeding of the 15 Lunar and Planetary Science Conference. J. Geophys. Res. 1985, № 19, p.151-154

101. Carroll M., Rutherford M.J. The stability of igneous anhydrite: experimental results and implications for sulfur behavior in the 1982 El Chichon trachyandesite and other evolved magmas// J.Petrol, 1987, №28, p.781-801

102. Carroll M., Rutherford M.J. Sulfur separation in hydrous experimental glasses of varying oxidation state: results from measured wavelength shift of sulfur x-rays // Am Mineral, 1988, 73, p.845-849.

103. Cooper, A. F., Gittins, J. and Tuttle, O. F. 1975. The system Na2C03-К2СОз-СаСО at 1 kilobar and its significance in carbonatite pedogenesis. American Journal Science 275, 534-560.

104. Cullers R.I., Graf J.I. Rare earth elements in igneous rocks of the continental crust: predominant basic and ultrabasic rocks // Developments in Geochemistry, Amsterdam, Elsevier, vol.2, 1984, p. 237-274.

105. Deines P. Stable isotope variations in carbonatites // Carbonatites: Genesis and Evolution. London: Unwin Hyman, 1989. p. 301-359.

106. Genge M.J., David P.G., Jones A.P. Molecular dynamics simulations of CaC03 melts to mantle temperatutes and pressures // Earth and Planetary Science Letters, № 131, 1995, p. 225-238.

107. Gibson, S. A., Thompson, R.N., Dickin, A. P., Leonardos О. H. Carbonatite and kimberlite magmatism associated with the impact of the proto-tristan plume // 3.1м geological congress . Rio de Janeiro. 2000. CD файл G0605003.pdf

108. Gittins, J. and Tuttle, 0. F. 1964. The system CaF2-Ca(OH)2-CaC03. American Journal Science 262, 66-75.

109. Gittins J. The origin and evolution of carbonatite magmas // Carbonatites:Genesis and evolution. London: Unwin Hyman, 1989, p. 580-600.

110. Gittins J., Jago B.C. Extrusive carbonatites:their origins reappraised in the light of new experimental data// Geol. Mag., 128, №4, 1991, c.301-305.

111. Hamilton D.L., Bedson P, Esson J. The behaviour of trace elements in the evolution of carbonatites // Carbonatites: Genesis and Evolution. Unwin Hyman: London, 1989, p.405-427.

112. Hanor Jeffrey S. Frequency distributions in the barit-celestine series // Amer. Mineralogist, 1968, 53, № 7-8, p. 1215-1222

113. Harmer R.E., Gittins J. The origin of dolomitic carbonatites: field and experimental constrains // J Afr Earth Sci, 25, 1997, p. 5-28

114. Harmer R.E. The petrogenetic Association of carbonatite and alkaline magma-tizm: constraints from the Spitskope Complex, South Africa // Journal of Petrology, Vol. 40, №4, 1999, p. 525-548.

115. Harmer R.E., Hayward G., Siegfried P., Gittins J. The Geology and Economic Potential of the Xiluvo Carbonatite Complex, Mozambique // 31st geological congress . Rio de Janeiro. 2000. CD файл -G0605048.pdf

116. Harmer R.E. The petrogenetic Association of carbonatite and alkaline magma-tizm: constraints from the Spitskope Complex, South Africa // Journal of Petrology, Vol. 40, № 4, 1999, p. 525-548.

117. Hogart D.D. Pyrochlore, apatite and amphibole: distinctive minerals in carbonatite // Carbonatites. Genesis and evolution. London:Unwin Hyman, 1989, p. 105148.

118. Hogart D.D. Chemical composition of fluorapatiye and associated minerals from skarn near Gatineau, Quebec // Mineralogical Magazine, № 52, 1988, p. 347-358.

119. Holmes A. Petrogenesis of katungite and its association// Am. Mineral, 35,1950, p. 772-792.

120. Hornig-Kjarsgard I. Rare Earth Elements in sovitic carbonatites and their mineral phases // J. Petrology, V.39, №11-12, 1998, p.2105-2123.

121. Faure G., Hurley P.M. The isotopic composition of strontium in oceanic and continental basalts/ Application to the origin of igneous rocks // J. Petrology, №4,31, 1963.

122. Kapystin Yu.L. Mineralogy of carbonatites, D.K. Biswas (trans.). New Delhi: Amerind.

123. Katsura Т., Nagashima S. Solubility of sulfur in some magmas at 1 atm pressure // Geochim Cosmochim Acta, 1974, 38, p. 517-531.

124. Keller. J. 1989. Extrusive carbonatites and their Significance. In: Carbonatites: Genesis and Evolution Unwin Hyman, London. pp70-88.

125. Koster van Groos A.F, Wyllie P.J. Experimental data bearing on the rile of liquid immiscibility in the genesis of carbonatites // Nature, 199, 1963, p. 801-802.

126. Kuczlaukic S., Lorenz V., Stachel Т., Stanistreet I. Gross Brukkaros Carbonatite Complex// IAVCEI International Volcanological Congress. Cape Town: Department of Geological Sciences. 1998. - P. 1-18.

127. Kjarsgaard B.A., Hamilton D.L. Liquid immiscibility and the origin of alkali poor carbonatites // Mineralogy Magazine 52, 1988, p. 43-55.

128. Kjarsgaard B.A., Hamilton D.L. Liquid immiscibility and the origin of alkali-poor carbonatites// Mineralogical Magazine, Vol. 52, 1988, p. 43-55.

129. Kjarsgaard B.A., Hamilton D.L. The genesis of carbonatites by immiscibility // Carbonatites: Genesis and evolution. London: Unwin Hyman, 1989, p- 388-404.

130. Kjarsgaard B.A. phase relations of a carbonated high-CaO nephelinite at 0.2 and 0.5 GPa // J. Petrology, V.39, №11-12, 1998, p.2061-2077

131. Marchev P. Primary barite in highK dacite from the Eastern Rhodope, Bulgaria// Eur. J. Miner., 1991, 3, №6, c. 1005-1008.

132. McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geol.Soc. Lond. Spec. Pub., 1989, p.313-345

133. Moore K.R., Wood B.J. The transition form carbonate to silicate melts in the Ca0-Mg0-Si02-C02 system//J. Petrology, V.39, №11-12, 1998, p. 1943-1953.

134. Morimoto N. Nomenclature of pyroxenes // Mineralogical Magazine, Vol. 52, 1988, p. 525-550.

135. MzKenzie D. The extraction of magma from the crust and mantle // Earth Planetary Science Letters, № 74, 1985, p. 81-91.

136. Nash W.P. Mineralogy and petrology of the Iron hill carbonatite complex, Colorado // Geological Society of America Bulletin, № 83, 1972, p. 1361-1382.

137. Olson J.C., Shawe D.R., Pray L.C., Sharp W.N. Rare-Earth Mineral of Mountain Pass District San Bernardino County California // Geological Survivey Professional Paper 261. Washington: United States Government Printing Office, 1954, p.73.

138. Otto, J. W., Wyllie, P. J. Relationships between silicate melts and and carbonate-precipitating melts in Ca0-Mg0-Si02-C02-H20 at 2 kbar: Mineralogy Petrology 48, 1993, p.343-365.

139. Putirka K., Johnson M., Kinzler R., Longhi J., Walker D. Thermobarometry of mafic igneus rocks based on clinopyroxene-liquid equilibrium, 0-30 kbar// Contrib. Mineral Petrol., № 123, 1996, 92-108.

140. Ripp G.S., Kobilkina O.V. Genesis of rare-earth and strontium mineralisation in West Transbaikalia carbonatites // Mineral Deposits: Processes to Processing. Rotterdam: Balkema. 1999, Vol. 1. p. 671-674.34 32

141. Roger H.M., Krouse H.R. J"S/^S variations in carbonatites // пятый Всесоюзный симпозиум по геохимии стабильных изотопов (Тезисы докладов). М., 1974, с. 155.

142. Rosatelli G., Wall F. Extrusive carbonatite from Rangva caldera complex, Kenya //31st geological congress . Rio de Janeiro. 2000. CD файл G0605055.pdf

143. Sommerauer J., Katz-Lehnert K. A new partial substitution mechanizm of C03" 2/C030H3" and Si044" for the P043" group in hydrohyapatite from the Kaiserstul alkaline complex (SW Germany) // Contribution to mineralogy and petrology, №91, 1985, p.360-368.

144. Stoppa F. & Woolley A.R. The Italian carbonatites: field occurrence, petrology and regional significance // Mineralogy and Petrology, № 59, 1997, p. 43-67

145. Sweeney R.J. Carbonatite melt compositions in the Earth's mantle // Earth and Planetary Science Letters, 128, 1994, p.259-270.

146. Treiman A.H. Carbonatite magma: Properties and processes // Carbonatites: Genesis and Evolution. Unwin Hyman: London, 1998, p.89-103.

147. Tuttle O.F., Gittins J. Carbonatites // Interscience, New York, 1966, 591 p.

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

149. Von Ekerman H. The alkali distrik of Alno Island Sveriges Geologiska Under-soekning, Serie GA, 36, 1948.

150. Wallance M., Green D.H. An experimental determination of primary carbonarite composition //Nature, 335, 1988, p.343-345.

151. Wittke J. H., Duffield W. A., Jones C. Roof-rock contamination of Taylor Creek Rhyolite, New Mexico, as recorded in hornblende phenocrysts and biotite xenocrysts //American Mineralogist 81, 1996, p. 135-140.

152. Woolley A.R., Church A.A. Carbonatite petrogenesis: evedence from the known occurrences of extrusive carbonatie // 31st geological congress . Rio de Janeiro. 2000. CD файл -G0605004.pdf

153. Woolley A.R., Kemp R.C. Carbonatites: Nomenclature, average chemical composition and element distribution // Carbonatites: Genesis and Evolution. London, Unwin Hyman, 1989, p. 1-46.

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

155. P.J.Wyllie, J.L.Haas Jr. System Ca0-Si02-C02-H20. Melt relationships with excess vapour at 1 kbar //Geochimica et Cosmochomoca Acta 1965, Vol.29, pp.871892

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

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

158. Wyllie P.J. Huang W.L. Peridotite, kimberlite ans carbonate explained in the system Ca0-Mg0-Si02-C02 // Geology, №3, 1975, p.621-624.

159. Wyllie P.J., Lee W.J. Model system controls on conditions for formations of magnesiocarbonatite and calciocarbonatite magmas from the mantle // J. Petrology, V.39, №11-12, 1998, p. 1885-1895.