Петрология карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья

Дорошкевич, Анна Геннадьевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья"

На правах рукописи

ДОРОШКЕВИЧ Анна Геннадьевна

ПЕТРОЛОГИЯ КАРБОНАТИТОВЫХ И КАРБОНАТСОДЕРЖАЩИХ ЩЕЛОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

25.00.04 — петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

2 6 СЕН 2013

Улан-Удэ - 2013

005533333

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Геологическом институте Сибирского отделения Российской академии наук

Официальные оппоненты:

Врублевский Василий Васильевич, доктор геолого-минералогических наук, профессор Кафедры динамической геологии, Геолого-географический факультет, Национальный исследовательский Томский Государственный Университет

Изох Андрей Эмильевич, доктор геолого-минералогических наук, заведующий Лабораторией петрологии и рудоносности магматических формаций, Институт геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук

Скляров Евгений Викторович, доктор геолого-минералогических наук, член-корреспондент РАН, главный научный сотрудник Лаборатории палеогеодинамики, Институт Земной коры Сибирского отделения Российской академии наук

Ведущая организация: Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

Защита диссертации состоится 24 октября 2013 г. в 1100 часов на заседании диссертационного совета Д 003.002.01 при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Геологическом Институте Сибирского отделения Российской академии наук в конференц-зале по адресу: 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а Факс: (3012) 43-30-24 e-mail: meta@gin.bscnet.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГИН СО РАН (670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а)

Автореферат разослан 16 сентября 2013 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета, к.г.-м.н.

O.K. Смирнова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования. Одной из актуальных проблем геологам Азии является изучение истории развития магматизма Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП). В пределах последнего проявление щелочных ассоциаций прослеживается в значительном промежутке времени (Самойлов, Коваленко, 1983; Рипп и др., 2000; 2009; Ярмолюк и др., 2001, 2005; Врублевский и др., 2003 а, б; 2004; Никифоров и др., 2006; Скляров и др., 2010; Дорошкевич и др., 2012 а, б). Однако недостаток геохронологических и изотопно-геохимических данных по щелочному магматизму не позволяет в полной мере провести реконструкцию геологической истории развития ЦАСП и оценить роль мантийных и коровых источников. Представленные в работе данные о карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексах Западного Забайкалья дают возможность проследить эволюцию щелочного магматизма изученного региона, а также позволят расшифровать детали мантийно-корового взаимодействия и механизмы происходящих мантийных процессов.

Петрогенезис карбонатитов является отдельной проблемой, так и не решенной после десятилетий исследований и обсуждений. В настоящее время существует три главные точки зрения на механизм их образования: непосредственное выплавление из карбонатизированной перидотитовой мантии, фракционная кристаллизация карбонатизированной силикатной магмы, жидкостная карбонатно-сшшкатная несмесимость. Реконструкция механизмов образования карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных ассоциаций Западного Забайкалья, выполненная автором комплексными исследованиями показала, что в регионе существуют примеры всех трех вариантов образования карбонатитов, что значительно расширяет круг признаков их обоснования.

Кроме того, интерес к исследованию карбонатитов обусловлен тем, что они являются источником крупнейших в мире месторождений REE, Sr, Nb, Zt. Поскольку эти металлы являются основой новых технологий, то спрос на них будет постоянно возрастать. Зависимость России и других стран от стран-монополистов усиливает неустойчивость сырьевого рынка этих элементов и повышает их экономическую значимость даже в небольших месторождениях.

Цель и задачи исследований. Целью исследований являлось восстановление истории развития карбонатитоносного щелочного

магматизма на территории Западного Забайкалья с определением этапов формирования, выявлением условий образования, обоснованием механизмов их становления и характеристикой источников.

Для достижения этой цели решались следующие задачи:

Геологическое изучение полей распространения карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов

Западного Забайкалья.

Определение возраста проявлений карбонатитоносной щелочной магматической активности.

Получение минералогических, петролого-геохимических и изотопно-геохимических характеристик карбонатитов и щелочных

силикатных пород.

Оценка условий образования карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов (Т, Р, _/02, состав родоначальных магм и связанных с ними флюидов).

Установление признаков образования карбонатитов (ликвация, фракционная кристаллизация и непосредственная мантийная выплавка).

Выяснение роли литосферного контроля при становлении исследуемых комплексов.

Фактический материал и методика исследований. В основу работы положены полевые геологические наблюдения автора, полученные за период экспедиционных работ с 1998 по 2012 гг. на карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексах Западного Забайкалья, южного обрамления Сибирской платформы и Узбекистана. В работе был дополнительно использован каменный материал сайженского щелочного комплекса из коллекции сотрудника

ГИН СО РАН |А.О. Шаракшинова.

Основными объектами исследования являлись проявления карбонатитов в северной части Западного Забайкалья (Пограничное, Веселое), карбонатсодержащие щелочные массивы Витимской провинции (Мухал, Амалат, Гулхен, Сайжа, Снежный, Нижний и Верхний Бурульзай, Кома) и карбонатитовые щелочно-основные комплексы Юго-Западного Забайкалья (Аршан, Южный, Халюта, Опгурково) (рис. 1).

Исследования минералов проводились на электронном сканирующем микроскопе LEO - 1430 с IncaEnergy-300 и на микроанализаторе МАР-3 в ГИН СО РАН (Улан-Удэ), электронном

сканирующем микроскопе Jeol 5900LV SEM с Oxford INCA EDS и микроанализаторе Cameca SX50 WDS в Музее Естественной Истории (Лондон). Для диагностики некоторых минералов и дочерних фаз во включениях использовались спектрометры Renishaw RM 5400 с CCD детектором и 514.5 Ar ионным лазером (Университет Кингстон, Лондон) и Ramanor U1000 с 514.5 Ar ионным лазером (ИГМ СО РАн| Новосибирск).

Определение химического состава пород проведено фотометрическим, атомно-абсорбционным, титриметрическим, гравиметрическим, потенциометрическим, пламенно-

фотометрическим, ионно-хроматографическим методами. Микроэлементный состав изучался методами рентгенно-флуоресцентного и нейтронно-активационного анализа, а также масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой в ИГХ СО РАН (Иркутск), ГИН СО РАН (Улан-Удэ), Музее Естественной истории (Лондон) и ТГУ (Томск).

Анализы изотопных составов О, С, D и S в минералах проведены в ДВНЦ РАН (Владивосток) и ГИН СО РАН (Улан-Удэ) на масс-спектрометре Finigan МАТ 252 и 253, a Nd и Sr - в ИГГД РАН (Санкт-Петербург) на масс-спектрометре Triton.

Ar-Ar датирование осуществлялось в ИГМ СО РАН (Новосибирск) по амфиболам, нефелинам и биотитам. Определения Rb-Sr возраста выполнены на масс-спектрометрах МИ-1201 Т (ГИН СО РАН, Улан-Удэ) и Finnigan МАТ-262 (Байкальский АЦКП, Иркутск). U-Pb датирование циркона и монацита проводилось на ионном микрозонде SHRIMP II в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

Включения в минералах изучались оптическими, термометрическими и криометрическими методами с использованием камеры с силитовым нагревателем, милливольтметром В7-40, Pt/Pt-Rh термопарой (ГИН СО РАН, Улан-Удэ) и микроскопом Olympus VX-51, с термокамерой Lincam TS-1500 (ГЕОХИ СО РАН, Иркутск). Нагревание некоторых включений под давлением в атмосфере аргона осуществлялось в ИЭМ РАН (Черноголовка).

Научная новизна работы. Впервые обоснована многоэтапность проявления карбонатитоносного щелочного магматизма в Западном Забайкалье, охватившая интервал от неопротерозоя до позднего мезозоя включительно.

По результатам изотопных (С, О, D, S, Sr, Nd) исследований определены источники вещества материнских расплавов для пород

карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья, степень их контаминации коровым материалом.

Доказано, что: а) карбонатиты северной части Западного Забайкалья являются субликвидусными образованиями, равновесными с минералами перидотитов; б) формирование кальцитов и амфибол-нефелин-кальцитовых образований Витимской провинции связано с фракционной кристаллизацией карбонатизированных силикатных магм; в) карбонатиты и комагматичные щелочные силикатные породы Юго-Западного Забайкалья сформированы жидкостной несмесимостью го карбонатгоированного силикатного расплава в субвулканических условиях.

Впервые представлена наиболее полная петрохимическая, минералогическая, геохимическая и изотопно-геохимическая характеристика карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья.

Совокупность полученных научных результатов позволила сформулировать признаки образования карбонатитов путем ликвации, фракционной кристаллизации и непосредственной мантийной выплавки.

Практическая значимость. Результаты проведенных исследований явились основанием для выделения нового для региона мезозойского щелочно-основного карбонатитового комплекса, который включен в Легенду Государственных геологических карт России последнего поколения (лист М-48-УІ). Обнаруженные проявления карбонатитов в северной части Западного Забайкалья позволили обосновать существование новой карбонатитоносной площади, перспективной на промышленно-значимое редкоземельное и редкометальное оруденение.

Полученные данные могут быть использованы для разработки геологических, минералогических и геохимических признаков и критериев поисков редкоземельного и редкометального оруденения, связанного с карбонатитами. Вещественно-минералогические характеристики карбонатитов позволят оценивать технологические свойства редкоземельных и стронциевых руд.

Апробация работы. Основные положения работы представлялись и обсуждались автором на: Всероссийской конференции «Геохимия магматических пород - Щелочной магматизм Земли» в Москве (2000, 2002, 2009), 31-ом Международном геологическом конгрессе в Рио-де-Жанейро (2000), 13-ой

Международной конференции Гольдшмидта в Курашики (2003), открытом научном семинаре Отдела Минералогии Британского Музея Естественной истории в Лондоне (2005), Всероссийской конференции «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса» в Иркутске (2010, 2011), Международной конференции по щелочным породам и карбонатитам «Peralk-carb» в Тюбингене (2011), Международном семинаре по стратегическим металлам «Critical metals 2012» в Пекине (2012), региональных научных конференциях (Улан-Удэ, Томск, Иркутск, Новосибирск) и ежегодных сессиях Геологического Института СО РАН (2000-2011).

Результаты работ опубликованы в одной монографии, 25 статьях в российских и международных журналах по списку ВАК, 8 статьях в научных сборниках и 53 тезисах докладов, а также были использованы в двух Государственных контрактах с Управлением Министерства природных ресурсов России по Республике Бурятия (2001-2003 и 2005-2006 гг) по типизации редкоземельного и редкометального оруденения на территории Республики Бурятия.

Объем и структура работы. Работа состоит из введения, 5 глав, заключения, списка цитируемой литературы (448 наименований) и трех приложений. Диссертация изложена на 352 страницах машинописного текста, включая 72 рисунка и 60 таблиц.

Первая глава является обзорной, в ней рассматривается классификация карбонатитов, основные модели их образования, а также источники и транспорт углерода в мантии Земли. Следующие три главы базируются на фактическом материале автора, в них приводятся данные по геологическому строению карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья, их возрасту, по петрографической, минералогической, геохимической и изотопной характеристике пород, а также результаты изучения расплавных и флюидных включений в минералах из карбонатитов и ассоциирующих щелочных силикатных пород. В эти главы включены данные по оценке температур (минеральные и изотопные термометры, гомогенизация включений), давлений и фугитивности кислорода. На основании приведенных фактических материалов рассматриваются модели образования карбонатитов и карбонатсодержащих щелочных силикатных пород, оцениваются условия их формирования. Пятая глава посвящена обоснованию этапов проявления карбонатитоносного щелочного магматизма на территории Западного Забайкалья, характеристике его источников и роли литосферного контроля при их

становлении. В приложениях приведены таблицы результатов геохронологических исследований, химического состава пород, слагающих их минералов, дочерних фаз и стекла расплавных включений, значения радиогенных и стабильных изотопов.

Благодарности. Автор выражает глубочайшую признательность к.г.-м.н. Г.С. Риппу, как своему учителю за годы наставничества и плодотворной совместной работы, за объективную критику, неизменно доброжелательное отношение и полезные советы при обсуждении результатов исследований за весь период с 1998 по 2013 гг.

Неоценимую помощь при обработке материала оказали к.г-м.н И.А. Избродин, H.H. Егорова. Автор признателен за продуктивную совместную работу доктору наук Ф. Волл (Музей естественной истории, Лондон), |д.г.-м.н. Ф.Г. Рейфуі (ГИН СО РАН), д.г.-м.н. Н.В. Владыкину (ИГХ СО РАН), доктору наук К. Мур (Университет Галвей), доктору наук Ш. Виладкару (Карбонатитовый центр Амба Донгар), к.г.-м.н. С .А. Сергееву (ВСЕГЕИ), к.г.м-н. В. Саватенкову (ИГГД РАН), к.г.-м.н. Д. Л. Конопелько (СПбГУ). В ходе работы автор имел возможность пользоваться ценными советами, консультациями и дружеским участием д.г.-м.н. А.Н. Зайцева (СПбГУ), к.г.-м.н. И.В. Векслера (Германский исследовательский центр по геонаукам), акад. Л.Н. Когарко (ГЕОХИ РАН), доктора наук Р. Мартина (университет Макгил). Автор весьма обязан к.г.-м.н. Н.В. Карманову (ИГМ СО РАН) и C.B. Канакину (ГИН СО РАН), докторам наук Т. Вильямсу и Дж. Спратгу (Музей естественной истории, Лондон) за проведение высококачественных микрозондовых анализов. Существенная помощь была оказана также сотрудниками ГИН СО РАН Г.П. Ключеревой, A.A. Цыреновой, И.В. Боржоновой, Г.И. Булдаевой, Н.Л. Гусевой, к.г,-м.н. Б.Ж. Жалсараевым, Т.И. Казанцевой, Л.А. Левантуевой, В.Ф. Посоховым при выполнении аналитических работ.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (03-0565270 05-05-79028, 08-05-98028-а, 11-05-00324), гранта Президента РФ (МК-2873.2010.5), ИНТАС (05-1000008-7939), Королевского общества Великобритании (43 5539724 2004/R4-EF), Интеграционных проектов СО РАН (67, 6.15, 10.3 и 14.2), Научных школ (Н1Д-863.2008.5, НШ-3848.2010.5), Лаврентьевского гранта молодых ученых СО РАН.

Особую благодарность автор выражает своей семье, родителям Геннадию Ивановичу и Людмиле Сергеевне Дорошкевич, мужу

Руслану Александровичу Максарову и сестре Светлане Геннадьевне Дорошкевич за заботу, помощь, понимание и любовь.

ГЛАВА 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

На сегодняшний день в мире известно 527 проявлений карбонатитов (Woolley, Kjarsgaard, 2008), информация по которым суммирована в многочисленных работах (Gittins, 1966; Heinrich, 1966; Woolley, 1987, 2001; Kogarko et al., 1995a). В них показано, что большая часть карбонатитов ассоциирует с широким рядом щелочных силикатных пород. Кроме того, имеется группа карбонатитов геологически (и, вероятно, генетически) не связанная с ними (Bailey, 1990; Woolley, Kjarsgaard, 2008). В настоящее время существуют три основные гипотезы относительно ассоциации карбонатитов с щелочными силикатными породами (Kjarsgaard, Hamilton, 1989; Wyllie, 1989; Brooker, 1998; Harmer, Gittins, 1998; Lee, Wyllie, 1998; Gittins, Harmer, 2003) с различными механизмами их образования: непосредственное выплавление из карбонатизированной перидотитовой мантии, фракционная кристаллизация карбонатизированной силикатной магмы, жидкостная карбонатно-силикатная несмесимость.

Гипотеза жидкостной несмесимости является предпочтительной для многих ученых и поддерживается полевыми наблюдениями и экспериментальными исследованиями (Kjarsgaard, Hamilton, 1989; Kjarsgaard, 1998; Brooker, 1998; Lee, Wyllie, 1998; Wyllie, Lee, 1998; Veksler et al., 2012), а также данными по изучению расплавных включений в минералах (Rankin, Le Bas, 1974; Романчев, Соколов, 1980; Panina, 2005). К числу примеров жидкостной несмесимости относятся карбонатиты Юго-Западного Забайкалья. Первые предложения относительно такого механизма были высказаны Г.С. Риппом с соавторами (Рипп и др., 2000) и получили развитие в последующих работах (Сук, 2003; Dcroshkevich et al., 2010а).

Ряд исследователей предлагает способ образования карбонатной жидкости путем частичного плавления карбонатизированного мантийного перидотита (Wallace, Green, 1988; Dalton, Wood, 1993; Harmer, Gittins, 1998). Экспериментальные исследования, посвященные такому механизму, свидетельствуют, что карбонатитовый расплав имеет высокомагнезиальный доломитовый состав (Sweeney, 1994; Harmer, Gittins, 1998; Lee, Wyllie, 1998; Wallace, Green, 1988). В то же время, большинство карбонатитовых комплексов

сложено, главным образом, кальцитовыми карбонатитами с низкой магнезиальностью, и лишь изредка отмечаются проявления доломитовых карбонатитов с высоким содержанием Mg, такие как Сарфартог в Гренландии (Secher, Larsen, 1980), Невания в Индии (Doroshkevich et al., 2010b), Часвета в Замбии (Bailey, 1989), Тамазерт в Марокко (Mourtada et al., 1997). Эти проявления, также как и доломитовые карбонатиты северной части Западного Забайкалья, могут быть отнесены к примерам карбонатитовых расплавов, выплавленных непосредственно из карбонатизированной перидотитовой мантии (Doroshkevich et al., 2007 a, b).

В мировой литературе описано немного примеров, где обосновано образование карбонатитов при фракционной кристаллизации карбонатсодержащей силикатной магмы: Аиллик Бей и Кап Аиллик в Лабрадоре (Heinrich, 1966; Tappe et al., 2006), Усаки в Кении (Le Bas, 1977), Кандагуба (Pilipiuk et al., 2001), Ковдор (Veksler et al., 1998) и Турий Мыс на Кольском полуострове (Булах, Иванников, 1984), Одихинча и Кугда на Маймеча-Котуйе (Кононова, 1976), Чахыртойский и Чикский массивы в юго-восточной Туве (Кононова, 1976), массивы Витимской провинции в Западном Забайкалье (Конев, 1982;' Врублевская, 1992; Doroshkevich et al., 2012). Во всех этих случаях кальцит формировался на заключительных этапах. Модель фракционной кристаллизации также подтверждается

экспериментальными данными (Wyllie, Haas, 1965; Otto, Wyllie, 1993; Lee, Wyllie, 1994, 1998). В обзорной работе по экспериментальным модельным'системам В. Ли и П. Дж. Вайли (Lee, Wyllie, 1998) показали, что водосодержахцие карбонатизированные щелочные силикатные расплавы могут проходить ниже смесимого интервала, что позволяет формироваться карбонату в процессе фракционной кристаллизации.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ (по защищаемым положениям) Первое защищаемое положение: На территории Западного Забайкалья установлено четыре этапа проявления карбонатитоносного щелочного магматизма: неопротерозойский (625-600 млн- лет), раннепалеозойский (520-486 млн. лет), позднепалеозойский (306-294 млн. лет) и позднемезозойский (130122 млн. лет). Для карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов установлены мантийные источники

расплавов. В образовании щелочных пород раннего и позднего палеозоя принимал участие коровый компонент.

Карбонатиты северной части Западного Забайкалья (Пограничное и Веселое проявления) располагаются в восточной части Байкало-Муйского пояса, по границе Северо-Муйской глыбы (рис. 2). Они слагают дайки существенно доломитового состава, содержащие подчиненные количества более позднего кальцита. Комагматичных карбонатитам силикатных щелочных пород на площадях проявлений не обнаружено. Вмещающими породами являются габброиды и кристаллические сланцы. Контакт их с карбонатитами четкий, иногда тектонически сорванный. В зоне экзоконтакта во вмещающих породах проявлена фенитизация мощностью от первых десятков см до метра.

Карбонатиты были сформированы в интервале 625-600 млн. лет, согласно Ar-Ar и U-Pb датировкам (Рипп и др., 2005; Doroshkevich et al., 2007, а, b; Рипп и др., 2009). В этот период интенсивное проявление мантийного щелочного магматизма отмечено по краевой части Сибирского континента с формированием многочисленных щелочных ультраосновных карбонатитовых комплексов, прослеживающихся от Алданского щита до Енисейского кряжа: Белозиминский, Жидойский, Ингилийский, Татарский, Кийский и другие массивы (Конев, 1970; Ярмолюк и др., 2005).

В это время в интервале 640-585 млн. лет на территории Байкало-Муйского пояса (Макрыгина и др., 1993; Amelin et al., 1997; Изох и др., 1998; Амелин и др., 2000; Рыцк и др., 2001, 2004, 2007 а, б;) образовались пироксенит-габбро-норитовые, плагиогранитные, габбро-диорит-плагиогранитные интузивные комплексы и дифференцированные вулканиты островодужного типа. Их формирование исследователи связывают с аккреционно-коллизионной стадией, обусловленной закрытием бассейна Палео-Азиатского океана, столкновением Келянской островной дуги с Муйской глыбой, а также складчатыми деформациями, синколлизионным метаморфизмом и магматизмом (Конников и др., 1999; Khain et al., 2003; Цыганков, 2005; Гордиенко, 2006).

Проявление карбонатитового магматизма при аккреционно-коллизионных процессах свидетельствует о гораздо более сложной геологической истории этого региона, поскольку поступление мантийного карбонатитового материала в коллизионных обстановках может происходить в локальных очагах растяжения и повышенной проницаемости коры (Guo et al., 2005; Hou et al., 2006). По-видимому,

становление карбонатитов Пограничного и Веселого проявления отвечает подобному сценарию процессов растяжения вдоль сдвигов с последующей быстрой транспортировкой мантийного карбонатитового материала к поверхности.

В соответствии с результатами изотопно-геохимических исследований в образовании неопротерозойских карбонатитов северной части Западного Забайкалья участвовали мантийные источники (Дорошкевич и др., 2011), которые по изотопным характеристикам схожи с современными резервуарами типа PREMA и EM I (рис. 3, 5). Значения eNd для карбонатитов северной части Западного Забайкалья и неопротерозойских карбонатитов, располагающихся по краю Сибирского континента укладываются в единый тренд (см. рис. 3). Это может свидетельствовать об общей мантийной неоднородности и, отчасти, находит свое отражение во временном диапазоне, где наиболее «молодые» карбонатиты северной части Западного Забайкалья (625-59G млн. лет) обеднены радиогенным Nd и обогащены радиогенным Sr по сравнению с более «древними» карбонатитовыми комплексами Алданского щита (675 млн. лет). В последних доминирующей составляющей яйляется деплетированная мантия.

Витимская провинция, располагающаяся в центральной части Западного Забайкалья, имеет протяженность свыше 450 км, ширину около 50 км и объединяет в себе более 20 массивов щелочных пород, представленных пироксенитами, породами ийолит-уртитового ряда, нефелиновыми и щелочными сиенитами (рис. 4). Площадь провинции сложена, в основном, позднепалеозойскими гранитоидами, нижнекембрийскими кристаллическими известняками. Некоторые массивы частично перекрыты кайнозойскими базальтами. Большинство массивов - это мелкие интрузивы, площадью до 3-5 км , изредка достигающие 10-20 км2. Обычно массивы имеют округлую форму с грубоконцентрическим зональным строением, нередко отмечаются дайкообразные тела.

Автором, на основании U-Pb и Ar-Ar датировок, определено, что формирование щелочных пород Витимской провинции происходило в два временных интервала: 520-486 млн. лет и 306-294 млн. лет (Дорошкевич и др., 2012. а, б; Doroshkevich et al., 2012; Дорошкевич и др., в печати).

По данным А.Э. Изоха с соавторами (Изох и др., 1998), в раннепалеозойский период образовались расслоенные ультрабазит-

базитовые массивы (530-487 млн. лет) в Западном Забайкалье (Шильдырхейский плутон), Алтае-Саянской области (Запевалихинский, Тебинский массивы) и Монголии (Баянцаганский). К этому же времени относится формирование нефелиновых и щелочных сиенитов Ботогольского и Хушагольского массивов (Восточный Саян) оцениваемое интервалом 520-492 млн. лет (Никифоров, Ярмолюк, 2007), щелочных сиенитов Джаргалантского массива (хр. Сангилен) - 490 млн. лет (Козаков и др., 2003). Близким по времени является становление щелочных карбонатитовых комплексов в Горном Алтае и Кузнецом Алатау - 470 и 510 млн. лет, соответственно (Врублевский и др., 2003 а, б; 2004). Стоит отметить проявленный в интервале 470-460 млн. лет щелочно-базитовый магматизм Ольхонской коллизионной системы (Западное Прибайкалье), в пределах которой формировались субщелочные и толеитовые габбро (Скляров и др., 2001, 2009; Скляров, Федоровский, 2006; Федоровский и др., 2010), щелочные и нефелиновые сиениты, кальцифиры Тажеранского плутона (Скляров и др., 2009). Е.В. Скляров и B.C. Федоровский с соавторами (Скляров и др., 2009; Федоровский и др., 2010) связывают проявление мантийного магматизма с процессами сдвигового тектогенеза, обусловленного столкновением Сибирского кратона с Ольхонским террейном и контролем локальными зонами растяжения типа пулл-апарт.

Становление раннепалеозойских (520-486 млн. лет) карбонатсодержащих пород Нижне-Бурульзайского, Сайженского и Снежного массивов, а также пироксенитов Гулхенского плутона (Дорошкевич и др., 2012, а, б; Doroshkevich et al., 2012, Дорошкевич и др., в печати) совпало по времени с развитием Удино-Витимской островодужной системы и Забайкальского океанического бассейна, которые к верхнему кембрию-ордовику прекратили свою деятельность из-за начавшихся аккреционно-коллизионных процессов в результате сближения Сибирского кратона и Западно-Станового микроконтинента (Гордиенко и др., 2010). Коллизия обусловила проявление метаморфических событий, формирование гранитоидов и протяженных сдвиговых зон. Последние сопровождались не только обстановками сжатия, но и растяжения, а также реализацией хрупких и вязкопластичных деформаций (Burchfiel, Strewart, 1996). Все это приводило к вскрытию мантийных камер и взаимодействию внедрявшегося материала с корой.

Для раннепалеозойского карбонатсодержащего щелочного магматизма Западного Забайкалья характерны широкие вариации значений изотопов Nd и Sr, что свидетельствует об участии в формировании рассматриваемых пород как мантийного, так и корового компонентов (рис. 5). К последнему могут быть отнесены вмещающие известняки и\или сланцы. На рисунке 6 изображены рассчитанные тренды ассимиляции-фракционной кристаллизации (по De Paolo, 1981) для раннепалеозойских плутонов с участием сланцев (I) и известняков (II), при высокой скорости ассимиляции (г=0.8). Значения для пород Гулхенского и Нижне-Бурульзайского массивов ложатся на линии взаимодействия с известняками (см. рис. 6). При этом точки для пород Сайженского и Снежного массивов располагаются вдоль тренда ассимиляции сланцев. Это позволяет предполагать участие в контаминации как сланцев, так и карбонатных пород, хотя не исключает вариант изначальной изотопной характеристики первичного гетерогенного источника.

В интервале 306-294 млн. лет в пределах Витимской провинции были сформированы карбонатсодержащие щелочные породы Мухальского, Верхне-Бурульзайского, Инолоктинского массивов, также как и ийолитов Гулхенского плутона (Дорошкевич и др., 2012, а, б; Doroshkevich et al., 2012, Дорошкевич и др., в печати). Это предполагает длительность существования исследуемой структуры, в пределах которой неоднократно внедрялись продукты щелочного магматизма. Возраст массивов совпадает с максимумом проявления магматических процессов на территории Западного Забайкалья, со становлением Ангаро-Витимского гранитного батолита (Ярмолнж и др., 1997; Цыганков и др., 2007, 2010). По данным автора, Б.Г. Покровского и А.Я. Жидкова (Покровский, Жидков, 1993), В.П. Костюка с соавторами (Костюк и др., 1990), щелочные породы сыннырского комплекса, располагающиеся в северо-западной части батолита, также имеют близкие датировки. В это же время формировались сиенит-щелочно-гранитные вулкано-плутонические комплексы Удино-Витимской зоны (Ярмолюк, Коваленко, 2001; Litvinovsky et al., 2002; Shadaev et al, 2004; Цыганков и др., 2007, 2010) и бимодальный трахибазальт-трахит-трахириолитовый дайковый пояс (Khubanov, Shadaev, 2004; Шадаев и др., 2005).

Составы позднепалеозойских карбонатсодержащих щелочных пород Западного Забайкалья, также как и раннепалеозойских, характеризуются изотопной гетерогенностью (см. рис. 5) В целом,

рассматриваемые породы по изотопным характеристикам близки с позднепалеозойскими породами ЦАСП (Ярмолюк и др., 2000) (см. рис. 3). Для позднепалеозойских карбонатсодержащих щелочных пород Западного Забайкалья, также как и для раннепалеозойских, автором предполагается участие ассимилированного осадочного карбонатного материала. Возможные тренды изменения изотопного состава стронция и неодима при высокой скорости ассимиляции (г=0.8) для пород позднепалеозойских массивов Витимской провинции располагаются в области ассимиляции(известняки)-фракционной кристаллизации. Часть точек находится вне связи с линией взаимодействия с вмещающими породами. Можно предположить возможное участие другого компонента в качестве ассимилянта, либо отнести эту особенность к характерной черте первичного источника пород. ,

Карбонатитовые комплексы Юго-Западного Забайкалья располагаются по бортовым частям позднемезозойских рифтогенных впадин. Карбонатиты образуют жильные, трубообразные и плащеобразные тела (рис. 7). С ними ассоциируют дайки шонкинитов и щелочных сиенитов. Вмещающими породами для карбонатитов являются гнейсовидные граниты и кварцевые сиениты (PZ3), вдоль контактов которых с карбонатитами развиты фениты.

Щелочно-основные карбонатитовые комплексы Юго-Западного Забайкалья формировались в интервале 130-122 млн. лет, согласно ArAr, U-Pb и Rb-Sr датировкам (Рипп и др., 2000, 2002, 2009; Doroshkevich et al., 2008, 2010а). В этот период в ЦАСП происходило внедрение тефритов, фонолитов, нефелиновых сиенитов (Ярмолюк и др., 1998; 2000; Kuzmin et al., 2010). Позднемезозойский карбонатитовый магматизм проявился также на территории Монголии (Самойлов, Коваленко, 1983) и Центральной Тувы (Никифоров и др., 2006). Автор полагает, что с этим же этапом связано формирование Усть-Джидинской щелочной провинции, включающей в себя десятки мелких проявлений нефелиновых сиенитов (Конев, 1982). К их числу относится Боцинский массив, с кальцитовой жилой неустановленного генезиса. Возраст массивов щелочных пород в этой провинции определен как позднемезозойский (Андреев и др., 1969). Позднемезозойские магматические процессы, по мнению В.В. Ярмолюка и В.И. Коваленко (Ярмолюк, Коваленко, 2003), были предопределены так называемым Центрально-Азиатском горячим

полем мантии, которое воздействовало на литосферу посредством более локальных плюмов.

Полученные изотопные характеристики Бг и N(1 для позднемезозойских карбонатитов Юго-Западного Забайкалья и ассоциирующих с ними щелочных силикатных пород (см. рис. 5) указывают на мантийную природу их источника. По сравнению с мезозойскими магматическими силикатными породами ЦАСП и карбонатитовыми ассоциациями Монголии, для которых предполагаются параметры изотопных составов мантийных источников РКЕМА+ЕМ II. (Ярмолюк, Коваленко, 2003; Владыкин и др, 2004) они обладают изотопными составами, более обедненными радиогенным N(1 и обогащенными радиогенным 8г. Судя по графикам (см. рис. 3, 5) роль деплетированной мантии как компонента смешения в исходных расплавах была незначительна. По данным В.В. Ярмолюка и А.В. Никифорова с соавторами (Ярмолюк и др., 1998, Никифоров и др., 2002) их изотопный состав обусловлен взаимодействием «тефритового» источника, с характеристиками смеси РКЕМА+ЕМ II, и карбонатитового метасоматического мантийного флюида, обогащенного Ва, ЬКЕЕ и Бг. Более вероятным представляется формирование позднемезозойских карбонатитовых комплексов Западного Забайкалья при участии мантийного компонента схожего по изотопным характеристикам с современным резервуаром типа ЕМ I. Его роль в источнике мезозойского магматизма ЦАСП также отмечалась в работе Б.М. Жана с соавторами (1аЬп е1 а1., 2009).

Второе защищаемое положение: Формирование доломитовых карбонатитов северной части Западного Забайкалья происходило при низкой степени частичного плавления карбонатизированного гранатового лерцолита при значениях фугитивности кислорода ниже буферного равновесия (2ГМ.

Карбонатиты северной части Западного Забайкалья (Пограничное и Веселое) сложены преимущественно доломитом, а их химический состав соответствует ферро- и магнезиокарбонатитам (РогозЬкеу1с11 й а!., 2004; Рипп и др., 2005, 2006; ОогозЬкеу1сИ ег а1., 2007 а,Ъ; Рипп и др., 2008; Дорошкевич и др., 2011). В пределах проявлений отсутствуют собственно кальцитовые карбонатиты, а также ассоциирующие с ними магматические силикатные породы. Температура начала кристаллизации карбонатитов, определенная путем нагревания первичных расплавных включений в пироксене,

апатите и цирконе, выше 920°С. Согласно минеральным и изотопным термометрам, формирование основной массы пород произошло в интервале 680-760°С, а нижняя температурная граница составляла 600650°С. Последовательность кристаллизации прослеживается от доломита к кальциту с увеличением роли последнего на завершающей стадии.

Присутствующие в карбонатитах проявления Веселого резорбированные хромсодержащие минеральные агрегаты рассматриваются автором как мантийные ксенокласты (Рипп и др., 2006; Doroshkevich et al., 2007 b). Они представлены хромитом, высокохромистыми магнетитом, рутилом, ильменитом. При формировании карбонатитов происходило взаимодействие между ксенокластами и расплавом, сопровождавшееся частичной ассимиляцией мантийного материала и образованием вкрапленности и реакционных оторочек титанита.

В карбонатитах Пограничного проявления присутствует графит, ассоциирующий с апатитом и доломитом (Doroshkevich et al., 2007 а). Минерал формирует сферолиты, иногда с четко просматривающимися гранями октаэдра. Параметры его элементарной ячейки близки к «классическим», характерным для графита, хотя отмечаются зерна со сжатой ячейкой, а Рамановские спектры соответствуют спектрам углеродных материалов с sp2 и sp3 гибридизацией.

В опубликованной литературе приведены единичные сведения о присутствии графита в карбонатитах: Даркейнл в Сомали (Verwoerd, 1967), Юрека в Намибии (Worley, Cooper, 1995), Гремяха Вырмес в России (Sorokhtina et al., 2008), Новополтавское и Черниговское на Украине (Загнитко, 1980; Рябчиков и др., 2008) и Невания в Индии (Doroshkevich et al., 2010 b). Ассоциация графита с алмазом отмечена в дайках кальцитовых карбонатитов Чагатая в Узбекистане (Djuraev, Divaev, 1999). В ряде публикаций (Cartigny et al., 2001; Wang et. al, 1996; Luth, 1993; Schrauder, Navon, 1994) указывается, что природные алмазы формировались с непосредственным участием карбонатов.

Возможность образования графита и алмаза в силикатно-карбонатной (доломит, магнезит) системе подтверждена экспериментами (Akaishi et al., 2000; Sokol et al., 2001; Pal'yanov et al., 2002, 2005). Результаты исследований в системе перидотит-доломит (Литвин, Бобров, 2008) показали, что в доломитовом расплаве, обогащенном Н20 и С02, алмаз и графит могут кристаллизоваться как в расплаве, так и в субсолидусном флюиде. При этом основными

параметрами для их нуклеации являются температура, давление и фугитивность кислорода. По минеральным и изотопным термометрам, значения температур кристаллизации основной массы карбонатитов Пограничного проявления находятся в интервале 750-600°С, a ßJ2 определена на уровне незначительно ниже буфера QFM (рис. 8). При таких условиях, в составе газовой фазы, равновесной с исследуемым минеральным парагенезисом, преобладающими будут Н20, С02 и СН4.

Подтверждением этому является обнаружение СН4 (30 см /г* 10 ) в газах, выделенных из карбонатитов Пограничного проявления (Когарко JI.H., устное сообщение), а также тяжелый 513С в доломите (рис. 9), значение которого, вероятно, связано с изотопным обменом в системе С-СО-СН4-СО3. При этом, если брать температуру образования графита, равную 600°С, а изотопный состав углерода в графите и доломите (-6) и 0.1 %о, соответственно, то рассчитанный изотопный состав СН4 (по Bottinga, 1969), равновесного с вышеперечисленными минералами, будет (-9.4) %о. Минералогические, экспериментальные, геохимические и изотопно-геохимические данные по изученным карбонатитам северной части Западного Забайкалья позволяют интерпретировать их как продукты первичных расплавов, образованных из карбонатизированного перидотитового мантийного источника.

Преобладающий доломитовый состав и высокая магнезиальность пород согласуются с экспериментальными исследованиями карбонатного расплава, равновесного с мантийными минералами (Otto, Wyllie, 1993; Dalton, Wood, 1993; Lee, Wyllie, 1994; Sweeney, 1994; Klemme et al., 1995; Sweeney et al., 1995; Harmer, Gittins, 1997, 1998; Dalton, Presnall, 1998; Ionov, 1998; Bell, Rukhlov, 2004; Foley et al., 2009; Dasgupta et al., 2009), сформированного при низкой степени (0.3-1 %) частичного плавления карбонатизированного перидотита. Составы изученных карбонатитов, также как и других природных мантийных магнезиокарбоиатитов, располагаются в поле экспериментально-полученных первичных карбонатных жидкостей, равновесных с перидотитом (рис. 9).

Первично-мантийную природ]' карбонатитов (Рипп и др., 2006, 2007; Doroshkevich et.al, 2007 a,b) гаюке подтверждают следующие данные: (1) присутствие в изученных породах мантийных ксенокластов, (2) изотопные составь: кислорода в силикатных и фосфатных минералах, (3) температуры нагревания включений, минеральные и изотопные термометры, (4) фугитивность кислорода

ниже буфера QFM. Геохимия карбонатитов северной части Западного Забайкалья также, в целом, соответствует критериям отнесения их к карбонатитовым расплавам, равновесных с мантийными минералами. Такие критерии показаны в многочисленных экспериментальных работах (Brenan, Watson, 1991; Green et al., 1992; Sweeney et al., 1992, 1995; Jones et ah, 1995; Klemme et al., 1995; Blundy, Dalton, 2000; Adam, Green, 2001; Foley et al., 2009; Dasgupta et al., 2009). Составы карбонатитовых расплавов, равновесных с лерцолитом при мантийных давлениях, характеризуются обогащенностью легкими лантаноидами, фосфором, натрием, калием, стронцием, рубидием. При этом расплавы эффективны в фракционировании этих элементов по сравнению с высокозарядными элементами (Green, Wallace, 1988; Yaxley et al., 1991, 1998; Hauri et al., 1993; Ionov et al., 1993; Dasgupta et al., 2009), что четко отражается в графиках нормированных к примитивной мантии карбонатитов северной части Западного Забайкалья.

Исследуемые карбонатиты, также как и экспериментальные близсолидусные первичные карбонатные расплавы, имеют схожие графики нормированных к хондриту соотношений редких элементов (рис. 10). Наблюдаются лишь небольшие различия по несовместимым элементам по сравнению с экспериментальными расплавами. Так, карбонатиты северной части Западного Забайкалья отличаются от экспериментальных оценок более высокими концентрациями LREE, Sr, и более низкими - Ti и Nb. Подобные отличия могут быть объяснены эволюцией исследуемых карбонатитов от доломитовых к кальцитсодержащим доломитовым, включая фракционирование акцессорных фаз вслед за частичным плавлением.

Третье защищаемое положение: Взаимодействие магм палеозойских щелочных пород Витимской провинции с известняками послужило причиной изменения их петрохимических и физико-химических параметров, изотопного состава Sr, Nd, С и О. Становление массивов происходило при фугитивности кислорода близкой буферу QFM в последовательности пироксениты - кальцитовые и кальцитсодержащие ийолиты-уртиты - кальцитсодержащие нефелиновые и щелочные сиениты. Формирование кальцита и пегматоидных амфибол-нефелин-кальцитовых образований связано с фракционной кристаллизацией карбонатизированных силикатных расплавов.

Раннепалеозойские щелочные массивы Витимской провинции сложены, главным образом, породами ряда от пироксенитов, ийолит-уртитов к нефелиновым и щелочным сиенитам. В позднепалеозойских плутонах пироксениты не отмечаются. Однотипные породы в разновозрастных группах массивов характеризуются близким минеральным, химическим составом и геохимическими характеристиками.

Порядок кристаллизации пород представляется следующим образом. Наиболее ранним минералом в пироксенитах является клинопироксен (диопсид-геденбергит), затем кристаллизовался полевой шпат и завершился процесс формированием амфибола±граната. Породы ийолит-уртитового ряда и нефелиновые сиениты гетерогенны по минеральному и по химическому составу. Последовательность кристаллизации минералов в этих породах подобна пироксенитам. В ийолит-уртитах и нефелиновых сиенитах: клинопироксен (от диопсид-геденбергита до эгирин-авгита), затем нефелин-амфибол-кальцит-аннит-гранат, с наиболее поздними натриевыми и калиевыми полевыми шпатами. При этом, несмотря на то, что кальцит отмечается на всех стадиях образования ийолитов, уртитов и нефелиновых сиенитов, основная его масса приходится на заключительные этапы кристаллизации, где он выполняет интерстиции, и совместно с амфиболом и нефелином (реже полевым шпатом) формирует обособления. В щелочных сиенитах кристаллизация происходила от нефелина к полевым шпатам (ортоклаз, санидин, альбит и, в меньшей степени, олигоклаз). Состав пород и слагающих их минералов свидетельствуют о высоком содержании А1, Ыа и низком - в начальном расплаве. Присутствие магматического амфибола и слюды, и интенсивно проявленные метасоматические процессы, характеризуют расплав как водонасыщенный, а наличие значительных количеств магматического кальцита свидетельствует о том, что он, помимо воды, был обогащен

со2.

Отсутствие кальцита в пироксенитах, его появление в ийолитах, уртитах, нефелиновых сиенитах и в позднемагматических обособлениях, свидетельствует о том, что минерал кристаллизовался в большей мере из остаточных расплавов. Эволюционный тренд демонстрируется фазовым равновесием синтетических экспериментальных систем (рис. 11). Траектория кристаллизации не пересекает смесимый интервал двухжидкостного поля, но достигает

поверхности карбонатного ликвидуса с формированием ассоциации клинопироксен+нефелин+амфибол. Фракционирование продолжается вдоль границы силикатно-карбонатной области по направлению к насыщенной щелочами карбонатитовой эвтектике.

Геохимические данные также подтверждают вариант формирования карбонатов фракционной кристаллизацией. Значения карбонатно-силикатных коэффициентов распределения для большей части редких и редкоземельных элементов, F, Р и щелочей (рис. 12) не согласуются с известными экспериментальными данным по распределению этих элементов, полученными для несмесимых силикатной и карбонатной жидкостей (Hamilton et al., 1989; Kjarsgaard, 1998; Veksler et al., 1998, 2012). И.В. Векслер с соавторами (Veksler et al., 2012) констатировал, что обогащенные редкими металлами (Nb, Zr, REE, Th и U) карбонатиты, находящиеся в ассоциации с щелочными силикатными породами, наиболее вероятно сформированы из остаточного расплава при фракционной кристаллизации карбонатизированной силикатной магмы.

Фугитивность кислорода при кристаллизации пород была рассчитана по равновесию Fe-Ti оксидов и фазовым равновесиям для ийолит-уртитов, нефелиновых и щелочных сиенитов. Полученные значения /02 ложатся вблизи буфера FMQ (см. рис. 8) и варьируют в интервале от +1 до -1.

Взаимодействие магм с коровыми породами способствовало обогащению кальцита, фосфатных и силикатных минералов из щелочных пород Витимской провинции тяжелыми изотопами кислорода, углерода и легкими - водорода. Б.Г. Покровский (Покровский, 2000) на основании изучения изотопного состава стронция и кислорода и Т.Т. Врублевская (Врублевская, 1992) по вещественно-петрологическим данным указали на значительную роль вмещающих пород при кристаллизации Мухальского массива.

Наиболее приемлемым источником для контаминации представляются известняки. Свидетельством этого является:

Доминирование кальциевых минералов (диопсид-геденбергиты, кальциевые амфиболы, андрадит с высоким содержанием гроссулярового минала, титанит, кагкринит) в щелочных силикатных породах. Отсутствие оливина и породах и преобладающая кристаллизация клинопироксена пкне может быть обусловлена карбонатной ассимиляцией (Tilley, 195 2). Экспериментальные данные (Mollo et al., 2010) подтвердили, что основными продуктами

карбонатной ассимиляции являются клинопироксен (твердый раствор диопсид-геденбергит-Са-чермакит), недосыщенный кремнием и обогащенный кальцием расплав, а также С-О-Н флюидная фаза;

Кальцит выполняет интерстиции, формирует включения в породообразующих минералах, слагает анхимономинеральные обособления. Его количество варьирует от первых до десятков процентов от объема породы. Содержание минерала в некоторых случаях значимо увеличивается вблизи контактов с вмещающими известняками (например: Гулхенский массив);

Изотопный состав О и С кальцита приближается к значениям для вмещающих известняков (рис. 13);

Подобие нормированных к примитивной мантии графиков распределения редкоземельных и редких элементов для кальцитов и известняков;

Ассимилированные вмещающие известняки обусловили вариации изотопного состава стронция и неодима в исследуемых породах.

Четвертое защищаемое положение: Карбонатиты и комагматичные щелочные силикатные породы Юго-Западного Забайкалья являются продуктами ликвации из карбонатизированного расплава, обогащенного Ва, Sr, REE, F и S03. Формирование пород происходило в субвулканических условиях при фугитивности кислорода, выше буферного равновесия QFM. Высокая флюидонасыщенность расплава обусловила интенсивные проявления гидротермальных процессов.

Карбонатиты Юго-Западного Забайкалья были сформированы в процессе жидкостной силикатно-карбонатной несмесимости из родоначального карбонатизированного силикатного расплава, что подтверждается рядом доказательств (Рипп и др., 2000; Doroshkevich et al., 2010 а):

- Точки составов изученных пород (стекла из расплавных включений в титаните и эгирине, а также средние значения химического состава щелочных силикатных пород и карбонатитов) и кривая, соединяющая силикатную и карбонатную части, сопоставимы с результатами экспериментально определенного смесимого интервала карбонатизированной нефелинитовой системы, существующей при 0.5 ГПа (Kjarsgaard, 1998).

- Расплавные включения в минералах из шонкинитов и щелочных сиенитов содержат кальцит и сульфаты Са, Ва и Sr, их состав аналогичен таковому в минералах из карбонатитов. Продукты гомогенизации расплавных включений в минералах из силикатных пород по поведению схожи с отликвировавшими жидкостями.

- Минералы шонкинитов и карбонатитов (флогопит, кальцит, апатит, сульфаты, магнетит) характеризуются близкими составами. При этом, апатит во всех разновидностях пород обогащен Si, Na, Sr, S03, LREE, кальцит - Sr, a флогопит характеризуется пониженной глиноземистостью.

- В комагматичных карбонатитам щелочных силикатных породах присутствуют шлиры, сложенные кальцитом и сульфатами, а в породообразующих минералах - каплевидные включения кальцита.

- Коэффициенты распределения главных и редких элементов между силикатными породами и карбонатитами Юго-Западного Забайкалья (рис. 14) близки к опубликованным экспериментальным и петрологическим данным по несмесимости (Hamilton et al., 1989; Kjarsgaard, 1998; Veksler et al., 1998, 2012; Сук, 2003; Veksler, Lentz, 2006), отличаясь лишь более низким значениями Dcarb/sil для Na, К и более высокими - для REE и Y.

Присутствие фенитов и флогопитовых околоконтактовых зон, сульфатов щелочей во включениях из карбонатитов свидетельствует о том, что породы изначально были обогащены Na и К. Об этом же свидетельствуют рассчитанные по площади «средние составы» включений в минералах из карбонатитов, а полученные в таком случае Dcarb/sil для них соответствуют экспериментальным данным (см. рис. 14). Различие между коэффициентами распределения REE для исследуемых пород и продуктов экспериментов объяснить сложнее, хотя свою роль могли сыграть S03 и F, присутствующие в значительных количествах в карбонатитах. Доказательством служат эксперименты по несмесимым синтетическим сульфатно-силикатным и фторидно-силикатным жидкостям (Veksler et al., 2012), в которых показано значительное обогащение REE сульфатной и фторидной жидкостей по сравнению с силикатной со средним коэффициентом распределения около 60 и 40, соответственно (см. рис. 14).

- Карбонатиты и щелочные силикатные породы показывают схожие графики распределения REE и отсутствие аномалии Eu. Эти особенности хорошо согласуются с механизмом жидкостной несмесимости (Hamilton et al., 1989; Stoppa, Woolley, 1997).

- Изотопные составы О и С в минералах из карбонатитов и щелочных силикатных пород имеют близкие значения (рис. 15) и не соответствуют тренду фракционирования при кристаллизации магмы в последовательности от силикатной к карбонатной (Дорошкевич, Рипп,

2009).

Исходя из полученных данных, карбонатный расплав был сформирован жидкостной несмесимостью из карбонатизированного первичного силикатного источника. Состав стекла расплавных включений свидетельствует о том, что первичный расплав был обогащен Ва, Бг, ЯЕЕ, БОз и Р (БогозЬкеукЬ й а1., 2010 а).

Данные по минеральным и изотопным термометрам, результаты гомогенизации включений карбонатитовых комплексов Юго-Западного Забайкалья фиксируют начало кристаллизации первых твердых фаз (пироксена) из расплава при температуре около 1000°С (Оого5ЬкеУ1сЬ еС а1., 2010). При этих условиях, карбонатная и силикатная магмы отделялись от первичного расплава. Силикатная жидкость дифференцировала в последовательности от шонкинитов к щелочным сиенитам и остаточной сульфатно-карбонатной фазы в виде шлировых обособлений.

Кристаллизация ранних минералов карбонатного расплава, таких как циркон, магнетит, флогопит, апатит и КПШ, происходила в интервале 890—780°С. На Халютинском месторождении состав карбонатитов эволюционировал в последовательности от кальцитовых до доломитовых при температуре от 750 до 470°С (ОогоБЬкеукЬ е! а1.,

2010). В карбонатитах Южного и Аршанского проявлений формирование бастнезита происходило при температурах выше 520°С, а образование основной массы породы, сложенной кальцитом и флюоритом, из надкритического флюида - при 370-400°С (Дорошкевич, Рипп, 2004; БогозЬкеуюЬ с1 а1., 2008). Флюиды при взаимодействии с вмещающими породами формировали флогопитовые и альбит-флогопитовые зоны фенитизации.

Образованию карбонатитов сопутствовала гидротермальная циркуляция позднестадийных флюидов. Последние при температуре 290-360°С (Дорошкевич, Рипп, 2004; ОогозЬкеуюЬ & а1„ 2008, 2010) обусловили рекристаллизацию карбонатитов, замещение ранних минералов новообразованными (например: бастнезита - паризитом, синхизитом и затем алланитом, флогопита - хлоритом и магнетита -гематитом) и изменение изотопного состава С и О в переработанных карбонатитах (Дорошкевич, Рипп, 2009).

Морфология тел, текстурные особенности пород карбонатитового комплекса свидетельствуют об их кристаллизации в близповерхностных субвулканических условиях. Доказательством этого являются также результаты изучения включений в минералах (одновременное присутствие газовых, жидких и газово-жидких включений) и изотопный состав О (см. рис. 15), отражающие процессы дегазации расплава (с предпочтительным удалением 513С) и его взаимодействия с метеорными или формационными водами (Дорошкевич, Рипп, 2004; Doroshkevich et al., 2008). Близповерхностные условия кристаллизации пород подтверждаются повышенными значениями Jö2 (см. рис. 8). На повышенную Д)2 в процессе формирования карбонатитов указывают обогащенность S03. Активность S в магматическом процессе проявилась во всех породах (фенитах, шонкинитах, сиенитах, кальцитовых и доломитовых карбонатитах, гидротермалитах) в виде сульфатных минералов, примеси S03 в апатите и монаците, а также присутствия сульфатов в расплавных включениях в минералах из щелочных силикатных пород и карбонатитов (Дорошкевич и др, 2003).

Обобщение литературных данных и результаты проведенных исследований по карбонатитам, сформированным фракционной кристалл изацией, жидкостной карбонатно-силикатной несмесимостью и являющихся первичными мантийными выплавками позволили выделить следующие признаки механизмов образования карбонатитов (табл. 1).

Таблица 1

Признаки различных механизмов образования карбонатитов

_(дополненная после работы Bell, Rukhlov, 2004)_

Первичные магнезиокарбонатитовые расплавы, равновесные с _перидотитом_

- Доломитовый высокомагнезиальный состав карбонатитов, к заключительным стадиям формирования пород может увеличиваться роль кальцита;

- Отсутствуют, либо присутствуют в незначительном объеме ассоциирующие магматические щелочные силикатные породы;

- Присутствуют мантийные ксенокласты (Cr-содержащая шпинель, флогопит, ильменит), что обуславливает повышение количества Cr, Ni в породах;____

____Продолжение таблицы 1

- Сумма щелочей в карбонатитовых расплавах варьирует от 0,2 до 7 мае. %, а их содержание и K/Na соотношение зависит от наличия и количества амфибола и флогопита в источнике;

- Значительные вариации Si02 - от долей до 11 мае. %, которые зависят от состава равновесной минеральной ассоциации;

Карбонатиты в различной степени обогащены LREE и несовместимыми элементами, а коэффициенты распределения между мантийными минералами (клинопироксен, ортопироксен, оливин, гранат, флогопит, перовскит) и равновесным карбонатным расплавом могут производить резервуары с различными отношениями редких

элементов._

Карбонатиты, сформированные фракционной кристаллизацией

- Карбонат формируется на заключительных этапах процесса фракционной кристаллизации, его количество может значительно повышаться при эволюции комплексов, вплоть до формирования силикокарбонатитов и/или собственно карбонатитов;

- Карбонатитовый расплав обогащен Nb, Zr, REE, Th и U относительно силикатного расплава;______

- В случае кристаллизации карбоната из карбонатизированного силикатного полевошпатсодержащего расплава будет наблюдаться отрицательная аномалия Ей;_

- Изменение состава стабильных изотопов в «сквозных» минералах и от наиболее ранних карбонатов к поздним соответствует тренду изотопного фракционирования, происходящего при

- Близкие первичные изотопные отношения Бг и N(1, как для

ассоциирующих силикатных пород, так и для карбонатитов. __

_Карбонатиты, сформированные жидкостной несмесимостью

- Присутствие карбонатных каплевидных обособлений в минералах из магматических силикатных пород;

- Силикатно-карбонатная жидкостная несмесимость в расплавных включениях;

- Химический состав и коэффициенты распределения редких элементов, подобные экспериментальным, для родственных щелочных магматических силикатных пород и карбонатитов;

- Близость состава минералов карбонатитов и ассоциирующих с ними щелочных магматических силикатных пород, а также значений стабильных и радиогенных изотопов._

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В предлагаемой работе приведены результаты комплексных геологических, минералогических, геохимических,

геохронологических, изотопных и термобарогеохимических исследований карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья. На основании полученных данных выделены этапы карбонатитоносного щелочного магматизма, обоснованы модели их образования и дана характеристика источников.

С помощью геохронологических методов установлено, что формирование пород происходило в четыре этапа: неопротерозойский - 625-600 млн. лет в северной части Западного Забайкалья; раннепалеозойский - 520-486 млн. лет и позднепалеозойский - 306-294 млн, лет на Витимском плоскогорье; позднемезозойский - 130-122 млн. лет в Юго-Западном Забайкалье.

Представленные в работе данные по неопротерозойским карбонатитами северной части Западного Забайкалья указывают на мантийную природу их источника. Карбонатиты при температуре выше 920°С являлись субликвидусными образованиями равновесными с минералами перидотитов и имели доломитовый состав. С понижением температуры до 600°С происходило увеличение количества кальцита. Определено, что породы кристаллизовались при фугитивности кислорода примерно на одну логарифмическую единицу ниже буфера <ЗРМ, а в составе газов преобладающими являлись Н20, С02 и СН4.

Геохимические и изотопно-геохимические признаки, установленные для щелочных пород как позднего, так и раннего палеозоя, указывают на гетерогенность в источнике, которая определялась совмещением мантийного и корового компонентов. Было доказано, что ассимилированные осадочные карбонатные породы существенно повлияли на состав и физические параметры расплавов. Кристаллизация щелочных пород происходила при фугитивности кислорода близкой буферу С^М в последовательности пироксениты - кальцитовые и кальцитсодержащие ийолиты-уртиты -кальцитсодержащие нефелиновые и щелочные сиениты. Определено, что формирование магматических карбонатов и амфибол-нефелин-кальцитовых образований было связано с фракционной кристаллизацией карбонатизированных силикатных расплавов.

Источник позднемезозойских карбонатитовых комплексов обладал изотопными характеристиками схожими с современным

обогащенным мантийным резервуаром типа ЕМ I, при этом роль деплетированной и обогащенной ЕМ II мантий (характеризующих позднемезозойский магматизм ЦАСП), как компонентов смешения в исходных расплавах, была незначительна. Карбонатиты и щелочно-основные силикатные породы образованы жидкостной несмесимостью из карбонатизированного силикатного расплава при температуре около 1000°С. Определено, что формирование позднемезозойских карбонатитовых комплексов происходило в субвулканических условиях при высокой фугитивности кислорода. При этом карбонатиты эволюционировали от кальцитовых к доломитовым в интервале 890-400°С, до позднестадийных гидротермальных флюидов - 290-360°С.

Обобщение полученного фактического материала и мировых литературных данных по карбонатитовым комплексам, приведенное в данной работе, позволило обосновать, а также значительно расширить круг признаков по различным способам образования и определить роль литосферного контроля при их становлении.

В качестве прикладного значения результатов проведенных исследований, автор настоящей работы рекомендует:

Продолжение поисков редкоземельных карбонатитов в южной и центральной частях Западного Забайкалья;

Проведение специализированных тематических исследований с последующим обоснованием постановки поисковых работ нового для региона генетического типа - потенциально алмазоносных и редкометальных неопротерозойских карбонатитовых комплексов в северной части Западного Забайкалья.

Список основных работ по теме диссертации:

Монография:

1. Рипп Г.С., Кобылкина О.В., Дорошкевич А.Г., Шаракшинов А.О. Позднемезозойские карбонатиты Западного Забайкалья. - Улан-Удэ: Наука, изд-во БНЦ, 2000. - 230 с.

Статьи в рецензируемых журналах по списку ВАК:

2. Рипп Г.С., Карманов Н.С., Канакин B.C., Дорошкевич А.Г. Алланиты Западного Забайкалья//ЗРМО. - 2002. - № 4. - С.92-106.

3. Рипп Г.С., Платов B.C., Гусев Ю.П., Кобылкина О.В., Дорошкевич А.Г., Посохов В.Ф. Новый щелочно-основной карбонатитовый комплекс в Западном Забайкалье/Ютечественная геология. - 2002. - № 5-6. - С.9-16.

4. Дорошкевич А.Г., Кобылкина О.В. Рипп Г.С. Роль сульфатов в формировании карбонатитов Западного Забайкалья//ДАН. - 2003. -Т.388. - №4. - С.535-539.

5. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С. К оценке условий образования редкоземельных карбонатитов Западного Забайкалья//Геология и Геофизика. - 2004. - Т.45. - № 4. - С.492-500.

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

7. Рипп Г.С., Бадмацыренов М.В., Дорошкевич А.Г., Избродин И.А. Новая карбонатитоносная площадь в Северном Забайкалье//Петрология. - 2005. - Т.13. - №5. - С.538-547.

8. Рипп Г.С., Карманов Н.С., Дорошкевич А.Г., Бадмацыренов М.В., Избродин И.А. Хромсодержащие минеральные фазы в карбонатитах Северного Забайкалья//Геохимия. - 2006. - № 4. - С.437-444.

9. 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. - V.90. - P.19-49.

10. Doroshkevich A.G., Wall F., Ripp G.S. Magmatic graphite in dolomite carbonatite at Pogranichnoe, North Transbaikalia, Russia//Contribution to Mineralogy and Petrology. - 2007. - V.153. -P.339-353.

11. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Бадмацыренов M.B., Карманов Н.С. Мантийные (?) ксенолиты в карбонатитах Северного Забайкалья//Геохимия. - 2007. - Т.45 - №6. - С. 1-9.

12. Doroshkevich A.G., Ripp G.S., Viladkar S.G., Vladykin N.V. The Arshan REE carbonatites, southwestern Transbaikalia: mineralogy, paragenesis and evolution//Canadian Mineralogist. - 2008. - V.46. - P.807-823.

13. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Карманов H.C., Ласточкин Е.И., Бадмацыренов М.В. Магнетит и рутил из карбонатитов проявления Веселого (Северное Забайкалье)//ЗРМО. - 2008. - № 6. -С.111-125.

14. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С. Изотопная характеристика пород Халютинского карбонатитового комплекса (Западное Забайкалье)//Геохимия. - 2009. - № 12. - С.1279-1293.

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

16. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Карманов Н.С., Канакин С.В. Слюды Халютинского месторождения карбонатитов (Западное Забайкалье)//ЗРМО. - 2009. - № 1. - С.108-123.

17. Doroshkevich A.G., Viladkar S.G., Ripp G.S., Burtseva M.V. Hydrotermal REE mineralisation in the Amba Dongar carbonatite complex, Gujarat, India//Canadian Mineralogist - 2009. - V.47. - P.l 105-1116.

18. Doroshkevich A.G., Viladkar S.G., Ripp G.S. Newania carbonatites, Western India: example of mantle derived magnesium carbonatites//Mineralogy and Petrology. - 2010. - V.98. - P.283-295.

19. Doroshkevich A.G., Ripp G.S., Moore K.R. Genesis of the Khaluta alkaline-basic Ba-Sr carbonatite complex (West Transbaikala, Russia)//Mineralogy and Petrology. - 2010. - V.98. - P.245-268.

20. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Посохов В.Ф., Избродин И.А., Конопелько Д.Л., Сергеев С.А. Возраст карбонатитов и базитов (SHRIMP-II и Rb-Sr методы) Ошурковского апатитоносного массива (Западное Забайкадье)//Геология и Геофизика. - 2011. - Т.52. - № 5. -С.666-675.

21. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С., Владыкин Н.В., Саватенков

B.М. Источники карбонатитового магматизма Северного Забайкалья в позднем рифее: геохимические и изотопно-геохимические данные//Геохимия. - 2011. - Т. 49. - № 12. - С.1271-1283.

22. Ласточкин Е.И., Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г. Минералогия метаморфизованных карбонатитов проявления Веселое (Северное Забайкалье)//Геология рудных месторождений. - 2011. - Т.53. - № 3. -

C.267-279.

23. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С., Сергеев С.А. U-Pb (SHRIMP-II) изотопное датирование цирконов из щелочных пород Витимской провинции, Западное Забайкалье//ДАН. - 2012. -Т.443. - №1. - С.297-301.

24. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С., Сергеев С.А., Конопелько Д.Л. U-Pb (SRIMP-II) геохронология Мухальского щелочного массива, Западное Забайкалье/ЛГеология и Геофизика. - 2012. - Т.53. - №2. -С.169-174.

25. Doroshkevich A.G., Ripp G.S., Izbrodin I.A., Savatenkov V.M. Alkaline magmatizm of the Vitim province, West Transbaikalia, Russia:

age, mineralogical, geochemical and isotope (O, C, D, Sr, Nd) data//Lithos. -2012.-V. 152.-P. 157-172.

26. Burtseva M V, Ripp G S, Doroshkevich A G, Viladkar S G and Varadan Rammohan. Features of Mineral and Chemical composition of the Khamambettu Carbonatites, Tamil Nadu // Journal of the geological society of India. 2013. - V. 81. - № 5. - P. 655-664.

fûimj.

108"

52"

ПРИЛОЖЕНИЕ Сибирский кратон

С свсробайкальск

_114"

карбонатиты северной части к Западного. J® А « Забайкалья «

Таксимо?

Багдарни

кароонатсодержащие щелочные массивы Витимской провинции

Чита

кароонатитовые щсломно-основные комплексы Юго-Западного Забайкалья

108" 114"

Рис. 1. Расположение карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов в Западном Забайкаль

_—-— zzz^»»»» ______

* . •■ -— í; . 91 4 Г -І- ♦ í î 1 ■ '1

-5 .

-10

¡1 I

Магматические ассоциации ЦЛСП

• PR.-PZ PZ. , . PZ-MZ > бататы

. MZ.-KZ,

• кароонатитовые комплексы ЦЛСП

• карбонатнтовые и карбонатсолсржащие щелочные комплексы Западного Забайкалья

-15 .

800

700 600 500 400 300

Возраст, млн.лст

200

100

Рис. 3. Вариации изотопного состава Nd карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья в зависимости от возраста их формирования. Приведено сопоставление с магматическими ассоциациями ЦАСП ( Н юх и др.. 1998: Ярмолюк и др.. 2000; Kovalenko et al., 2004: Jahn et al. 2009. Хубанов, 2009). карбонатговыми комплексами ЦЛСП и Алданского шита (Багласаров. 1994 а. б: Владыкин и др.. 2004: Врублевский и др.. 2003 а. б; 2004).

Рис. 2. Схемы геологического строения Веселого (1) и Пограничного (2) проявлении и их расположение в пределах Северо-Муйекой глыбы (восточная часть Байкало-Муйского пояса). I четвертичные отложения; 2 - выступы раннсдоксмбрннского фундамента: 3 гнпербазиты: 4 - осадочно-вулканогснная кслянская толща; 5 - габброиды и 6 ультрабазиты усть-келянского вулкано-плутонического комплекса; 7 карбонаппы; 8 туфогенно-терригенные отложения тулуннскоп толщи; 9 - раннекембрийские известняки и доломиты; 10 - фанитоиды демнинского комплекса; 11 - разломы.

25 км

Снежнинский N О 500 м

Мухальский^^У

Нижне-Бурульзайский

О 500 м ,

Сайжснский

Верхне-Бурульзайский

Иннолокта

¿80 >70,

Рис. 4. Схемы геологического строения некоторых массивов Внтимской провинции (по данным А.О. Шаракшинова. 1984). I современные рыхлые отложения; 2 известняки: 3 - сланцы; 4 -габброиды; 5 - пнроксеннты; 6 ийолиты;7 уртиты;8 нефелиновые сиениты; 9 щелочные сиениты; 10 граниты: 11 - дайки аплитовидных гранитов: 12 порфировндиые граниты; 13-линии тектонических нарушении: а достоверные, б предполагаемые; 14 элементы залегания.

z z

0.51350

0.51300

0.51250

0.51200

0.51150

□

DMM

□

PREMA

<8> PZ,

PZ,

О о $ —

EM II

♦ і

MZ,

EM I

0.7020

0.7060

s'Sr/""Sr

0.7100

Рис. 5. "'Nd/UJNd (1)-У Sr'Sr изотопные отношения для карбоиатитовмх и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья. Мантийные источники no(Zindlcr. Hart. I486).

Ґ-І2 [▼ІЗ

1 # 17

1 / 1,0 1**1 н

LSU и і.

_!£_І13

Рнс. 7. Схемы геологического строения Халютинского месторождения, Аршанского и Южного проявлений карбопатитоп по (Маурншнин и др.. 1976: Карбаннов II др.. 1979; Рипп и др.. 2000). I -алевролиты, песчаники, аргиллиты (К,); 2 биотптовые. амфибол-биотнтовыс разгнейсованныс граниты, гршюсиенты. кварцевые диориты, гнейсогранпты (Р7.,): 3 перидотиты (Р2,); 4- анортозиты: 5 - амфибол-пнроксеновос габбро (Р/.): 6 X - карбонатиты: 6- участки площадного распространения карбонатитов, 7 - трубообразные тела. Я -жильные тела: 9 - граниты, кварцевые сиениты: 10 - дайки шонкинитов и щелочных сиенитов: 11 - тоны рассланцсванпя; 12 - линии тектонических нарушений: а достоверные, б - предполагаемые: 13 - элементы залегания: 14 - участки проявления карбонатитов на Халюпшском месторождении: (I) Халютинский. (2) Верхне-Халютинский. (3) Нижне-Шалутайский, (4) Верхне-Шалутайский, (5) Аршан-Халютинскнн; 15 линия разреза; 16—скважины.

Рис.6. Диаграмма tNd (T) vs. первичных изотопных 1 Sr/"Sr отношений для (а) ранне- и (б) позднепалеозонских щелочных пород и минералов Витимской провинции, иллюстрирующая тренды ассимиляции-фракционной кристаллизации (АФК). рассчитанных по (Ос Paolo. 1981). Модель I (желтые значки) предполагает в качестве ассимилянта вмещающие сланцы, а модель II (голубые значки) известняки. Красный квадрат первичный расплав.

Z 0

АФК (II)

"^Nl \

Снежный

АФК (I)

-5

-Ю-1 0.705

0.706

0.707

□

0.708

чз Z

-10

Кома Амалат jbU к.. Инолокта пироксениты б О ийолигы-уртиты * нефелиновые сиениты

ЛФК I ~ ——- -___ • кальциты

J Мухал

Верхний Бурульзай □

0.704

0.706 0.708

"'SrV*Sr

0,710

0.712

"SrVSr

область стабильности СО:

породы Юго-Западного Забайкалья \ _

...... "

породы Витнмскои провинции

породы северном части Западного Забайкалья

область стабильности СН4

Т'С

Рис. 8. Рассчитанные но магнетит-ильменнтовой парс и фазовым равновесиям значения /О. для карбонатитовых и карбонатсояержащих щелочных комплексов ЗападногоЗабайкалья.

Области стабильности газов и их соотношения согласно термодинамическим расчетам (Robic. Hemingway. 1995).

100000

* Пограничное 10000 » Веселое

н 1000

& '00 а

0 ,0

1 1 о

& 0.1 С

0,01 0,001

Рис. 10. Графики распределения некоторых редких и редкоземельных элементов в карбонатитах Пограничного и Веселого проявлений, нормированных к хондриту по (McDonough. Sun. 1995). Рассчитанные значения карбопатитового расплава, равновесногос перидотитом - по ( Dasgupta et al.. 2009).

0.03 % близ-солидусный карбопатитовый расплав в гранатовом лерцолите (16% grt, 61 % ol, 18 % ерх, 5 % орх)

FeOt+MgO

Западного Забайкалья н мантийных маї нсіиокарбонатитов других регионов* (Вскуско Лсйк (Chakhmouradianet al., 2009) н Спал Лсйк в Канаде(Agashcv et al., 2008), Нсвания и Индии(Viladkar, I998; Doroshkevich ct al.. 2010 b). Дорова. Шава (Hanncret al.. IЧУХ), Часвста (Bailey. 1089), Тамазсрт (Mourtada ct al.. 1997) н Шпитцкоп в Африке (Manner, 1999). Пснченга в России (Врублевский н др., 2003 б). Область экспериментальных первичных карбонатных расплавов, равновесных с перидотитом no(lonov et al.. 1998: Klemmect al.. 1995: Sweeney et al.. 1995; Foley ct al.. 2009: Dasgupta ct al.. 2009).

Na:0+K,0

уртнтовых комплексах Витимской провинции (1) на Хамнльтоновской проекции. Траєкторнії дифференциации мелнлититовых магм (2) и бачаш.тов (3) по (Lee. Wyllic, 1998). Срх клинонироксен, lie-нефелин,amph-амфибол.

1000 100

0.001

магматические пегматоидные

карбонаты образования

Рис. 12. Карбонатно-силикатныс (Dcarb/sil) коэффициенты распределения некоторых редких и редкоземельных элементов между кальцитами, пегматоидными амфибол-нфелин-кальцитовыми обособлениями и щелочными магматическими силикатными породами Витимскои провинции и их сопоставление с экспериментальными данными: Hamilton et al„ 1989; Kjarsgaard. 1998; Vekslcret al.. 1998.2012: Veksler. Lcntz. 2006.

6,3CPI)„%0 ф щелочные породы П известняки 0 □

8 D

0 □

<ь PIC 1 5l8OSM(nv%0

< >

-|fl0 5 10 15 20 25

Рис. 13. Соотношение 6"С н б 'О для минералов из щелочных магматических силикатных пород и известняков Витимской провинции. Область первичных карбонатитов (Р1С) по (Оетепу е! а!.. 2004).

SlfJOMLJ- £

100

у-. -С

3 I

0,1

\F/Sil

Южное !/l

Эксперименты

0.01

0.001 ---■ ■ ......

Rb Na Sr Mg Pb La Pr Sm Dy Cid Er Yb AI U Hf Si Та W К Ba Ca Be Y Ce Nd Eu Tb Ho Tm Lu Th Zr Ti Nb Mo Pile. 14. Сопоставление коэффициентов распределения элементов между карбонатной и силикатной фазами (Dcarb/sil) для пород Халютинского месторождения и Южного проявления с результатами экспериментальных исследований (Hamilton et al.. 1989: Kjarsgaard, 1998: Veksler et al., 1998,2012: Сук, 2003; Schultz et al., 2004: Veksler. Lentz. 2006). Пунктиром показаны участки графиков, пересчитанных Dcarb/sil для щелочей по составу включений. S/Sil и F/Sil - коэффициенты распределения между несмесимыми сульфатно-силикатной и фторидно-силикатной жидкостями, соответственно (Veksler et al., 2012).

♦ карбопатнты

Ф щелочные силикатные породы

♦

~ ф И'ШНМОЛСЙСТВИС ф с метеорными водами

♦ ♦

-10

ö"0„

Рис. 15. Изотопные составы С и О в карбонатах из пород карбонатнтовых комплексов Юга Западного Забайкалья. Область первичных карбонатитов (Р1С) и тренды изменения изотопных составов но (Вегпепу « а!.. 2004).

Подписано в печать 09.09.2013 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Объем 2 печ. л. Тираж 150. Заказ № 56.

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

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Дорошкевич, Анна Геннадьевна, Улан-Удэ

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Геологический институт Сибирского отделения Российской академии наук

На правах рукописи

05201351883

Дорошкевич Анна Геннадьевна

ПЕТРОЛОГИЯ КАРБОНАТИТОВЫХ И КАРБОНАТСОДЕРЖАЩИХ ЩЕЛОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

25.00.04 - петрология, вулканология

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Улан-Удэ 2013

стр

ВВЕДЕНИЕ.....................................................................................7

ГЛАВА 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ...............................................20

1.1. Открытие и классификация карбонатитов.........................................20

1.2. Основные модели образования карбонатитов....................................21

1.3. Источники и транспорт углерода в мантии Земли...............................25

ГЛАВА 2. КАРБОНАТИТЫ БЕЗ АССОЦИИРУЮЩИХ

ЩЕЛОЧНЫХ СИЛИКАТНЫХ ПОРОД..............................................31

2.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ...................................................32

2.1.1. Пограничное проявление............................................................33

2.1.2. Веселое проявление...................................................................35

2.2. АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ.........................................................38

2.2.1. Пограничное проявление.............................................................38

2.2.2. Веселое проявление...................................................................41

2.3. МИНЕР АЛ ОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА...........42

2.3.1. Карбонатиты Пограничного проявления.........................................42

2.3.1.1. Ранняя фаза графит-содержащих доломитовых карбонатитов.....43

2.3.1.2. Поздняя фаза доломитовых карбонатитов.................................49

2.3.1.3. Включения..........................................................................52

2.3.2. Карбонатиты Веселого проявления...............................................54

2.3.2.1. Включения..........................................................................62

2.3.3. Ультрабазиты Веселого проявления...............................................63

2.4. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА...............67

2.4.1. Карбонатиты Пограничного проявления.........................................67

2.4.2. Карбонатиты и ультрабазиты Веселого проявления...........................77

2.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ...................................................81

2.5.1. Карбонатиты Веселого и Пограничного

проявлений - первичные расплавы........................................................81

2.5.2. Признаки первичных магнезиокарбонатитовых расплавов..................92

ГЛАВА 3. КАРБОНАТ-СОДЕРЖАЩИЕ ЩЕЛОЧНЫЕ СИЛИКАТНЫЕ ПОРОДЫ...............................................................96

3.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ.....................................................98

3.1.1. Мухальский массив....................................................................99

3.1.2. Верхне-Бурульзайский массив....................................................100

3.1.3. Снежнинский массив................................................................100

3.1.4. Сайженский массив..................................................................101

3.1.5. Нижне-Бурульзайский массив.....................................................102

3.1.6. Иннолоктинский массив............................................................103

3.1.7. Гулхенский массив....................................................................105

3.2. АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ..........................................................107

3.2.1. Мухальский массив..................................................................107

3.2.2. Верхне-Бурульзайский массив....................................................109

3.2.3. Инолоктинский массив.............................................................110

3.2.4. Сайженский массив..................................................................110

3.2.5. Нижне-Бурульзайский массив.....................................................111

3.2.6. Снежнинский массив................................................................113

3.2.7. Гулхенский массив..................................................................114

3.3. МИНЕР АЛОГО-ГТЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД

ВИТИМСКОЙ ПРОВИНЦИИ............................................................119

3.3.1. Пироксениты..........................................................................119

3.3.2. Кальцитовые и кальцитсодержащие ийолит-уртиты..........................121

3.3.3. Кальцитсодержащие нефелиновые и щелочные сиениты....................128

3.3.4. Р-Т-/Огусловия образования щелочных пород...............................129

3.4. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД......................................................................133

3.4.1. Химический состав и геохимическая характеристика........................133

3.4.2. Радиогенные (8г, Ыс1) и стабильные (О, С, О) изотопы.......................139

3.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ...................................................143

3.5.1. Фракционная кристаллизация....................................................143

3.5.2. Процесс ассимиляции.................................................................147

3.5.3. Признаки карбонатитов, сформированных

фракционной кристаллизацией...........................................................154

ГЛАВА 4. КАРБОНАТИТЫ, АССОЦИИРУЮЩИЕ С

ЩЕЛОЧНЫМИ СИЛИКАТНЫМИ ПОРОДАМИ..............................157

4.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ...................................................157

4.1.1. Южное и Аршанское проявления................................................157

4.1.2. Халютинское месторождение......................................................164

4.2. АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ.........................................................167

4.2.1. Халютинское месторождение......................................................167

4.2.2. Аршанское проявление.............................................................169

4.2.3. Южное проявление..................................................................169

4.3. МИНЕР АЛ ОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КАРБОНАТИТОВ И

СИЛИКАТНЫХ ПОРОД...................................................................169

4.3.1. Карбонатиты Аршанского проявления..........................................169

4.3.1.1. Ассоциация минералов магматической стадии............................170

4.3.1.2. Родственная гидротермальная минерализация.............................173

4.3.1.3. Минералы из ксенолитов вмещающих пород.................................174

4.3.1.4. Включения...........................................................................174

4.3.2. Фениты Южного проявления......................................................177

4.3.3. Сиениты Южного проявления....................................................177

4.3.4. Карбонатиты Южного проявления..............................................178

4.3.4.1. Собственно карбонатитовый парагенезис минералов...................178

4.3.4.2. Гидротермальный парагенезис минералов...................................182

4.3.4.3. Минералы из ксенолитов вмещающих пород................................183

4.3.4.4. Включения...........................................................................183

4.3.5. Фениты Халютинского месторождения.........................................186

4.3.6. Щелочные сиениты и шонкиниты Халютинского месторождения........187

4.3.7. Карбонатиты Халютинского месторождения..................................189

4.3.7.1. Кальцитовые карбонатиты....................................................189

4.3.7.2. Доломитовые карбонатиты....................................................192

4.3. 7.3. Родственная гидротермальная минерализация.............................192

4.3.7.4. Включения...........................................................................192

4.4. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КАРБОНАТИТОВ И

СИЛИКАТНЫХ ПОРОД...................................................................194

4.4.1. Аршанское проявление.............................................................195

4.4.1.1. Химический состав и геохимическая

характеристика карбонатитов.........................................................195

4.4.1.2. Радиогенные (Бг, N¿1) и стабильные (О, С, Д Б)

изотопы карбонатитов...................................................................197

4.4.2. Южное проявление..................................................................199

4.4.2.1. Химический состав и геохимическая характеристика карбонатитов,

сиенитов и фенитов........................................................................199

4.4.2.2. Радиогенные (Бг, Ыф и стабильные (О, С, Д Б)

изотопы в карбонатитах..................................................................202

4.4.3. Халютинское месторождение......................................................203

4.4.3.1. Химический состав и геохимическая характеристика фенитов........203

4.4.3.2. Химический состав и геохимическая характеристика шонкинитов и щелочных сиенитов......................................................205

4.4.3.3. Химический состав и геохимическая

характеристика карбонатитов.........................................................206

4.4.3.4. Радиогенные (Бг, N(1) и стабильные (О, С, Д Б) изотопы................207

4.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ....................................................211

4.5.1. Карбонатиты Юго-Западного Забайкалья - продукты ликвации..........211

4.5.2. Модель образования карбонатитов Юго-Западного Забайкалья...........215

4.5.3. Признаки карбонатитов, сформированных

жидкостной несмесимостью..............................................................219

ГЛАВА 5. ЭТАПЫ СТАНОВЛЕНИЯ И ХАРАКТЕРИСТИКА ИСТОЧНИКОВ КАРБОНАТИТОВЫХ И КАРБОНАТСОДЕРЖАЩИХ КОМПЛЕКСОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ.................................221

5.1. ЭТАПЫ ЩЕЛОЧНОГО КАРБОНАТИТОНОСНОГО МАГМАТИЗМА ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ............................................................221

5.2. ХАРАКТЕРИСТИКА ИСТОЧНИКОВ.............................................223

5.2.1. Изотопная характеристика..........................................................226

5.2.2. Роль литосферного контроля при образовании

карбонатитовых расплавов...............................................................231

ЗАКЛЮЧЕНИЕ............................................................................240

ЛИТЕРАТУРА..............................................................................243

ПРИЛОЖЕНИЕ 1..........................................................................291

ПРИЛОЖЕНИЕ 2..........................................................................308

ПРИЛОЖЕНИЕ 3..........................................................................330

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность

Одной из актуальных проблем геологии Азии является изучение истории развития магматизма Центрально-Азиатского складчатого пояса. В пределах последнего развит специфический щелочной магматизм, представленный высокомагнезиальными щелочными базальтами, щелочно-ультраосновными породами, карбонатитами, фонолитами, фельдшпатоидными сиенитами и щелочными гранитами. В разновозрастные геологические эпохи на этой территории были сформированы системы рифтовых зон, трассирующиеся вулкано-плутоническими поясами. По мнению ряда исследователей (Ярмолюк и др., 2000, 2003, Коваленко и др., 2002, Коуа1епко е1 а1., 2004, Кигтт е1 а1., 2010), активность магматизма и состав расплавов контролировались взаимодействием континентальной литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса с мантийными плюмами СевероАзиатского горячего поля мантии. Выполненные в последние годы геохронологические исследования свидетельствуют о том, что развитие щелочных карбонатитовых ассоциаций в его пределах прослеживается в значительном промежутке истории геологического развития региона - от неопротерозоя до позднего мезозоя (Самойлов, Коваленко, 1983; Рипп и др., 2000; 2009; Ярмолюк, Коваленко, 2001; Ярмолюк и др., 2005; Врублевский и др., 2003 а, б; 2004; Никифоров и др., 2006; Скляров и др., 2010; Дорошкевич и др., 2012 а, б). Однако недостаток геохронологических и изотопно-геохимических данных по щелочному магматизму не позволяет в полной мере провести реконструкцию геологической истории развития Центрально-Азиатского складчатого пояса и оценить роль мантийных и коровых источников. Представленные в данной работе новые данные о карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексах Западного Забайкалья дают возможность проследить эволюцию карбонатитоносного щелочного магматизма в пределах изученного региона.

Несмотря на редкую встречаемость и малый объем карбонатитовых магм, изучение карбонатитового магматизма представляет огромный научный интерес и несет уникальную информацию о процессах протекающих в верхней мантии. Карбонатитовые магмы значительно отличаются от силикатных магм по ряду физических свойств, среди которых особенно важна их чрезвычайно низкая вязкость, позволяющая им отделяться от мантийного источника при очень низких степенях частичного плавления. С геохимической точки зрения, уникальность карбонатитов состоит в рекордно высоких содержаниях в их составе широкого спектра некогерентных литофильных элементов. Эта особенность, прежде всего, приводит к тому, что геохимическая информация о мантийных источниках карбонатитовых магм, основанная на соотношениях некогерентных микроэлементов и их изотопов, не искажается коровой контаминацией, что особенно важно для изучения мантии под континентами (Bell, 2001). Высокие концентрации редких элементов в карбонатитовых мантийных флюидах, рассматриваются как важная черта крупномасштабного метасоматоза, ведущего к возникновению обогащенных мантийных резервуаров (Когарко, 2006). Существование обогащенных источников привело в последние годы к развитию идей об активном взаимодействии между корой и мантией с вовлечением в мантийные циклы повышенных концентраций летучих компонентов - Н20, СО2 (Hoffman, 1997), возрастающем во времени обмене между земной корой и глубинными оболочками Земли (Когарко, 2001, 2006). Таким образом, характер химической гетерогенности мантии определяется не только температурой и давлением, но и составом флюидов, которые, в свою очередь, зависят от окислительного-восстановительного состояния мантии (Рябчиков, 2003; Кадик, 2006). Выяснение условий формирования карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья позволит расшифровать детали мантийно-корового взаимодействия, механизмы

происходящих мантийных процессов и окислительно-восстановительного равновесия.

Петрогенезис щелочных пород и карбонатитов является отдельной проблемой, так и не решенной после десятилетий исследований и обсуждений. В настоящее время существует три главных точки зрения на механизм образования карбонатитов: непосредственное выплавление из карбонатизированной перидотитовой мантии (Wallace, Green, 1988; Dalton, Wood, 1993; Harmer, Gittins, 1998); фракционная кристаллизация карбонатизированной силикатной магмы (Otto, Wyllie, 1993); жидкостная карбонатно-силикатная несмесимость (Kjarsgaard, Hamilton 1989; Lee, Wyllie, 1998). В последние годы была предпринята попытка обобщить особенности карбонатитов, сформированных различными способами (Bell, Rukhlov, 2004). Реконструкция механизмов образования карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных ассоциаций Западного Забайкалья, выполненная автором с помощью комплексных (геологических, структурно-текстурных, минералогических и геохимических) исследований показало, что в регионе существуют примеры всех трех способов образования карбонатитов, что значительно расширяет круг признаков их обоснования.

Значимая обогащенность карбонатитов и связанных с ними щелочных пород рядом микроэлементов предопределяет их большое практическое значение. Щелочной и карбонатитовый магматизм сопровождается уникальной редкометальной металлогенией и является источником крупнейших в мире месторождений ряда стратегических металлов, таких как редкоземельные элементы (РЗЭ), стронций, ниобий и цирконий. Поскольку стратегические металлы являются основой новых технологий, то спрос на них будет постоянно возрастать. Опасность эмбарго со стороны стран-монополистов (например - Китая, обеспечивающего в последнее время более 90 % мировой добычи РЗЭ) усиливает неустойчивость сырьевого рынка этих элементов и повышает их значимость даже в небольших месторождениях.

Цели и задачи исследований

Целью исследований являлось восстановление истории развития карбонатитоносного щелочного магматизма на территории Западного Забайкалья с определением этапов формирования, выявлением условий образования, обоснованием механизмов их становления и характеристикой источников.

Для достижения этой цели решались следующие задачи:

Геологическое изучение полей распространения карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья.

Определение возраста проявлений карбонатитовой и карбонатсодержащей щелочной магматической активности.

Получение минералогических, петролого-геохимических и изотопно-геохимических характеристик карбонатитов и ассоциирующих с ними щелочных силикатных пород.

Оценка условий образования карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов (Т, Р, _/02> состав родоначальных магм и связанных с ними флюидов).

Выяснение роли литосферного контроля при становлении карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов.

Фактический материал и методика исследований

В основу работы положены геологические наблюдения и полевые материалы автора, полученные за период экспедиционных работ с 1998 по 2012 гг. на карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексах Забайкалья (Пограничное, Веселое, Южное, Аршан, Халюта, Ошурково, Мухал, Амалат, Гулхен, Сайжа, Снежный, Нижний и Верхний Бурульзай, Кома), южного обрамления Сибирской платформы (Белозиминская группа) и Узбекистана (Чагатай). В работе был дополнительно использован каменный

материал сайженского щелочного комплекса из коллекции сотрудника ГИН

СО РАН А.О. Шаракшинова.

Исследования минералов проводились на электронном сканирующем микроскопе LEO - 1430 с энергодисперсионным спектрометром IncaEnergy-300 и на модернизированном микроанализаторе МАР-3. Анализ осуществлялся при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 20 сек и диаметре зонда 2-3 мкм. Для повышения достоверности анализа в окрестностях каждой точки производилось по несколько параллельных замеров. Часть исследований минералов осуществлялась в Музее Естественной Истории (Лондон) с использованием электронного сканирующего микроскопа Jeol 5900LV SEM с Oxford INCA EDS при ускоряющем напряжении 15 кВ и токе зонда I нА и на микроанализаторе Cameca SX50 WDS при ускоряющем напряжении 15 кВ и токе зонда 20 нА (для карбонатов) и 20 кВ и токе зонда 20 нА (оксиды, силикаты, фосфаты). Диаметр зонда варьировал от 1 мкм (оксиды и мелкие зерна) до 20 мкм (для карбонатов), в зависимости от размера зерен. Количество окисного и закисного железа в минералах определялось стихиометрией.

Для диагностики �

Информация о работе

Дорошкевич, Анна Геннадьевна
доктора геолого-минералогических наук
Улан-Удэ, 2013
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы