Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей

Врублевский, Василий Васильевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей"

На правах рукописи

ВРУБЛЕВСКИЙ Василий Васильевич

ПЕТРОЛОГИЯ КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ КОНСОЛИДИРОВАННЫХ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ на примере Южной Сибири и Тянь-Шаня

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Новосибирск 2003

Работа выполнена на кафедре динамической геологии Томского государственного университета

Научный консультант:

доктор геолого-минералогических наук профессор В.П. Парначев

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук

профессор В.А. Кононова

доктор геолого-минералогических наук

профессор А.Э. Изох

доктор геолого-минералогических наук

профессор А.Ф. Коробейников

Оппонирующая организация:

Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург

Зашита состоится "29" октября 2003 г. в 10.00 часов на заседании диссертационного совета Д 003.050.06 при Объединенном Институте геологии, геофизики и минералогии им. акад. A.A. Трофимука СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, г. Новосибирск-90, просп. Академика Коптюга, д. 3.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН

Автореферат разослан "12" сентября 2003 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, доктор геолого-минералогических наук

2-ооз-А

142?С

ВВЕДЕНИЕ

Постоянный интерес петрологов к карбонатитам обусловлен не только специфической рудоносностью, нередко достигающей промышленных масштабов, но и уникальностью этих горных пород в генетическом отношении. При этом, несмотря на длительную историю изучения карбонаггитов, вопросы, касающиеся природы, механизма и физико-химических параметров их образования, остаются предметом острой дискуссии

Актуальность исследований. В отличие от платформенных карбонатитовых комплексов, проявление карбонаггитов в консолидированных складчатых областях (КСО) носит более эпизодический характер. Вместе с тем, являясь индикаторами рифтогенного режима и темпов наращивания континентальной коры, подобные образования складчатых зон требуют надежной возрастной и генетической интерпретации. По сравнению с платформами их идентификация осложняется большей вариативностью формационных типов, отсутствием периодичности проявления карбонатитсодержащих породных парагенезов, а также более значительным участием корового вещества в петрогенетических процессах. Установление первичной природы, закономерностей изменения вещественного состава и хронологической последовательности формирования карбонатитовых комплексов в складчатых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня позволяет расширить существующие представления о геодинамических обстановках, механизме и физико-химических параметрах карбонатитообразования, уточнить временные рубежи основных эпох континентального рифтогенеза и аккреции земной коры, характер и направленность химической эволюции и плюмовой активности мантии под разновозрастными литосферными блоками, а также оценить перспективы рудоносности кар-бонатиюв подобного класса

Цели и задачи исследований. В связи с недостаточной изученностью и отсутствием систематизированной информации по составу и происхождению карбонапгговых комплексов орогенов основная цель исследований состояла в разработке принципиальных петрологических моделей мантийно-корового карбонатитообразования, происходившего в обстановке специфического позднеколлизионного «рассеянного» рифтинга разновозрастных складчатых структур Енисейского кряжа, Алтае-Саянской складчатой области (АССО) и Южного Тянь-Шаня. Для решения поставленной проблемы было необходимо комплексное выполнение следующих задач

уточнение геолого-тектонической позиции карбонапгговых комплексов в структуре складчаго-глыбовых поясов;

формащгонная типизация карбонатитсодержащих породных парагенезов на основе анализа их вещественного состава,

изотопное датирование карбонатитовых комплексов с их последующей возрастной корреляцией с основными эпохами тектоно-магмэтической активизации складчатых областей,

установление природы и закономерностей эволюции источников вещества кар-

бонатитов.

сравнительный анализ общих закономерностей карбонатитового магматизма складчатых областей на примере Северной Азии

Фактический материал и методы исследований. В основу диссертационной работы положены результаты исследований, проводившихся автором в течение 1979-2001 г г на территории Северной Азии в составе научных групп Томского госуниверситета и ИГЕМ РАН (г. Москва), включая работы в рамках федеральных программ- «Интеграция», «Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов для Госгеолкарты-ЮОО», «Изучение карбонатитов юга Сибири»

РОС. НАЦИОНАЛЬНАЯ I БИБЛИОТЕКА |

С.Петербург ^ЧгЛ 09 100^ *ЯЯ" /

Саяна, Южной Монголии, Западного Забайкалья Материал для прецизионных аналитических исследований отбирался по схеме, предусматривающей петрографическое изучение (~2000 прозрачных шлифов и аншлифов) и подготовку мономинеральных фракций (235 обр). За время работы выполнено более 300 микрозондовых анализов минеральных фаз и микровключений в них, 228 определений химического состава пород методами РФ А, ИНАА и ICP-MS, 212 измерений изотопного состава кислорода (132 ан ), углерода (54 ан ), водорода (16 ан) и серы (10 ан), 73 изотопных Rb-Sr (53 опр) и Sm-Nd (20 опр) анализа в породах и минералах, проведены термометрические исследования (107 опр) методами гомогенизации, декрепитации, газовой хроматографии и люминесценции Аналитические результаты обрабатывались методами многомерного регрессионного анализа, математического программирования и факторного анализа

Научная новизна. Диссертация представляет петрологическое исследование карбона-титовых комплексов, расположенных в складчато-глыбовых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня На основании впервые полученных данных по изменчивости химизма породообразующих минералов, геохимии петрогенных и редких элементов, изотопному составу стронция, неодима, кислорода, углерода, водорода и серы установлены мантийно-коровая природа, магматическое (метамагматическое) происхождение и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих щелочных силикатных пород Методом сравнительного анализа проведена формацион-ная гипизация карбонат итовых комплексов орогенных поясов, выявлена их индикаторная роль в процессах континентального позднеколлизионного рифтогенеза, вызванного периодичностью плюмовой активности мантии под Северной Азией Совокупность полученных научных результатов позволила разработать концептуальные петрологические модели карбонапггообра-зования в менее жестких по сравнению с платформами участках земной коры.

Основные защищаемые положения

1. Карбонатитовый магматизм в консолидированных складчатых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня проявлялся неоднократно в широком возрастном диапазоне от позднего ри-фея-вецда до позднего мезозоя включительно и имел полиформационный характер По петрографическим и морфогенетическим признакам породных ассоциаций выделяются (а) ортомаг-мэтические карбонатиговые комплексы щелочно-основной и щелочно-ультраосновной формаций; (б) мстамагм этические линейные фенит-карбонатитовые комплексы, пространственно не связанные с щелочными изверженными породами

2 Карбонатиты opiомагмэтических комплексов формируются в результате кристаллизационного фракционирования и последующего ликвацио иного расслоения карбонатизированных щелочных расплавов различной основности Магнезиокарбонаггиты линейных метамагма-тических комплексов представляют собой продукты кристаллизации субсолидусной щелочно-доломитовой магмы, образующейся при парциальном плавлении карбонатизированных мантийных перидотитов Дегазация этого расплава в верхних горизонтах литосферы приводит к фенигизации вмещающих пород и обособлению гетерогенного флюида с метеорной компонентой, под воздействием которого происходят поздне- и постмагматические преобразования, маскирующие первично-магматическую природу карбонатитов

3. Геодинамический режим формирования карбонаггитовьгх комплексов консолидированных складчатых областей, в отличие от платформенных сегментов земной коры с проявлением крупных рифтовых структур, соответствовал сложной обстановке активных континентальных окраин и определялся процессами рассеянного рифтинга, происходившего на завершающих стадиях косой коллизии типа островная дуга-континент или микроконтинент-континент. Возникновение локальных магмопроницаемых зон растяжения (по типу структур pullapart) обусловлено сдвиговыми деформациями в уже достаточно консолидированной окраин-но-континенгальной коре на фоне еще продолжающегося коллизионного сжатия Пространственное совмещение островодужной и внутриплатной геодинамических обстановок приводит к смешению вещества разноуровневых мантийных источников и конвергентности геохимических признаков интрузивных образований

4. Магматические породы карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей имеют смешанную мантийно-коровую природу. Собственно мантийная компонента разновозрастных ассоциаций отличается степенью деплетированности магмогенериру-юшего субстрата Максимальной истощенностью источников, сопоставимой с еЫс1-параметрами астеносферных и нижнемантийных резервуаров Н1Ми и РЯЕМА или их комбинаций с материалом МСЖВ- и ЕМ 1-доменов, характеризуются древние позднедокембрийско-раннепалео-зойские карбонатиговые комплексы в складчатом обрамлении Сибирского кратона В составе мезозойских и более молодых карбонатигсодержащих ассоциаций, сформировавшихся на континентальной коре повышенной мощности, преобладает вещество обогащенной литосферной мантии типа ЕМ I.

5 Отсутствие сквозных тектонически ослабленных зон в условиях общего регионального сжатия и повышенной мощности земной коры существенно осложняет подъем магматических расплавов к поверхности и способствует их более широкомасштабной контаминации компонентами вмещающих пород на уровне подводящих каналов и промежуточных камер Ее коровый характер особенно отчетливо проявляется в закономерных вариациях изотопного состава стронция, кислорода и углерода, которые свидетельствуют о селективном поступлении в магму вещества обогащенных стронцием захороненных рассолов, мобилизованных из осадочных пород благодаря тепловому воздействию интрузий

Практическая значимость исследований. Полученные результаты позволяют уточнить временные рубежи основных эпох тектоио-магматической активизации, связанной с плюмовой активностью мантии под Северно-Азиатским сегментом литосферы, а также провести возрастную корреляцию и определить позицию изученных карбонатитовых комплексов в общей схеме магматизма региона Установление природы карбонагитов КСО как поли форм а-ционных и гетерогенных образований повышает вероятность их обнаружения, в том числе и более низкотемпературных рудоносных фаций, в различных магматических комплексах повышенной щелочности Выявленные особенности поведения редких элементов, стабильных и радиогенных изотопов дают возможность разработки геохимических критериев для оценки и уточнения геодинамических режимов формирования карбонатитовых комплексов, их потенциальной рудоносности и металлогении в зависимости от характера и масштабов мантийно-корового взаимодействия и постмагматических процессов

Публикации и апробация работы. Результаты проведенных исследований опубликованы в 44 статьях и тезисах докладов, излажены в содержании трех тематических научных отчетов Основные материалы и положения работы были представлены на международных конференциях («Структура и эволюция минерального мира», Сыктывкар, 1997, «Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород», Санкт-Петербург, 1998; «Структурный анализ в геологических исследованиях», Томск, 1999. «Новые идеи в науках о Земле», Москва, 1999, «Континентальный рост коры в фанерозое на примере Центральной Азии», Новосибирск, 2001), 9, 11 и 12 ежегодных международных геохимических конференциях им В М Гольдшмидта (Кембридж, Хот-Спрингс, США, 1999, 2001; Давос, Швейцария, 2002), 31 Международном геологическом конгрессе (Рио де Жанейро, Бразилия, 2000), Втором Всероссийском петрографическом совещании «Петрография на рубеже XXI века Итоги и перспективы» (Сыктывкар, 2000), XIV, XVI и XIX семинарах по геохимии магматических пород (ГЕОХИ, Москва, 1988, 1991, 2000), XI, XII и XV симпозиумах по геохимии изотопов (Москва, 1986, 1989, 1998), всесоюзных, всероссийских и региональных конференциях по проблемам геологии, петрологии и геохимии (Томск, 1983. 1998, 1999, 2000, 2001, 2002; Сыктывкар, 1985; Москва, 1987, 2002; Иркутск, 1998, Санкт-Петербург, 1999)

Диссертация состоит из четырех частей, введения и заключения Общий объем работы составляет 303 страницы, включая 109 иллюстраций и 51 таблицу с аналитическими данными, список литературы из 472 наименований.

Благодарности. Моими первыми учителями по петрологии магматических пород были

профессор М П. Корту сов, ныне покойный, доктор геол.-минер, наук Р.М Яшина и мой отец В течение всей работы над диссертацией автор пользовался постоянной поддержкой и вниманием своего научного консультанта - профессора В.П Парначева. Сбор и обработка полевых материалов были бы невозможными без содействия коллег-геологов П В Осипова, Н А. Макаренко. О М Гринева, В Н Елисафеню, С Ю Гельрода, А И. Мостовского, С А Корча! ина, В.Н Маркова, Б Б. Саковича, В И. Крупчагникова, В М. Ненахова, ПА Хрестенкова

Особую благодарность автор выражает сотрудникам кафедры петрографии и лаборатории структурной петрологии и минерагении Томского госуниверсдаета за всемерную помощь при проведении исследований, ценные советы и критические замечания Организации научной работы во многом способствовала поддержка заведующего лабораторией И Ф Гергнера, декана геолого-географического факультета ГМ Татъянина, а также председателя Геологического общества России В П. Орлова

Искреннюю признательность за проведение аналитических исследований автор выражает научным сотрудникам лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГИН РАН и ИМГРЭ Б.Г Покровскому, В Н. Кулешову и Д 3 Журавлеву Совместное с ними обсуждение проблем изотопной геохимии оказало неоценимую помощь в понимании важнейших закономерностей карбонаггитогенеза Многим автор обязан сотрудникам ИГЕМ РАН, ОИГГМ СО РАН и ТГУ АД Бабанскому, И.П Солововой, А В Гирнису, С.Е Борисовскому. А И. Цепину, В А Боронихину, Г.Н Муравицкой, Н В ТрЬневой, И П Лапу тиной, Г.Н Аноши-ну, В Н Королюку, А А Томиленко, С И Коноваленко, Ю Л Погорелову, Н Н Борозновс-кой, ТС Небера, а также работникам Аналитических центров ТПУ, ИМГРЭ, СО РАН и УрО РАН, обеспечившим выполнение микрозондовых, минералотермометрических и геохимических исследований

На окончательное формирование научных взглядов автора плодотворно повлияли консультации и обсуждение различных петрологических аспектов щелочного магматизма и кар-бонатитогенеза с Р.М Яшиной, В А Кононовой, О А Богатиковым, Е Д Андреевой, В А Пер-вовым, Е В Свешниковой, В П Петровым, В И Коваленко, В В. Ярмолюком, В А. Павловым, A.A. Глаголевым, И Т. Расс (ИГЕМ РАН), Л.С. Бородиным (ИЛС РАН), М П. Орловой (ВСЕ-ГЕИ), А Э Изохом, Н.М Подгорных, В В. Ревердатто, Г.В Поляковым, А Г. Владимировым, П А. Бапыкиным (ОИГГМ СО РАН), М П Кортусовым, А И Гончаренко, И.Ф. Гертнером, П А Тишиным, О М Гриневым, В П. Парначевым, H.A. Макаренко (ТГУ), Л П. Рихвановым (ТПУ) Безотказную помощь в оформлении работы оказали Д Ю Голованов, ТФ. Наумова, Т.С. Краснова, Д Н Войтенко, И Ю Уткин Пользуясь случаем, автор выражает всем глубокую благодарность.

Исследования по теме диссертационной работы проводились при финансовой поддержке Минобразования России (грант Е 02-9 0-92), ФЦП «Интеграция» (проект Е 0254), НП «Университеты России» (проект УР 09 001 08), федеральных программ МПР России «Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов для Госгеолкарты-1000» и «Изучение карбонапггов юга Сибири»

ЧАСТЬ 1. ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ КАРБОНАТИТОВ

В первой части работы рассмотрены общие вопросы современной систематики и номенклатуры. формационной принадлежности, вещественного состава и происхоясдения карбо-натитов

Согласно существующей классификации к первичным карбонгггигам относятся существенно карбонатные магматические породы, которые по особенностям химического состава предлагается подразделять на кальииокарбонагты, магнезиокарбонаппы, феррокарбонатиты и нагрокарбона-тигы (Woolley. Kempe, 1989) При этом большинством исследователей отмечается их редкометальная специфика, исходно-мантийная природа вещества и обычно наблюдаемая пространственная и генетическая связь с щелочными породами. В последнее время накапливается все больше геологических фактов, свидетельствующих о разноформационном характере карбонапггогенеза. Наряду с широко

распространенными карбонатигами щелочно-ультраосновных комплексов, выявляются их комагма-тичные ассоциации с порозами щелочно-мафитовых и щелочно-салических формаций различной геохимической специфики, образующиеся в результате континентального рифтинга не только на платформах, но и в консолидированных складчатых областях Для более редких линейных фениг-карбо-нягитовых комплексов взаимосвязь карбонагитов с щелочными магмапитами иногда вообще не устанавливается. Также вызывают интерес отдельные карбонагитсодержащие ассоциации, сформированные на коре океанического типа В связи с разнообразием состава, условий и обстановок проявления карбонагпповмх комплексов их формашокно-генетическая типизация представляет собой довольно сложную задачу, еще далекую от разрешения В качестве примера совершенствования подобной систематики можно привести классификацию, в которой учитываются не только геолого-сггрук-турные параметры породных парагенезов, но и предполагаемое соотношение объемов расплава и флюидной фазы в карбонагитообразующих системах (Бородин, 1994) Характером эволюции этих систем во многом определяется диапазон вфиадай вещественного состава и металлогеническая специализация карбонагитов Их гетерогенная природа, обусловленная различными масштабами ман-тийно-юрового взаимодействия и постмагмашческих процессов, в ряде случаев существенно затрудняет идентификацию источников вещества карбонатитвого магматизма и оценку его перспективной руцоносности

Наиболее популярные современные петрологические модели карбонагкгогенеза базируются на представлениях о магматическом происхождении первичных карбонатитовых жидкостей и предусматривают два принципиально возможных механизма их возникновения: (а) прямое частичное плавление карбонатизированных мантийных перидотитов с появлением суб-солидусной магмы щелочно-доломигового состава, (б) дифференциация мантийных карбонатизированных щелочных силикатных магм, приводящая к образованию остаточных солевых расплавов-растворов карбонатитовой специфики (Carbonatites..., 1989, Bell et al, 1998). Гипотеза о существовани родоначальной карбонатитовой магмы особенно актуальна и привлекательна в том случае, когда формирование карбонагитов не сопровождается сколько-нибудь значительными объемами обычно ассоциирующих с ними щелочных силикатных пород и в то же время OTcyi ствукгг явные признаки развития метасоматических процессов В многочисленных экспериментах с природными карбонэггизированными перидотитами типа паргаситовых и фло-гопишвых лерцолитов, шпинелевых гарцбургитов или верлитов (Wylhe, Huang, 1975, Wallace, Green, 1988. Eggler, 1989. Рябчиков и др, 1989, 1993, Thibault et al, 1992; Dalton, Wood, 1993; Sweeney, 1994; Yaxley, Green, 1996, Dalton, Presnall, 1998; Lee, Wyllve, 1998, 2000) было показано, что при очень малой степени (< 1 %) парциального плавления этих пород в интервале давлений от 2,0 до 3,2 ГПа (Т"01000-1300") образуются близсолидусные высокомагнезиальные (Ca! Ca-t-Mg -0,5-0,7, SiO, < 8 мае %) карбонатные жидкости, для которых характерно повышенное (-5-7 мае. %) суммарное содержание щелочей Характер фазовых равновесий в модельных системах, имитирующих натуральные перидотиты, также свидетельствует об образовании небольших по объему фракций подобного расплава в широком диапазоне давлений (2,5-7,0 ГПа) и температур ( 1230-1450"C) (Dalton, Presnall, 1998, Moore, Wood, 1998, Lee, Wyllie, 1998,2000) В опытах отмечается высокая подвижность и химическая реактивность карбонатитовых жидкостей и, несмотря на некоторую проблематичность процессов их отделения от минерального метр икса, сегрегации и адиабатического подъема к поверхности, предполагается, что транспортировка таких расплавов из мантии в земную кору возможна и осуществляется либо путем медленного просачивания, либо в виде обособленных пузырьков, перемещающихся с веществом мантийного плюма. В связи с этим важно подчеркнуть, что в природных условиях возникающая карбонатитовая магма сохраняется без изменений в температурном интервале примерно 200"С выше солидуса. При достижении его термодинамических параметров она начинает кристаллизоваться с выделением СО, и в случае, если равновесие с вмещающим перидотитом продолжает поддерживаться, вынуждена израсходовать себя полностью с преобразованием лер-цолита в верлит в соответствии с реакцией: жидкость + орх ol + ерх + С02 В рамках обсуждаемой концепции исследователями допускается, что в благоприятен тектонической обстановке вы-

деление С02 в ходе начавшейся кристаллизации будет способствовать увеличению масштабов тре-щиноватости и проницаемости вышележащей лигосферной оболочки Это позволит избежать уравновешивания первичных Mg-карбонатитовых расплавов с веществом окружающей мшггии и предоставит им возмож1Юсть сравнительно быстрого транспорта с глубин около 70 км к поверхности В качестве дополнительных факторов успешного подъема и последующей кристаллизации магмы на коровых уровнях рассматриваются предварительное «бронирование» стенок подводящего канала метасомагическим верлигом вплоть до 1раницы Мохо, а также высокую степень ее насыщенности летучими компонентами

Большинство специалистов, не отрицая вероятности генерации мантийной щелочно-доломитовой магмы, признает более закономерным обычно наблюдаемые комагматичные ассоциации щелочных пород и карбонатитов и отдает предпочтение механизмам формирования карбонатитовых жидкостей путем кристаллизационного фракционирования и ликвации карбо-натизированных щелочно-ультраосновных и основных магм уже в условиях земной коры Считается, что максимальное насыщение солевым «протокарбонатитовым» веществом и спровоцированное этим ликвационое силикатно-карбонатное расслоение достигается в производных магматических расплавах ийолитового, мелилит-нефелинитового, турьяитового и даже фоно-литового состава При этом геологические данные подтверждаются результатами экспериментальных исследований, свидетельствующими о возможном физическим отделении в этих случаях как высококальциевой низкощелочной (СаО -54-36 мае %, Na,0+K,0 -4-12 мае %), так и обогащенной щелочами (Na20 до 28 мае %) карбонатитовой жидкости (Freestone, Hamilton, 1980, Le Bas, 1987; Kjarsgaard, Hamilton, 1988, 1989. Kogarko et al, 1991; Kjarsgaard et al, 1995. Соловова и др , 1996, Nielsen et al, 1997, Veksler et al, 1998, Kjarsgaard, 1998 и др ) Повышенная щелочность, часто наблюдаемая у подобных экспериментальных расплавов, заставляет некоторых исследователей предполагать кумулятивную природу существенно кальцитовых карбонатитов (Harmcr, Gittms, 1997, Kjarsgaard, 1998) Изучение солевых микровключений в минералах карбонатитов и ассоциирующих щелочных пород показывает, что наиболее оптимальные условия для силикатно-карбонатного жидкостного расслоения достигаются при Р -2-4 кбар и "PC -800-1100" (Ferguson, Curre, 1971; Романчев, Соколов, 1979, Le Bas, Aspden, 1981, Korap-ко и др , 1992; Соколов, 1993, Соловова и др, 1996, Андреева и др, 2001 и др.) Наряду с природными образцами сходные термодинамические и композиционные параметры существования широкой области несмесимости также фиксируются в модельных системах При этом отмечается, что, в отличие от температуры, с увеличением которой разрыв смесимости последовательно сужается, роль давления и состава подобных систем в ликвационном процессе не так однозначна (Baker, Wyllie, 1990. Lee, Wylhe, 1996, 1997, 1998. Brooker, 1998)

ЧАСТЬ 2. ГЕОЛОГИЯ, ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И ГЕОДИНАМИКА КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ ЮЖНОЙ СИБИРИ И ТЯНЬ-ШАНЯ

Карбонатигсодержащие ассоциации, обсуждаемые в данной работе, представляют собой пространственно обособленные породные парагенезы. которые предлагается выделять в качестве автономных магматических комплексов «ортомагмагического» и «метамагматическо-го» типа Под «ортомагматическичи» подразумеваются синхронные ассоциации высокотемпературных карбонатитов и силикатных магматических пород, относящихся к производным преимущественно щелочно-основной и щелочно-ультраосновной формаций В «мегамагматичес-ких» линейных фенит-карбонагиговых комплексах изначально мантийные магмагогенные карбона-тигы обычно пространственно не связаны с щелочными изверженными породами и несут следы широкомасштабных вторичных преобразований флюидной природы

Рассмотренные карбонатитовые комплексы, за исключением Матчайского щелочного плутона в Южном Тянь-Шане, расположены в разновозрастных структурах складчатого об-

рамления Сибирского кратона и, в отличие от платформенных обстановок, большинство из них является представителями гцелочно-базитовой формации Наряду с верхнепетропавловским (Кузнецкий Алатау), эдельвейс (Горный Алтай), харлинским (Юго-Восточная Тува) и матчайс-ким (Туркестано-Алай) комплексами, к данному форм ациокному типу относятся ассоциации калиевых шелочно-основных пород и карбонатитов Западного Забайкалья и Южной Монголии (комплекс Мушугай-Худук) Менее характерны для областей консолидированной складчатости карбонагиты, комагм этичные породам щелочно-ультраосновной формации (докембрий-ские комплексы Восточно-Саянской провинции), а также фениг-карбонатиговые парагенезы типа пенченгинского линейного комплекса на Енисейском кряже.

ПЕНЧЕНГИНСКИЙ ФЕНИТ-КАРБОНАТИТОВЫЙ МЕТАМАГМАТИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА

Пенченгинский фенит-карбонатитовый комплекс линейного типа расположен на юге Заангарской СФЗ Енисейского кряжа (59° 17' СШ, 94" 12' ВД) в водораздельной части верховий рек Большая Пенченга и Татарка Ареал распространения его пород представляет собой протяженную (до 25 км при ширине 2-6 км) субмеридиональную зону, образованную чередованием крутопадающих пласто- и линзообразных тел магнезиокарбонатитов мощностью до 120-150 м и сопряженных с ними широких фенитовых ореолов В тектоническом отношении она приурочена к Татарскому глубинному разлому, отделяющему блок одноименного антиклинория от Каитьбинского прогиба Приенисейской области байкалид Карбонагиты занимают субсогласное положение относительно вмещающих мезопротерозойских мраморов, кристаллосланцев и метабазитов

По своей минералогии карбонагиты заметно отличаются от апосланцевых. апоамфибо-литовых и апомраморных фенитов и характеризуются устойчивой первичной ассоциацией доминирующего ферродоломига с магнезиоарфведсонитом, флогопитом, фторапатитом, кальцитом, а также акцессорными пирохлором, магнетитом, пирротином, ильменорутилом, колумбитом и цирконом. Особенности состава силикатов и пирохлора свидетельствуют о высокотемпературном магматическом генезисе карбонатитов. По соотношению главных петрогенных компонентов СаО, MgO и EFcO породы классифицируются как магнезиокарбонаяппы и композиционно (MgO -15-16 мае %, Mgtf 80-90) сопоставимы с экспериментальными щелочно-доло-митовыми расплавами, которые принято рассматривать в качестве возможных исходно-мантийных карбонатитовых магм (см. часть 1) В обогащенных апатитом и пирохлором породных разновидностях уровень накопления и характер распределения фосфора (Р,05 до 9-10 мае. %) и большинства типоморфных редких элементов (Sr-3400-9320, Zr-23-163, Nb -260-14984, STR -814-2010 г/т) приближается к среднему магнезиокарбонатиту (рис. 1, 2) Нормализация концентраций некогерентных элементов к составу 01В - эталону внутриплатного магматизма показала сравнительную обогащенность (в 10-100 раз) карбонатитов легкими РЗЭ, Nb, Sr, Р. сходный с OIB уровень Та, Y, Yb и обеднение цирконием, гафнием и барием. В связи с низким содержанием последнего Sr/Ba-отношение в породах (~ 17-112) в несколько раз превышает этот параметр в продуктах даже наиболее ранних стадий карбонатитогенеза С другой стороны, концентрации Nb, Та, Zr, Hf и их отношения (Nb/Ta -10-1416, Zr/Hf -7-400) менее постоянны и широко варьируют, различаясь между собой на 1-2 порядка и перекрывая диапазон значений, свойственных как магматическим, так и гидротермально-метасоматическим магнезиокарбона-титам (Багдасаров, 1994) Эти колебания свидетельствуют о поздне- и постмагматических преобразованиях, что подтверждается выявленными изотопно-геохимическими особенностями пород Принимая во внимание значительную деплетированность их источника (см. часть 3), а также довольно разнотипный характер поведения некоторых HFS- и LIL-элементов, следует допустить, что поступление, например, стронция и редких земель в зону магмогенерации могло происходить непосредственно перед началом плавления материала мантии

Pic. 1. Распределение редкоземельных элементов в породах карбоншшсодержащих комплексов Концентрации РЗЭ нормированы по хондриту Cl (Sun, McDonough, 1989) Пенченгинский комплекс спектры распределения элементов в индивидуальных образцах в соответствии с их номерами обозначены стрелками; на правом рисунке показаны составы среднего магнезиокарбонэтита (сплошная жирная линия) (Woolley. Kempe, 1989) и доломитовых карбонатитов комплекса Невания (линии, маркированные кружками) (Viîadkar, 1998) в сравнениии с карбонатитами пенченпшского комплекса (паля I и П показывают различную степень обогащения РЗЭ) Верхнепетропавловский комплекс 1 - субщелочное габбро, 2 - тералит, 3 - полевошпатовый ийолит, 4 - интракарбонатитовый фойяит, 5 - карбонатит Комплекс эдельвейс- показаны спектры составов карбонатитов (поле серого цвета), слюдяных клинопироксенитов (линии, маркированные кружками), щелочных сиенитов (линии, маркированные квадратами) Сплошной жирной линией отмечен спектр РЗЭ в среднем кальциокарбонатите (Woolley, Kempe, 1989) Харлинский комплекс: показаны составы карбонатитов (поле серого цвета) и кальцитсодержащего ийолита (точечный пунктир) Харлинсюго массива, кар-бонатитовой жилы и нефелин-калыштовой породы Баянкольского и Чикского массивов (поле с вертикальной штриховкой), сплошной жирной линией обозначен спектр РЗЭ среднего кальциокарбонатита. Матчайский комплекс, показаны составы хсексига (сплошная жирная линия), нефелинового сиенита (пунктир), щелочных и кварцевых сиенитов (пале с вертикальной штриховкой), карбонатитов, обедненных (поле серого цвета) и обогащенных РЗЭ (линия, маркированная квадратами) карбонатитов

RfcBaThU К Nb Ta La Ce & Nd F Hf?r 8m T1 Tb V Yb

Рис. 2. Спектры распределения гидромагматофильных элементов в породах карбонатит-содержащих комплексов

Содержания элементов нормированы по составу базальтов океанических островов (OIB) (Sun, McDonough, 1989) Пенченгинский комплекс, серым цветом показано композиционное поле карбо-натитов, обогащенных фосфором и РЗЭ (тонкая сплошная и точечная линии - карбонагтиты с низким содержанием этих элементов), сплошная жирная линия - средний магнезиокарбонаггит (Woolley, Kempe, 1989) Верхнепетропавловский комплекс, показаны спектры составов тералитов и основных фойдолитов (поле серого цвета), интракарбонатитовых фойяитов (жирный пунктир), карбонатитов (линии, маркированные квадратами), субщелочного габбро (точечный пунктир) Комплекс эдельвейс. показаны спектры составов карбонатитов (поле серого цвета), слюдяных клинопироксенитов (сплошная жирная линия), щелочных сиенитов (точечный пунктир) Харлинский комплекс составы карбонатитов (поле серого цвета) и кальцитсодержащего ийолита (сплошная жирная линия) Мат-чайский комплекс, спектры щелочных пород (жирная линия - эссексит, пунктир - нефелиновый сиенит, точечный пунктир - щелочной сиенит, серый фон - составы 3-х образцов нефелиновых и щелочных сиенитов Матчайского и Кульпского массивов по неполным аналитическим данным), спектры карбонаггитов, обедненных (серый фон) и обогащенных (жирная линия) РЗЭ

ОРТОМАГМАТИЧЕСКИЕ КАРБОНАТИТСОДЕРЖАЩИЕ КОМПЛЕКСЫ

Верхнепетропавловский комплекс Кузнецкого Алатау

Характерной чертой геологического развития Кузнецко-Алатаусского складчатого сегмента АССО является широкое распространение в его северной части небольших по размерам щелочно-мафитовых интрузий, тектоническое положение которых контролируется сочетанием пликативных и грабеноподобных структур До последнего времени их формирование связывалось с процессами рифтогенной деструкции в раннем-среднем девоне (Андреева, 1968; Довгаль, Широких, 1980, Корту сов и др, 1986; Гринев, 1990, Континентальный . , 1996)

Ассоциация щелочных пород с карбонатитами, выделяемая нами как верхнепетропавловский комплекс, установлена в пределах только одного, одноименного щелочно-базитового плутона (Врублевский и др, 1989), который залегает среди основных эффузивов среднекемб-рийского возраста в верховьях рч Петропавловки (55°00' СШ, 88°12' ВД), левого притока р Б Тулуюл. Штокообразное тело комагмэтичного им субщелочного габбро (-3 км2) в зоне тектонического нарушения инъецировано жило- и пластообразными телами тералитов, основных фой-долигов, фойяитов и кальциокарбонатитов, рассматриваемых в качестве единой серии последовательных дифференциатов в составе комплекса. Щелочные породы в целом характеризуются пониженной кремнекислотностью (ЯЮ, 44-53 мае %), повышенной кальциевостью (СаО до 8-16 мае %) и глиноземистосгью (АЦО, 15-23 мае %), имеют К-Ыа специфику (№,0 3-10, К.О 1-4 мае %) и по своему составу относятся к производным К-№ щелочно-основной формации Установленные закономерности изменения химизма их ведущих породообразующих минералов - кальциевых клинопироксенов (диопсид-, салит и ферросалит-фассаиты, но 52-54 еп 203216-24), нефелина (пе 66-74 кз 15-21 ап 4-11 щ: 2-7) и полевых шпаггов (олигоклаз-андезин ап 23-46, Ыа-ортоклаз ог 41-57 аЬ 37-53) согласуются с общей направленностью (боуэновский тип фракционирования) эволюции исходной шелочно-базитовой магмы (Врублевский, 1989)

Карбонагитовые жилы (мощностью 0,1-8 м) имеют резко секущие контакты с другими породами, за исключением фойяитов, пересечения с которыми не установлены Они сложены кальцитом, салит-фассаитом (\уо 54 еп 31 /! 15), ферромонтичеллитом (/"-0,32-0,38), фтора-патитом (Р до 2 мае. %) и титаномагнетитом, содержания которых варьируют в широких пределах Спорадически встречаются флогопит, пирротин, пирит и бастнезит (Врублевский и др , 1989, Толстых и др, 1991) Присутствие ферромонтичелдита, нередко встречающегося в карбонатитах щелочно-ультраосновных массивов, косвенно указывает на малоглубинные условия формирования карбонатитов комплекса С этим фактом согласуется повышенное содержание магния (М^^О -2 мае. %) в ассоциирующем с ним титаномагнетите, который имеет неоднородное строение в виде эмульсионных структур высокотемпературного (~858°С) распада твердого раствора магнетит (ТЮ2 -2-8 мае %)-плеонаст(М§/Ре 1,5-2,0) По сравнению с силикатными породами карбонатиты представляют существенно кальциевые (СаО -44-52 мае %) разновидности с высокими концентрациями СО, до 30-32 мае % при относительно низких содержаниях других петрогенных компонентов. Изменчивость состава определяется количественными соотношениями породообразующих минералов и ограничена композиционной областью кальциокарбонатитов

Уменьшение магнезиальное™ в щелочных породах комплекса сопровождается постепенным снижением уровня концентраций сидерофильных Сг, Со, N1, Бс, V с одновременным накоплением ЯЪ, Ва, ТЬ, и и 1ЛЕЕ В рамках представлений о фракционной кристаллизации нарушением этой тенденции следует считать прогрессирующие возрастание концентраций Бг в более поздних дифференциалах, а также резкое снижение уровня содержаний РЗЭ в нефелиновых сиенитах (до -33 г/т ХТЯ; Ьа/УЬ -16) (рис 1), которые, как и карбонатиты (ХТЯ до -770 г/ т в среднем, Ьа/УЬ до -8,5-16), сформировались на заключительном этапе становления комплекса Учитывая высокие первичные отношения "^гЛЭт в его породах и минералах (Покровский и др, 1991, 1998; см часть 3), свидетельствующие о значительной коровой контаминации

цг

СИВ j.

.tJ

ÖD,

П +*

l-J E-MORB j-j N-MORB

0 10 20 30 40 so Zr/Nb

bj *

ОД о АКО • /

о / .

* ftä&ijir™3

Деплвтацм мтт^^ y^-TpWfl МОНОЦИИ ИСЩ'МИЛ бээдштэдшык мвга

T^TMORB

Рис. 3. Соотношения наюгереншых элементов в карбонагитах, щелочных и субщелочных породах Кузнедаэго Алатау и мантийных источниках базальтондных магм

1-5 - Верхнепетропавловский массив. 1 -субщелочное габбро, 2 - тералит, 3 - полевошпатовый шгалит, 4 - интракарбонатитовый фойяит, 5 - карбонатит, 6-8 - породы других щелочно-мафитовых плутонов Кузнецкого Алатау (Гертнер и др, 2002)' 6 - субщелочное габбро, 7 - основные и ультраосновные фойдоли-ты, 8 - нефелиновые сиениты (массивы Кия-Шалтырский, Горячегорский, г Дедовой) Принятые аббревиатуры. ОД - островные дуги, АКО - активные континентальные окраины Точечным пунктиром со стрелкой (на рис. "с") показаны характер и масштабы распределения 1.а между карбонатитовой и нефелинсиенито-вой жидкостями, образующимися при ликва-ционном расслоении фойдолитового расплава

магматических расплавов, следует допустить поступление в них дополнительных количеств чужеродного стронция с максимальным накоплением в карбонагитах (до -4660 г/т в среднем) Возможно, по этой причине отношение Sr/ Ва в данных породах достигает величин 5,67,0, приближаясь к средним значениям -9-10, характерным для наиболее ранних продуктов карбонатшогенеза С другой стороны, высокотемпературная (~900°С) магмагогенная природа карбонатитов комплекса не вызывает особых сомнений (Врубяевский и др, 1989) Поэтому, принимая во внимание явно выраженную комплемент арность распределения лантаноидов в карбонагитах и интракарбона-титовых нефелиновых сиенитах относительно основных фойдолигов (2TR до -155-170 г/т. La/Yb -10-12, рис. 1), в качестве наиболее вероятного механизма обособления карбонатиго-вой жидкости предполагается ликвационное расслоение некоторой части насыщенного солевыми компонентами фойдолитового расплава с последующим его физическим разделением на небольшие по объему нефелинсиенитовую и карбонатитовую фракции (Врубяевский, 1998) Выявленная закономерность поведения РЗЭ вполне соответствует данным по экспериментальным системам с ликвацией подобного рода (Hamilton et al, 1989, Jones et al, 1995; Veksler et al.. 1998), где отмечается преимущественное накопление редких земель в карбонатной фазе.

По сравнению с большинством типичных продуктов юонгиненталыю-рифтогенных систем, для пород щелочно-габброидных интрузий Кузнецкого Алатау в целом не характерно обогащение не только РЗЭ, но и многими другими HFS-элементами (Th 3-59, Nb 12-52, Та 0,4-1,6, Hf 0,9-2,9, Zr 64-164, Y 5-132 г/т, TiO, 0,4-1,3 мае %; рис. 2) Анализ их количественных соот-

ИГ

Ta/Yb

а □

„о° аа п ° * \

•о,

ЕВ,

ношений показывает, что в процессе образования родоначальной магмы происходило смешение вещества разноуровневых мантийных источников Судя по характеру распределения составов пород на различных дискриминационных диаграммах (рис 3), наряду с некоторым преобладанием материала надсубдукционных расплавов, характерных для проявлений островодуж-ного и окраинно-континентального магматизма, в щелочном петрогенезе также принимал существенное участие плюмовый компонент, больше соответствующий внутриплигному рифтогенному режиму (Гершф и др, 2002)

Принимая во внимание специфику геологического развития Кузнецкого Алатау как фрагмента раннепалеозойской островодужной системы (Берзин, Кунгурцев, 1996), на основании установленной конвергентности геохимических параметров следует заключить, что становление ассоциаций щелочно-базитовых пород в регионе происходило в условиях пространственного совмещения и последовательной смены окраинио-конгинентальной и внутриплитной геодинамических обстановок. Согласно результатам радиологического датирования (510-400 млн лет, УгиЫеувку « а1,2001, Врублевский и др , 2002) их формирование начиналось позднее основных фаз аккреции и складчатости, но, по-видимому, частично перекрывалось по времени с хронологическим интервалом образования коллизионных гранитоидов (510-470 млн лет, Рублев и др , 1995, Борисов и др , 1999, Владимиров и др, 2001) В згой ситуации заложение на уже достаточно консолидированной окраинно-континентальной коре локальных пгубоюпроникакл пих рифтинговых зон, обеспечивших подъем более глубинного плюмового материала, было обусло&тено сдвиговыми деформациями, возникновению которых на фоне еще продолжающегося коллизионного сжатия могло способствовать юсоориенмрован-ное сближение аккретируккцих тектонических блоков

Таким образом, синтез геохимических, геотектонических и возрастных данных с учетом пер-вично-мангайной природы вещества щелочных пород и карбонаппов Кузнецкого Алатау позволяет рассматривать их в качестве продуктов своеобразного рассеянного рифтинга тн «позднеюотлизион-ного» типа, происходившего на завершающих стад иях присоединения островодужной системы к окраине континента Степень участия материала деплетированной машии в магмогенезе определялась возможным отрывом слэба или затягиванием в зону субдукции фрагментов срединно-океанического хребта.

Комплекс эдельвейс Горного Алтая

Карбонатитсодержащий щелочно-основиой комплекс эдельвейс, выделяемый в юго-восточной части Горного Алтая (Панченко, 1970. Оболенская, 1983. Гусев и др, 1991), является одним из немногих исключений, учитывая, что проявления базитового магматизма повышеной щелочности, особенно раннепалеозойского возраста, для региона мало характерны Ареал распространения его пород в виде небольших по размерам штоко- и дайкообразных интрузий ограничивается южным склоном Северо-Чуйского хребта в районе водораздела рек Кускуннур, Тюте и Джело (50"12' СШ, 87°30' ВД) и приурочен к зоне сочленения Курайского и Чарышско-Терек-тинского глубинных разломов сдвиговой природы. До последнего времени на основании результатов К-Аг-изотошгого датирования щелочных пироксегапов и сиенитов комплекса считалось, что его становление происходило на мезозойском (159-207 млн. лет) этапе континентального рифтогеиеза

Только в одном из массивов комплекса эдельвейс, расположенного в верховьях р Кускуннур, левого притока р Чаган-Узун, в наиболее полном объеме установлена петрографическая ассоциация' клинопироксенит - габбро-пироксенит - щелочной сиенит - карбонатит В геологическом строении этого района принимают участие вендско-нижнекембрийские мрамо-ризованные известняки и вулканиты складчатого основания, которые несогласно перекрыты девонскими терригенно-карбонатными и вулканогенными отложениями с сохранением небольших по площади останцов нижнего яруса Изученный массив расположен в пределах одного из

таких эрозионных окон и морфологически состоит из двух сближенных крутопадаюших плас-тинообразных тел с обшей площадью выхода около 1,2 км2. Западный, больший по размерам, интрузивный сателлит, где максимально проявлетгы карбонатиты, расположен в зоне полимик-тового серпентинитового меланжа раннего кембрия. В его строении доминируют габбро-пиро-ксениты, рудные и слюдяные клинопироксенигы с преобладающим низкоглиноземистым (А120, ~2-4 мае. %) диопсид-салитом (н'о 48-50 еп 3 7-41 fs 11-14), а также титаномагнетитом (ТЮ2 до 3 мае %) и флогопитом (М§0 -20,4, А1,0, -12, ТЮ, -0,7 мае %). В северной, гипсометрически более высокой части интрузива среди мафических пород широко развиты дайко- и жилообраз-ные тела щелочных сиенитов, сиенит- порфиров, сиенит-пегматитов и карбонатитов, количество тел которых резко сокращается с увеличением глубины эрозионного среза. Силикатные породы по своей кремнекислотиости (8Юг -34-58 мае %), уровню и характеру щелочности (Ыаг0+К20 -0,5-14 мае %, 1С О/И а; О -0,6-1,8) соответствуют петрохимическим параметрам формации субкалиевых щелочных основных пород Однако отношение К20/Ыа20 в щелочных сиенитах может достигать значений 6-14, что более типично для пород калиевой геохимической специфики (Врублевский и др, 1999, Врублевский и лр, 2002).

Карбонатиты представляют собой преимущественно кальцитовые породы с нередко полосчатым распределением второстепенных минералов - флогопита (\flgO -20-22,2, А1,0, -9,512,3, ТЮ, -0,1-0,8 мае %), апатита, доломита, пирита в количестве от 5 до 20 % и более редких мелких кристаллов пирохлора Несмотря на изменчивость их валового химического состава, содержания главных петрогенных компонентов (СаО -50-54, Я ¡О, -0,7-12, MgO ~0,1-1,8, Ре20, -0,3-1,4, Р,0, -0,6-3,6, СО, -38,6-40 мае %), а также большинства типоморфных микроэлементов (вг 2123-5472, Ва 120-870,2г 45-82, ЫЬ 1,2-38, ТЯ+У 521-2126 г/т) соответствуют интервалам концентраций, установленным для кальциокарбонэтитов (\Voolley, Кет ре, 1989)

Как и в процессе становления верхнепетропавловского комплекса, при формировании ком агмэтичной серии комплекса эдельвейс происходит постепенное накопление стронция В породах последовательных фаз его содержание в среднем возрастает от 1200 г/т в пироксенитах до 1700 г/т в щелочных сиенитах и 4200 г/т в карбонатигах (Гусев и др, 1991: Врублевский и др, 1999) При этом отношение Яг/Ва в карбонатигах, варьирующее от 4,5 до 23,3, в большей степени характеризует их как ранние дифференпиаты карбонатитогенеза Вместе с тем, рассматривая процесс становления комплекса с классических позиций кристаллизационной дифференциации исходного шелочно-базитового расплава, следует признать закономерным только повеление сидерофильных Со, №, -Я с, V с устойчивой тенденцией уменьшения их концентраций в более поздних щелочных сиенитах и карбонатитах. Распределение большинства ТОБ-элементов не обнаруживает стабильной корреляции, согласующейся с обычным поведением петрогенных компонентов в ординарном процессе фракционирования. Учитывая сходный дифференцированный характер спектров РЗЭ в ассоциирующих щелочных сиенитах (Ьа/УЬ 54-108) и карбонатигах (Ьа/УЬ 48-111), а также их явную комплемектарность, особенно легких лантаноидов, по отношению к слюдянным клинопироксенитам (Ьа/УЬ 21-30. ЕТЙ. -300-450 г/т; рис 1), в качестве наиболее очевидной причины этого несоответствия предполагается сравнительно раннее ликваиионное расслоение насыщенной солевым веществом порции щелочно-базитового расплава с последовавшим обособлением двух консолютных магматических жидкостей щелочносиенигового и кальциокарбонатитового состава Заметная обед-ненность редкими землями щелочных сиенитов (ПТИ до - 98 г/т) на фоне одновременного обогащения данными компонентами карбонатитов коррелируется с известными экспериментальными данными, свидетельствующими о преимущественном накоплении РЗЭ в карбонатном ликвате Вместе с тем, ЫЬ, Та, Ъх и, частично, НГ избирательно концентрируются в щелочных сиенитах, а не в карбонатигах (рис 2), тем самым подтверждая тенденцию их перераспределения, главным образом, в силикатную составляющую синтетических ликвационных систем подобного типа В целом же, по уровню накопления гидромагматофильных элементов карбонатиты комплекса близки к среднему составу кальциевых разновидностей аналогичных пород

Широкие вариации содержаний ряда некогерентных элементов и их отношений в породах комплекса, обусловленные сочетанием процессов кристаллизационного фракционирования и ликвации, не позволяют провести точную геохимическую идентификацию тектонического режима магматической эволюции С одной стороны, уровень концентраций Ва, Th, U, Sr, Р, РЗЭ в целом ближе к внутриплитному источнику типа OIB Однако при сравнении базитовой составляющей комплекса с производными базальтоидного магматизма различных геодинамических обстановок отмечается, что по соотношениям Nb, Та, Zr, Hf, Y, Ti клинопи-роксениты композиционно в большей степени соответствуют островодужным известково-ще-лочным базальтам зрелой стадии развития субдукционного процесса По-видимому, как и в Кузнецком Алатау, образование ассоциации щелочных пород и карбонатитов контролировалось проявлением кратковременного рифтинга на завершающей фазе коллизионного сжатия Вероятными причинами их относительной обогащенное™ рядом некогеренгных элементов могли послужить более крутой наклон субдуцируемой пластины, степень зрелости континентальной коры и масштабы вовлечения ее материала в процесс магмогенерации

Харлинский комплекс Юго-Восточной Тувы

В настоящее время на территории Юго-Восточной Тувы в пределах Сангиленского нагорья установлено более десятка небольших по размерам (1,2-5 км2) нпоко- или плитообраз-ных щелочных интрузий, которые по петрографическому составу предлагается рассматривать в качестве производных магматической серии Э1 ирин-геденбергитовых фойяитов, ювшов и ийолит-уртитов (Яшина, 1982, Магматические .. , 1984) Их геологическое положение контролируется зонами тектонических нарушений, оперяющих крупные трансструктурные Северо- и Ценгрально-Сангиленский разломы В строении трех массивов - Харлинското, Баянкольского и Чикского, объединяемых в харлинский комплекс, принимают участие позднемагматические образования, которые по ряду признаков могут быть сопоставлены с карбонатигами или карбо-натитополобными породами

Харлинското массив, который является типовым для данной ассоциации, находится в северо-западной части Сангилена в зоне сочленения Агардаг-Эрзынского и Северо-Сангилен-ского глубинных разломов (50°34' СШ, 96°32' ВД), прорывает доломитсодержащие мраморизо-ванные известняки верхнего рифея и имеет тектонические контакты с окружающими нижнепалеозойскими гранитоидами В строении массива (~9 км2) примерно в равных соотношениях участвуют нефелиновые сиениты и более ранние ийолиты и ийолит-уртиты, отделенные друг от друга узкой зоной ювитового состава Главные породообразующие минералы в разных соотношениях предсташтены нефелином, клинопироксеном (от Na-салит-фассаига и титанистого эгирин-авгита до эгирин-салита и эгирин-геденбергита) и Na-ортоклазом В виде мелких каплевидных включений в этих минералах обычно присутствует первичный магматогенный кальцит Для щелочных пород характерны повышенные глиноземистость (А1,0, -14-26 мае. %) и основность (SiO, -42-53 мае %) с преобладанием натрия над калием (K,0/Na,0 -0,3-0.9, Na20+K,0-9-19 мае %), что позволяет относить их к K-Na-петрохимической серии При этом но соотношению петрогенных компонентов средний состав ассоциации композиционно сходен с тефритовой или лейкотефриговой магмой K-Ar возраст породообразующего нефелина 404±20 млн. лет приближенно соответствует хронологическому диапазону поздний силур - ранний девон и не противоречит геологическим данным

Карбонатигы формируют субвертикально залегающие жильные, дайко- и штокообраз-ные тела (при мощности 5-6 м и 40x100 м в сечении соответственно) с относительно простым минералогическим составом. Наряду с преобладающим кальцитом в количестве до 5-10 % в породах неравномерно распределены доломит, апатит, флогопит и титаном агнетит при полном отсутствии собственно редкометальных минералов Для карбонатитов характерна повышенная кальциевость (СаО -52-54 мае %) с более ограниченными вариациями других химических компонентов (MgO 1,5-4,37, Fe,0, 0,36-1,62, P,Oä 0,32-6,47, АЦО, до 0,37, SiO, до 2,14, Na.O

-0,5, К20 0,14-0,34 мае. %), что позволяет относить их к кальциокарбонатитам. По сравнению с щелочными породами они примерно в 4-8 раз обогащены стронцием (до -6000 г/т) и по величине Бг/Ва (~7-9,2) соответствуют наиболее ранним продуктам карбонатигогенеза Свойственный им общий уровень накопления РЗЭ также существенно выше (ХРЗЭ -423-650 г/т), хотя и уступает суммарным концентрациям в среднем кальциокарбонатите (рис. 1) Тем не менее, сходство конфигураций (Ьа/УЬ -10-28) спектров распределения в щелочных породах и карбонати-тах комплекса, несомненно, указывают на их комагмагичность. Геохимическое родство проявляется и в виде относительно близких отношений других НРБ-элеменгов (ЫЪ/Та 8-19, ТЬ/и 1,04-1,8, ТхИМ 25-72).

Достоверно уточнить природу магматического источника пород комплекса без привлечения полноценных данных по систематике радиогенных изотопов, по-видимому, пока не представляется возможным в связи с наблюдаемым эффектом контрастного перераспределения >1Ь, Та, 2г, Щ Бг и ЬШЕЕ (рис. 2), обычного для процессов силикатно-карбонатного ликвационного расслоения карбонатизированных щелочных магм (УеЫег е1 а1., 1998 и др.) Установленные геохимические особенности позволяют предполагать, что подобная ликвация происходила в максимально насыщенной солевыми компонентами порции фойяитового расплава. Вместе с тем, на дискриминационных геохимических диаграммах, имитирующих базальтоиды различных геотектонических режимов, для щелочных пород комплекса, также как и для сходных маг-матитов Кузнецко-Алатаусской провинции, свойственно конвергентное распределение составов относительно продуктов внугриплитного и окраинно-конгинентального магматизма Это позволяет предполагать геотектонически неоднородную обстановку становления харлинского комплекса со сменой геодинамических режимов в условиях континентальной окраины

Матчайский комплекс Южного Тянь-Шаня

Интрузивные комплексы щелочных пород, расположенные на территории Туркестано-Алайского сектора Южного Тянь-Шаня, представлены двумя пространственно разобщенными группами плутонов, которые ранее предлагалось относить к единой габбро-сиенитовой формации пермско-триасовош возраста (Шинкарев, 1978) При подчиненном развитии более ранних щелочных габброидов в их составе преобладают щелочные и нефелиновые сиениты, нередко в ассоциации с щелочно-гранитоидными породами В настоящее время по строению и петрографическим особенностям интрузии объединяются в виде зардалекского и матчайского автономных комплексов, локализованных соответственно в пределах Сурметашской и Зеравшанской СФЗ (Ненахов, Хрестенков, 1988).

Весьма необычная ассоциация карбонатитов и щелочно-салических пород отмечается только в отдельных массивах матчайского комплекса, расположенных в восточной части Алай-ского хребта (Майоров, Гаврилин, 1971: Ненахов и др, 1988, Ненахов, 1999). Особенно многочислен« проявления карбонатитов на юго-восточном эндо- и экзоконтакте Матчайского плутона, который прорывает силурийскую песчано-сланцевую толщу на площади около 30 км: в верховьях бассейна р. Сох (39°32' СШ, 70°47' ВД) Он приурочен к ядерной части крупной антиклинальной структуры и имеет этмолитоподобную форму В его строении принимают участие нефелиновые сиениты, щелочные сиениты, кварцевые щелочные сиениты, между которыми наблюдаются постепенные переходы (Перчук, 1964, Шинкарев, 1966, Ифантопуло, 1975) Щелочные габброиды встречаются здесь только в виде ксенолитоподобных образований, а пространственно ассоциирующие щелочные граниты иногда рассматриваются в качестве самостоятельного интрузивного комплекса По соотношению кремнекислотносги (вЮ, -43-66 мае %), общему уровню и характеру щелочности (N8,0+1^0 -6,4-16,2 мае. %, К,0/Ыа,0 -0,5-1,9) породы преобладающих интрузивных фаз массива следует относить к калиево-наггривой и, частично, субкалиевой, петрохимическим сериям. При уровне агпаитности КА-0,71-0,75 нефелиновые и щелочные сиениты обладают повышенной (А120, -16,5-23,5 мае %) глиноземистос-тью

Карбонатиты обычно образуют небольшие секущие жилы или штоковидные залежи (при мощности и протяженности до нескольких десятков метров), окруженные зонами карбо-натизашш и фенигизации В связи с неоднородным, нередко полосчатым илитакситовым строением пород количественные соотношения минералов широко варьируют. Наряду с доминирующим кальцитом породы в количестве до 15-20 % сложены доломитом, магнезиоарфведсони-том, флогопитом, апатитом, магнетитом. Значительно реже встречаются альбит, микроклин и акцессорные пирохлор, сфсн, циркон, пирротин, пирит, гематит, ильменит Флогопит в карбо-натитах представлен двумя разновидностями с отличающимся уровнем содержаний магния (MgO-25-27. -23,5 мае %) и глинозема (А1гО,~11-12;-13,5-14,3 мае %) соответственно В координатах FeOj-MgO-AljO, их составы тяготеют к композиционной области первичных слюд магмагогенных карбонагитов Парагенные амфиболы, несмотря на обычную для карбонагитов принадлежность к серии рихгерит-магнезиоарфведсонит и низкие содержания AJ ,0, и ТЮ2 (-0,1 -0,5: -0,1-0,3 мае %), имеют очень высокую магнезиальность (mg# 0,80-0.99), не характерную для типичных составов (Врублевский и др, 2000) Количественными соотношениями породообразующих минералов вызваны заметные вариации валового химического состава карбона-титов (СаО-35-54, SiO, -0,3-9,2, MgO -0,1-17,2, Р,0, -0,3-5,5, £Fe,0, -1,2-3,5 мае %) от существенно кальциевых до магнезиальных разновидностей

Учитывая неглубокий уровень эрозионного среза плутонов магчайского комплекса (Не-нахов и др., 1988), можно предположить, что, как и в случае формирования зардалекской интрузивной ассоциации, их родоначальная магма имела щелочно-базитовый состав Однако ее дифференциация осложнялась более интенсивными процессами коровой контаминации и сингек-сиса, приводивших к появлению гибридных, в том числе и насыщенных Si02, расплавов Об этом свидетельствуют не только наблюдаемые изотопные эффекты, но и некоторые геохимические особенности пород комплекса Одним из признаков синтетической природы щелочных магмагитов более поздних интрузивных фаз, особенно кварцеодержащих сиенитов, следует считать их обеднение РЗЭ примерно в 2-6 раз по сравнению с базитами (ITR -320 г/т, рис. 1) Причиной подобного «разубоживания» могло послужить поступление в магму корового материала, почти не содержащего редкие земли Очевидно, влияние этого фактора отразилось и на составе сильно коетамдатированных карбонагитов комплекса, среди которых выделяется две разновидности с различной степенью обогащения РЗЭ (-707 и 73-183 г/т) Как и в других орто-машэтических комплексах, отмечается заметная комплементарность спектров распределения РЗЭ карбонагитов относительно силикатных пород, свидетельствующая о возможном ликваци-онном обособлении малообьемных порций карбонатитовой жидкости даже в гибридных расплавах (рис 1) Этим обстоятельством, по-видимому, обусловлены широкие вариации отношений LIL- и HFS-элементов в карбонагнгах (Sr/Ba 0,6-4,8: Nb/Ta 3-73,3; Zr/Hf66-1100. Th/U 0,05-8) с преимущественным концентрированием Zr, Hf, Та, Nb в консолютных силикатных фракциях нефелин- и шелочносиенигового состава (рис 2) Вследствие происходивших процессов гиб-ридизма и ликвации сложно сузить о природе источника исходной магмы и геодинамическом режиме ее эволюции В этом отношении приходится ориентироваться только по распределению HFS-элементов в наиболее ранних щелочных габброидах, состав которых на разных дискриминационных диаграммах соответствует как внутриплатным щелочным, так и островодуж-ным известково-шелочным базальтам Проявление такой двойственной природы следует ожидать в связи с предполагаемым формированием щелочных интрузий в условиях сложной па-леогеодинамической обстановки калифорнийского типа (Соломович, 1997) и соответствующим смешением вещества разноглубинных мангийньгх источников По этой же причине поведение большинства некогеренгных элементов в породах комплекса только в общих чертах соответствует их распределению в OIB (рис. 2), а отмечаемая обогащенность магматитов Rb, Ва, К является, скорее, следствием интенсивного взаимодействия расплавов с коровым субстратом.

ЧАСТЬ 3. ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА И ГЕОХРОНОЛОГИЯ

КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

Согласно современным представлениям первичные карбонатиты имеют мантийные изотопные характеристики Обычно это достаточно узкие области значений, отклонения от которых рассматриваются уже как проявление процессов (а) контаминации мантийного источника карбонатитового вещества, (б) селективной коровой контаминации при дифференциации кар-бонатизированных силикатных магм, (в) фракционирования карбонатитовых жидкостей, (г) взаимодействия типа флюид-порода на поздних стадиях эволюции магматических комплексов (Pineau et al, 1973, Taylor, 1980, James, 1981; Javoy et al, 1986, Taylor, Sheppard, 1986; Santos, Clayton, 1995; Покровский и др, 1991, 1998, Покровский, 2000, Ray, Ramesh, 1998, 1999,2000 и др ) Степень участия мантийного вещества в развитии карбонатитообракующих систем во многом определяет особенности их металлогении В отличие от платформенных карбонатигов, где такая компонента преобладает, формирование аналогичных пород в складчатых областях происходит при более заметном участии корового вещества Подобное взаимодействие фиксируется в виде закономерного изменения изотопного состава карбонатигов (Deines, 1989, Harmer, Gittins, 1998 и др) На примере рассматриваемых карбонатитовых комплексов сделана попытка оценить степень возможного влияния всех перечисленных факторов на процессы карбонати-тогенеза, а также установить его возрастную последовательность в пространственно сопряженных складчатых областях.

ЭВОЛЮЦИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА НЕОДИМА И СТРОНЦИЯ И АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ КАРБОНАТИТОВ И АССОЦИИРУЮЩИХ СИЛИКАТНЫХ ПОРОД

Пеиченгинскнй комплекс. Минеральная Sm-Nd-изохрона, рассчитанная по составам пирохлора, апатита, амфибола и валовой пробы карбонатигов пенченгинского комплекса, имеет наклон, соответствующий возрасту 672±93 млн. лет (eNd(T)=5,4±l,l и MSWD=8,1), те. рубежу поздний рифей-венд (Vrublevsky et al, 2001, Врублевский и др, 2003), что удовлетворительно согласуется с результатами проведенного ранее K-Ar- и Rb-Sr-изотогаюго датирования (Лапин и др , 1987; Собаченкои др, 1986) и вполне сопоставимо по времени с эпохой позднедо-кембрийского щелочного и карбонатитового магматизма, проявленного на Енисейском кряже и в Восточном Саяне. Величины eSr(672) (-19,4+-20,4) и eNd(672) (5.1-5,5) в карбонатитах комплекса указывают на преобладание материала деплегированной мантии в процессе их формирования, однако провести более точную идентификацию источника вещества сложно При очень низких изотопных отношениях стронция C"Srfí>rr 0,7023-0,7026), в большей степени свойственных MORB, диапазон значений sNd позволяет предпола!а1ь совместное участие в карбонати-тогенезе каких-либо других источников, более обогащешшх РЗЭ, например, HIMU-, PREMA-или ЕМ 1-мангийных резервуаров, обычно используемых для генетической систематики современных океанических базальтов (Zindler, Hart, 1986) В связи с этим следует отметить, что как и некоторые другие протерозойские карбонахиты (комплексы Северной Америки, Восточною Саяна). породы пенченгинского комплекса по своим eSr-eNd-параметрам сопоставимы и с более молодыми (<200 млн лет) карбонагитами (рис 10), для формирования которых предполагается различное по масштабам смешение HIMU-плюма с веществом обогащенной мантии ЕМ I (Bell. Blenkinsop, 1989. Harmer, Gittms, 1998, Tilton et al, 1998; Alberti et al., 1999 и др) При этом сходные по возрасту комплексы Восточного Саяна имеют не только сопоставимый с карбонагитами Енисейского кряжа Nd-Sr-изотопный состав, но также близкие модельные (7^=0,83-0,96 млрд лет) датировки (Чернышева и др, 1995. Morikiyo et al, 2001), свидетельствующие о родственной природе источников их вещества Дайки камтошпов, которые пространственно совмещены с породами пенченгинского комплекса и ранее рассматривались как его комагматы (Забродин, Малышев, 1975), по-видимому, являются более древними образованиями, генерированными из менеедеплетированного исютника(eSr(672) = l,35,ENd(672)= 1,83, ТаА = 1,11 млрд лет)

Карбонатитовые комплексы западной части АССО. Комплексное изучение изотопного состава 5г и N(1 верхнепетропавловского и эдельвейс комплексов в Кузнецком Алатау и Горном Алтае проводилось впервые. Геохронологические данные до последнего времени ограничивались только К-Лг-датировками, которые фиксируют приблизительные возрастные рубежи породообразования около 400 и 200 млн лет соответственно (Оболенская, 1983; Корту сов, Макаренко, 1987; Гусев и др, 1991) Эш-Ыс! системы этих ассоциаций оказались неожиданно более древними, чем считалось ранее (УгиЫеувку е1 а1, 2001: Врублевский, 2002)

Верхнепетропавловский комплекс 8т-Ж-изохрона, рассчитанная по составам основного фойдолита, карбонатита и его породообразующих минералов - пироксена и апатита, представлена идеально аппроксимирующей (МЯ\¥0=0,1) линией регрессии с наклоном, соответствующим возрасту 509± 10 млн лет (еШ(Т)=5,1±0,2), что совпадает с хронологической границей кембрий-ордовик Этот возрастной рубеж несколько древнее, чем основные события ордовикского (450-490 млн лет) магматизма, установленного на территории АССО (Рублев, 2000) Из расчета регрессии была исключена валовая проба субщелочного габбро, которое по своим изотопным параметрам (еШ(509)=7,23, б8г(509)=3,13) не может считаться комагматом комплекса и относится к производным сильнее истощенной мантии

Для ЯЬ-Бт-изотопных систем пород и минералов характерна заметная неупорядоченность, вызванная смешением вещества мантии и земной коры. Это выражается в последовательном возрастании первичных 873г/868г(509) от ранних фаз к поздним (0,7046-0,7065) и, соответственно, более низкими их величинами в породообразующих клинопироксенах При этом мантийные характеристики сохраняют только клинопироксены габброидов (878гЛ'Яг(509) 0,70200,7024) (Покровский и др, 1991; Врублевский и др, 2002) В связи с повышенной контамини-рованностью пород коровым "Бг, наименее «расшатанную» ЯЬ-Бг-изохрону удалось получить только по клинопироксену, биотиту и валовому составу тералита - наиболее ранней фазы комплекса Наклон рассчитанной линии регрессии (875гЛ<'8гг=0,7037, М5\Ш=0,94) в этом случае соответствует возрасту 502±46 млн лет, что в принципе сопоставимо с полученной Бт-Ый-датировкой. Несколько более молодой возраст 490±39 млн лет фиксируется изохронной зависимостью (*75г/аб8гг=0,70497, М8\УО=0,33) по совокупности составов щелочных пород комплекса, в целом подтверждая время их формирование не позднее тремадока.

Несмотря на происходившую коровую контаминацию, первичный изотопный состав N(1 практически не изменяется, что указывает на комагм этичность и происхождение пород из единого источника Величины £N(1(509) (4,98-5,04) попадают в диапазон значений, характерных для плюмового Н1Ми-компонента мантии, а наблюдаемое на еШ-йг-диаграмме смещение составов в область положительных значений йг (рис 10), подобно некоторым карбонати-товым ассоциациям Индии и Бразилии, обусловлено селективным поступлением в магму коревого "Бт В то же время для более древнего субщелочного габбро, вмещающего породы комплекса, источником вещества, по-видимому, послужила сильнее истощенная мантия типа РЯЕМА. что свидетельствует о гетерогенности и полихронном образовании Верхнепетропавловского массива

Эдельвейс комплекс Наклон Зт-М-изохроны, рассчитанной по валовым составам пород последовательных интрузивных фаз комплекса - слюдяных клинопироксенитов, щелочных сиенитов и карбонатитов (еМ(7")=6,4±0,4, МЯ\УГ>=1,7), соответствует возрасту 474±37 млн. лет Полученная датировка близко совпадает по времени с одним из пиков активности (470±5 млн лет) ордовикского магматизма, проявленного в центральной и восточной частях АССО (Рублев, 2000) Эти данные согласуются с известными геологическими воззрениями, предполагающими существование не менее двух (раннепалеозойского и раннедевонского) возрастных уровней рифтогенной активизации, происходившей в регионе

Изученные породы при очень незначительных вариациях величины е5г(474) от -0,6 до -9,6 ("Бт/"^ 0,7033-0,7039) обладают практически идентичным изотопным составом неодима (£N<1(474) 6,24-6,39), что указывает на их генетическое родство Вместе с тем, по сравнению с большинством

карбонагитовых комплексов, для которых устаиавливаегся различное по масштабам смешение вещества EM I и HIMU (Bell et al, 1998), изотопный состав Nd и Sr пород Горного Алтая более сопоставим с параметрами мантийного резервуара PREMA (рис. 10) Как предполагается, его материал в качестве доминирующего компонента принимал участие в составе суперплюма, определявшего эволюцию ранне-средвепалеозойекого базигового магматизма на территории Северной Азии (Ярмолюк и др, 2000) Наблюдаемое на sNd-eSr-диаграмме композиционное отклонение от мантийной последовательности в сторону некоторого обогащения "Sr интерпретируется как следствие происходившей коровой контаминации

Мятчяйский комплекс. Минеральная Rb-Sr-изохрона, рассчитанная по составам флогопита, апатита и амфибола из карбонатигов (223±32 млн лет, "ST/^'Sr^OJQl), несмотря на значительную степень «расшатанности» (MSWD= 10,8), в определенной мере подтверждает время становления матчайского комплекса на рубеже позднего палеозоя - раннего мезозоя Вполне вероятно, что полученная датировка может свидетельствовать о некоторой автономности образования карбонатигов по отношению к проявлениям щелочного магматизма (210-278 млн лет, К.-Аг), однако пространственная сопряженность, сопоставимый высокий уровень коровой контаминации с практически идентичными значениями "Sr/^STj. в апапле как силикатных пород (0,7073-0,7090. Ненахов и др, 1988), так и карбонатигов (-0.7075) позволяют рассматривать их как югенетичные образования. В сходном диапазоне варьируют ®7Sr/86Srr в амфиболе (-0,7070) и валовом составе (-0,7077) этих пород.

Соотношение изотопов неодима в валовой пробе карбонатигов заметно отклоняется от параметров эволюции CHUR. При этом величина eNd(223) = -8,2, не сильно отличаясь от нижнего предела в EM I (eNd - -6,5), в целом нехарактерна для неконтаминированных карбонати-тов большинства, в том числе и молодых (< 200 млн лет), магматических комплексов (Harmer, Gmrns, 1998) Сходными значениями eNd (-6,3^-8,7) при близких "Sr/^Sr,. -0,7082-0,7086 обладают карбонатитовые образования южнее расположенного щелочного массива Дарай-Пиоз (Владыкин, 2001), также относящегося к матчайскому комплексу (рис. 10) Учитывая широкое развитие процессов гибридизма при становлении щелочных магматических комплексов Турке-стано-Алая, особенности изотопного состава Sr, а также низкие содержания редких элементов в карбонатитах и древний модельный возраст их протолита (Т^-1,57 млрд лет), следует предположить значительное участие в карбонапгитогенезе материала континентальной коры, конта-минирующего мантийные расплавы - производные резервуара EM I Подобным изотопным составом, свидетельствующим о смешении вещества обогащенной литосферной мантии с ко-ровым материалом, обладают щелочные породы и карбонатиты других мезозойских ортомаг-м этических комплексов, расположенных в складчатых регионах Западного Забайкалья (eNd - -2,6—6,4. ei>r - 12,1-22,2. Никифоров, Ярмолюк, 2000) и Южной Монголии (eNd ЧЬ-2, "Sr/^Sr -0,7058-0,7066; Владыкин, 2001)

ГЕОХИМИЯ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ Изотопный состав углерода и кислорода Пенченгинский комплекс. Большинство полученных нами значений 5"С (-1,8^-5,1 %о, PDB) и 8|80 (8,0-14,1 %о, SMOW) для ферродоломита из карбонатигов сопоставимо с уже опубликованными данными (5"С -2,2--7,3 %о, 5|80 5,4-15,7 %а, Лапин и др, 1986; Загнитао, Луговая, 1989) и находится за пределами толя мантийных изверженных карбонатигов (Врублевский и др, 2003) Слабо выраженная между 6"С и 8"0 положительная корреляция (рис 4), в принципе, контролируется модельным трендом высокотемпературного (~800°С) реелевского изотопного фракционирования в ходе кристаллизационной дифференциации карбонатитового расплава (Puieau et al, 1973. Javoy et al, 1986; Dernes, 1989, Ray, Ramesh, 2000), однако, учитывая сравнительно высокую степень обогащения карбоната тяжелыми "С и "О, этот процесс, очевидно, осложнялся поступлением в магматическую систему морового материала

Рис. 4. Изотопный состав углерода и кислорода в ферродоломите карбонатитов пен-ченгинского комплекса

Залитые квадраггы - данные автора (Вруб-левский и др , 2003), полые квадраты - данные Лапина AB с соавторами (1986) Точками на сером фоне показаны составы Mg-карбонати-тов комплекса Невания (Viladkar, 1998) NSC -нормально-осадочные карбонаты Р1С - поле первичных магматогенных карбонатитов (Conway, Taylor, 1969) Элементы RIFMS-моде-ли (Ray, Ramesh, 2000) ромб - исходный изотопный состав карбонатитового расплава, пунктир - модельный тренд релеевского изотопного фракционирования (сплошными линиями показано возможное отклонение величины 8"0±1 %о в процессе совместной кристаллизации минералов)

5180. %о smow

По сравнению с ферродоломитом силикаты, апатит, магнетит и пирохлор карбонатитов обладают более легким изотопным составом кислорода, также отличающимся от преобладающих мантийных значений Наряду с умеренным обеднением силикатов и апатита тяжелым ,80 (5|80 -3,1-7,1 %о). акцессорные магнетит (6180 -0.3+-0.5 %о) и пирохлор (5|80 -2,8-г-ЗД %о) характеризуются аномально низкими 5180 (Врублевский и др, 2003), что заметно ниже, чем в аналогичных минералах (5,80 2-3 %о) из неизмененных магматогенных карбонатитов (Conway, Taylor, 1969, Santos, Clayton, 1995) и свидетельствует о воздействии нагретых метеорных вод (5|80 -0 %о) в период консервации изотопно-кислородных систем Циркуляция водных растворов поверхностного происхождения вполне вероятна, учитывая расположение комплекса вблизи зоны долгоживущего разлома. Очевидно, что по этой причине изотопно-кислородное фракционирование между ферродоломитом, магнетитом и пирохлором в изученных кар-бонатитах (А'?0 10,4-13,8) завершается при температурах ~365-492"С, которые на 300-350'С ниже диапазона начальных стадий кристаллизации первично-магматических карбонатито-вых жидкостей На гетерогенность и неравновесный характер среды минералообразования также указывают разброс значений 8|80 и величина фракционирования Д|вО между сосуществующими амфиболами и слюдами (-0,3^+0,3 %в) В неинверсированных ассоциациях подобного рода значения Д|80 всегда остаются положительными и составляют примерно 4,5-5 %о при 400"С и 1,5-2 %о при 800°С (Javoy, 1977) Первоначально более высокотемпературный режим становления пенченгинского комплекса, возможно, фиксируется особенностями фракционирования изотопов кислорода между ассоциирующими ферродоломитом, флогопитом и апатитом, характер и масштабы которого сходны с вариациями в контаминированных карбо-натитах некоторых магматических комплексов Бразилии и Анголы (Santos, Clayton, 1995; Alberti et al, 1999)

Карбонатитовые комплексы АССО. В этой группе карбонагитовых проявлений изучен изотопный состав углерода и кислорода разновозрастных комплексов Кузнецкого Алатау, Горного Алтая, Юго-Восточной Тувы

Верхнепетропавловский комплекс Величина 8|80 в валовых пробах пород изменяется от 7,5 до 15,5 %о, закономерно увеличиваясь в ряду последовательных интрузивных фаз тера-лит-основной фойдолит-фойяит-карбонатит (Покровский и др, 1991, 1998) Аналогичным образом, но в более узком диапазоне, варьирует изотопный состав кислорода породообразующих клинопироксснов (8,3-9,8 %о), плагиоклаза (8,0-10,8 %о) и нефелина (9,7-11,0 %о) Разброс значений 6"0 заметно больше, чем следовало бы ожидать при кристаллизационном фракциониро-

Рис. 5. Соотношение изотопного состава кислорода и углерода в породообразующих карбонатах Кузнецкого Алатау и Горного Алтая

14 - район распространения пород верхнепегропавловского комплекса 1 -карбонапггы, 2 - гидротермальная каль-цитовая жила, 3-4 - мраморизованный известняк (3) и форстериг-шпинелевый кальцифир (4) в эюоконтахте интрузии 5-7 - район распространения пород комплекса эдельвейс 5 - карбонагиты, 6 -гидротермальный кальцитовый прожилок, 7 - экзоконтактовый мраморизованный известняк Показаны поля составов PIC - первичных магмагоген-ных карбонатитов (Conway, Taylor, 1969), морских нормально-осадочных (NSC) и почвенных (SC) карбонатов (Salomons, 1975)

вании расплавов, а учитывая изотопные параметры мантийного кислорода (5'80 5,5±0,5 %о) (Taylor, Sheppard, 1986, Eiler et al, 1996 и др ), можно считать, что при формировании пород комплекса значительную роль играла коровая контаминация Судя по согласованному изменению изотопного состава пород и минералов и равновесному характеру кислородной системы сосуществующих минеральных фаз, обогащение '"О за счет поступления метаосадочного вещества происходило еще на магматической стадии Наиболее высокий уровень контаминации отмечается у карбонатитов (8"С от -3,5 до -2,0 %>, 8тО 11,8-15,5 %о) Полученные значения попадают в промежуточную область между полями первичных магматогенных карбонатитов и нормально-осадочных карбонатов (Врублевский, Кулешов, 1988, Vrublevsky et al, 1999) с образованием почти прямолинейной зависимости (рис 5), которая может рассматриваться как признак смешения мантийной и коровой углекислоты Степень взаимодействия, очевидно, была значительной, учитывая величину отношений 6"С 0,1-0,3 %о, 8|80 21,1-24,4 %> в мраморизо-ванных известняках вблизи массива и предполагаемый первичный состав 5"С -6,0^-4,5 %о; 8"0 9,0-10,7 %о для подобных карбонагиговых систем. В связи с этим следует отметил., что породы комплекса практически не затронуты постоагмашческими процессами Установленные масштабы фракционирования изотопов кислорода между клинопироксеном и нефелином в щелочных породах и кальцитом и магнетитом в карбонапттах свидетельствуют о прекращении изотопного обмена в интервале темпералур -600°-850"С (Покровский и др, 1998).

Эдельвейс комплекс Величина 8"0 в карбонатитах комплекса варьирует в диапазоне (12,3-14,9 %о), сходном с аналогичными породами Кузнецкого Алатау Более значительны колебания отношений 8"С (-8,4-5-2,7 %о) с преобладанием значений, свойственных большинству классических карбонаштов (рис 5) Тем не менее, и в этом случае между 8"С и 8|80 прослеживается линейная корреляция с промежуточным положением значений относительно композиционных полей магматических карбонатитов и морских осадочных карбонатов (Врублевский и др, 1999), что свидетельствует об участии в карбонатитогенезе экзогенной углекислоты наряду с ювенильной компонентой Ее поступление в мантийный расплав не вызывает сомнений, принимая во внимание тяжелый изотопный состав (8"С 23 %о; 8"0 22,1 %о) известняков вмещающей толщи Влияние коровой контаминации также отразилось на изотопно-кислородной системе флогопита из карбонатитов и ассоциирующих клинопироксенитов комплекса, заметно обогащение«) |80 (8"О ~7,5-8,1 %о) Однако фракционирование между сосуществующими кальцитом и слюдой (Д180 -5,5-6,2) не обнаруживает заметных отклонений от термодинамического равновесия, поэтому можно предполагать, что добавление корового компонента происходило еще на стадии суще-

О'

I«

Io Ü

Ряс. б. Изотопный состав кислорода и углерода в кальците из пород Харлинского массива и вмещающих его мраморов

1 - кальцит из щелочных пород, 2 - карбонатиты, 3 - поздние мономинеральные каль-цитовые жилы и прожилки, 4 -экзоконтакговые мраморы (по Kononova, Yashina, 1984, Кулешову, 1986, Vrublevsky el al , 1999) Показаны поля составов PIC - первичных магматогеи-ных карбонатитов (Conway, Taylor, 1969), морских нормально-осадочных (NSC) и почвенных (SC) карбонатов (Salomons, 1975) Тренды в виде пунктирных линий отражают особенности эволюции изотопного состава Точками на сером фоне обозначены составы карбонагитоподобных пород Тунгусской синеклизы (юго-запад Сибирской платформы) (Покровский и др, 2001)

s о smow %о

сгвованмя расплава Примерно такие же высокие значения А' "О (6,5-11,1 ), соответствующие изотопно-равновесным температурам 400-450"С, отмечаются в контаминированных карбонатитах комплекса Тапира (Tapira) в Южной Бразилии, (Santos, Clayton, 1995) Тем не менее, нами не исключается слабое воздействие на породы постмагматического низкотемпературного флюида, немного разбавленного метеорными или подземными водами с органогенной СО,, обычно участвующей в образовании почвенных карбонатов

Харлинский комплекс По сравнению с другими карбонагитовыми ассоциациями АССО породы комплекса отличаются наиболее высоким уровнем контаминированности материалом коры (Кулешов, 1986, Vrublevsky et al, 1999), что фиксируется в виде сильного обогащения тяжелым изотопом |80 карбоната и сосуществующих с ним клинопироксена, нефелина и апатита По величине S"0 (13,0-18,6 %«) кальциты карбонатитов и щелочных пород близки к карбо-нагигоподобным образованиям Тунгусской синеклизы, для которых предполагается кристаллизация из сравнительно высокотемпературного (не менее 600°С) расплава, возникающего в результате сшпексисаосадочных карбонатных и галогенно-карбонатных отложений платформенного чехла под тепловым воздействием трапповых интрузий (Покровский и др, 2001) Вариации 5''С (-5,0—2,2 %о) в карбонатной составляющей также свидетельствуют о смешении углекислоты из различных источников (рис 6), в том числе вещества вмещающих мраморов (6ПС до +2,0 %о. 8180 20,0-23,3 %ь) В качестве дополнительного фактора, повлиявшего на изотопный баланс породообразующих карбонатов, могло послужить взаимодействие с подземными водами или изотопно-тяжелым Н,0-СО,-флюидом, отделенным при фракционировании кар-бонатитового расплава За исключением ассоциации клинопироксен (8"0-13,4 %о)-нефелин (6lsO-7,8 %>) в карбонагизированном ийолите, которая явно претерпела инверсию изотопного фракционирования на постмагматическом этапе, уровень накопления "О в апатите (б'Ч) 11,913,9 %о) из карбонатитов и в нефелине (8шО ~11,9 %о) более поздних кальцитовых жил свидетельствует о равновесности изотопно-кислородных систем сосуществующих минералов В связи с этим расчетные значения температур изотопною фракционирования между апатитом и кальцитом (ТС -535-645'С) позволяют предполагал, сравнительно быстрое прекращение изотопного обмена между ними еще на ранних высокотемпературных стадиях карбонаткгообраювания По-видимому, при сходном термическом режиме (Т°С ~ 550-640"С, по данным декрегаггации микровклютений) проходила кристаллизации апатита в карбонатитах Кузнецкого Алатау (Врублевский и др, 1989)

-4

CD О

Jl>

-10

/•'pen tJ^'Sä

'" im. / —

\ г.'-.

Рис. 7. Изотопный состав углерода и кислорода в кальците карбонагитов матчайского комплекса

(а) Соотношение изотопного состава с полями первичных карбонагитов PC I (Keller, Hoefs, 1995) и PC И (Ray, Ramesh, 1999) Серым цветом показана область составов кальцита поздних карбонагитов из некоторых комплексов Индии (Ray, Ramesh, 1999) (б) Эволюция изотопного состава в модельной системе низкотемпературного взаимодействия кальцита с НгО-СО -флюидом Исходные составы карбоната (8"С = -5,0 %о, 8"0 = 8,0 96о) и флюида (8"С = -1,0 %о, 8"0 = -3,0 %о при С0,/Н,0 = 0,001), F/Rt - отношение содержаний ynie-рода во флюиде и в породе (Ray, Ramesh, 1999)

0 5 10 15 20 25 30

6180 SMOW,%o

S13CPDB,

50 С

S18OSMOW. чь. 10 15 20 25 30 3S

co,/H2o=o,ooi Мятчяйский комплекс. Распределение изо-

топов углерода и кислорода в кальците карбонагитов комплекса характеризуется двумя особенностями, сильной обогащенносшо "О (8|80 18,0-23,0 %о) и большим разбросом величин 8"С (-6,5+-1,9 %о) от мантийных до практически шровых значений (Врублевский и др, 2000) Вместе с тем, между 8"С и 8"0 наблюдается отчетливая положительная корреляция, выраженная в виде компактного тренда, сопоставимого с областью составов кальцита поздних карбонагитов (рис 7) В данном случае, принимая во внимание очень высокий уровень обогащения карбоната "О, его изотопные параметры, очевидно, зависят не столько от степени дифференцированное™ или даже коровой контаминации карбонатитовой жидкости, сколько от характера и масштабов посткристаллизационного взаимодействия флюид-порода Согласно унифицированной модели этого процесса (Ray, Ramesch, 1999), экстремальное увеличение значений 8"0 в породообразующем кальците относительно мантийного карбонатитового вещества вызвано воздействием на породы небольших объемов низкотемпературного (75-100°С) гидротермального флюида По сравнению с эффектами коровой контаминации, изменения подобного рода в меньшей степени отразились на изотопно-кислородных системах более устойчивых силикатов (8"0 -11,9-16,5 %о), апатита (8"0 17,2 %о) и магнетита (8,вО -11,9-13,5 %о) карбона-титов При лом, несмотря на заметное присутствие коровой составляющей, уровень значений 8"0 в минералах сохраняется в соответствии с их способностью концентрировать "О и явно инверсированные ассоциации не образуются. Величины коэффициентов изогопно-кислород-ного фракционирования между кальцитом и флогопитом (Д"0 5,7-6,5 %о), флогопитом и магнетитом (Д"0 4,2 %о), апатитом и кальцитом (Д"0 -3,5 %о) достигают значений, которые приближенно соответствуют изотопно-равновесным температурам 400-500°С. При сходном термическом режиме происходило прекращение изотопного обмена между сосуществующими кальцитом и магнетитом, однако учитывая характер вторичных изменений карбоната, следует предполагать более высокую температуру карбонатигообразования.

Особенности изотопно-водородной системы в силикатных минералах карбонагитов

Изотопный состав водорода был изучен в водосодержащих минералах из пород трех комплексов - пенченгинского, эдельвейс и матчайского. В карбонатитах и фенитах пенченгин-

Рис. 8. Изотопный состав водорода и кислорода в амфиболах и слюдах пен-ченгинского комплекса

Залитыми и полыми квадратами обозначены, соответственно, амфиболы и слюды из карбонагитов и фенитов (Врублевс-кий и др, 2003) Коннодами соединены сосуществующие минералы Показаны поля составов магматических (MGW), метамор-фогенных (MTW) и неизмененных MORB вод (Taylor, 1974, Kyser, O'Neil, 1984; Sheppard, 1986, Покровский, 2000), тренды изотопной эволюции изученных слюд (пунктир) и водосодержащих минералов в гидротермальных системах атмосферного питания (стрелка)

Рис. 9. Изотопный состав водорода и кислорода в слюдах и амфиболах малайского и эдельвейс комплексов

1 - флогопиты из клинопироксенита и карбонапгга комплекса эдельвейс, 2 - флогопит и лепидомелан из карбонагитов магчайсного комплекса, 3 - магнезиоарфведсонит из карбонагитов матчайского комплекса (Вруб-левский, 2002) Показаны композиционные поля магматических (MGW), метаморфогсн-ных (MTW) и неизмененных MORB вод (Taylor, 1974, Kyser, O'Neil, 1984, Sheppard, 1986, Покровский, 2000)

Ö180,%»SM0W

ского комплекса наблюдается очень большой разброс значений SD сосуществующих слюд (-30-Г-93 %о) и амфиболов (-98--154 %о), свидетельствующий об их неравновесности. При этом иеависимо от Tima породы амфибол всегда обедней дейтерием по отношению к биотиту или флогопиту примерно на 60 %о В то же время, по величине отношения D/H только составы слюд могут быть сопоставлены с интервалом знамений «нормально-магматической» воды (-40--80 %о; Taylor, 1974) или воды, содержащейся в свежих стеклах MORB (-60+-85 %о; Kyser, O'Neil, 1984. Покровский, 2000) (рис 8) Между величинами 8D и концентрациями Н.О в минералах существует отчетливая прямая корреляция, проявление которой обычно интерпретируется как результат дегазации магмы Судя по развитию обширной фенитизации, данный процесс играл заметную роль в становлении комплекса Кроме этого, аналогичная зависимость могла бьггь вызвана сопутствующим смешением магматогенных и метеорных вод в образующемся флюиде Его гетерогенная природа проявляется в виде нарушений равновесности фракционирования изотопов кислорода и водорода между минералами и грубой корреляции 5D и 5"0 (рис 8), обычной для гидротермалитов Атмосферный источник значительно сильнее проявлен в амфиболах, что, скорее всего, определяется особенностями кинетики изотопного обмена ига последовательностью кристаллизации разных по уровню жегтезистоста силикатов Буферное воздействие мопта оказать их совместная кристаллизации в присутствии практически лишенного примесей (FeO, -94 мас.%, TiO, -0,1 мас%) магнетита, спорадически встречающегося в карбонаггитах

Слюды клинопироксенигтов и карбонатитов комплекса эдельвейс по величине 8D (-61+ -85 %о) практически не выходят за пределы интервала значений (8D -40+-90 %о), наиболее часто встречающихся в флогопитах из мантийных ксенолитов, кимберлитов, основных и ультраосновных пород и карбонатитов (Taylor, 1967, Sheppard, Dawson, 1975; Kuroda, Suzuoki, 1977. Kyser, O'Neil, 1984 и др). При этом в координатах 8D-8,80 они близки к области значений первично-магматической воды в свежих стеклах MORB (рис 9). Величина 8D в слюдах и маг-незиоарфведсоните из карбонатитов магчайского комплекса (-41+-58 %о) также соответствует параметрам мантийных амфиболов и слюд (Boettcher, O'Neil, 1980, Poreda, Basu, 1984; Deloule etal, 1991,Momeetal,2000HÄp) Однако характерное для изученных минералов обогащение тяжелым "О заставляет предположить, что в карбонатитогенезе значительную роль играли воды метаморфогенной природы (рис 9), обычно высвобождающиеся при дегидратации метабазаль-тов океанической коры (8'Ю 10±5 %о) или метаосадочных пород (8"0 15±5 %о) (Покровский, 2000)

Изотопный состав серы

По сравнению с сульфидами многих других карбонаптговых ассоциаций, имеющих в среднем 834S —3,0 %о (Demes, 1989), пирротин изученных карбонатитов отличается знэтительно более тяжелым изотопным составом серы при широком разбросе значений 834S от -0,8 до +12,8 %о Принимая во внимание достаточно разнородный петрографический состав метаморфической толщи, вмещающей пенченгинский комплекс, можно предположить, что наблюдаемые в сульфидах карбонатитов изотопные вариации (8,4S -0,8-+9,2 %>) обусловлены существенным заимствованием серы из боковых пород в разных пропорциях. При этом, сошасно распространенной точке зрения, осадочные карбонаты следует рассматривать в качестве источника изотопно-тяжелой, а терригенные образования - преимущественно изотопно-легкой серы (Покровский, 2000). Установленные нами резко отличающиеся значения 8,4S в сульфидах апокарбонашых (+10,5 %>) и алосланцевых (-0,5 %о) фенитов, а также вмещающих слюдяных сланцев (-2,0 %о) подтверждают правомерность подобного заключения.

Пирротин карбонапггов верхнепетропавловского комплекса также обогащен тяжелым изотопом (8'4S +4,6 %о) по сравнению с метеоритным стандартом (5WS -0 %о) Учитывая, что в геологическом разрезе северной части Кузнецкого Алатау эпизодически встречаются осадочные карбонатные породы, зараженные сероводородом с высокими 8"S (15,7-19,4 %о. Покровский и др, 1991), можно допустшь участие серы осадочного цикла в процессе карбонагигогенеза Наиболее сильно последствия взаимодействия ювенильного и норового компонентов отразились на изотопном составе акцессорного пирротина в карбонагитах магчайского комплекса. Характерные для него высокие значения 8,4S -12,6-12,8 %о хорошо согласуются с преобладанием тяжелых "С и "О в ассоциирующих карбонатах, силикатах, апатите и магнетите, но совершенно не типичны для сульфидов неконгаминированных или слабо контаминированных карбонатитов

ЧАСТЬ 4. ПЕТРОГЕНЕЗИС КАРБОНАТИТОВ В ОБЛАСТЯХ ЗАВЕРШЕННОЙ СКЛАДЧАТОСТИ

На современном этапе исследований по генетической интерпретации карбонатитов основная полемика развернулась вокруг выяснения следующих вопросов (Bell et al, 1998) (а) первичное карбонатитовое вещество представляет собой производную литосфсрного или астеносфернош источников, или продукт их смешения9 (б) каким образом возникают карбонатитовые магмы - непосредственно при плавлении мантии или в результате магматической дифференциации карбонагизи-рованных силикатных расплавов'' (в) каковы механизмы перемещения и воздействия карбонагиго-вой магмы при прохождении через мантийные породы9 (г) каким путем происходит обособление карбонатиговых жидкостей9 Позитивному решению этих проблем во многом способствует интеграция геологических, изотопно-геохимических и экспериментальных исследований, которые проводились буквально в течение двух последних десятилетий как отечественными, так и зарубежны-

ми петрологами В связи с тем, что в большинстве случаев подобная информация приводится, главным образом, по карбонаппам платформенных щелочно-ультраосновных комплексов, нами акцентировано внимание на получении и интерпретации данных, характеризующих более резкие и малоизученные разноформационные карбонапп содержащие ассоциации складчатых областей

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СПЕЦИФИКА и эволюция источников ВЕЩЕСТВА КАРБОНАТИТСОДЕРЖАЩИХ КОМПЛЕКСОВ В РАЗНОВОЗРАСТНЫХ ПОЗДНЕКОЛЛИЗИОННЫХ ОБСТАНОВКАХ

На основании выявленных геохимических особенностей, геотектонической позиции и возрастного положения относительно времени завершения основных фаз орогенеза все рассмотренные комплексы щелочных пород и карбонатитов предлагается откосить к продуктам позднеколлизионного рифтинга, происходившего в условиях пространственного совмещения окраинно-континентальной и внутриплигной геодинамических обстановок на заключительных стадиях «косой» коллизии типа островная дуг а-континент или микроконтинент-континент В связи с глубинной природой магматических источников изотопные параметры этих образований следует учитывать в качестве критериев не только для установления характера активности и химической эволюции мантии под разновозрастными литосферными блоками, но также для уточнения временных рубежей и скорости процессов аккреции земной коры и континентального рифтогенеза, оценки масштабов мантийно-корового взаимодействия и постмагматических изменений, формирующих окончательный облик карбонатитов в орогенных областях

Первичная мантийная природа и Nd-Sr-изотопная систематика карбонатитов и комагматичных щелочных пород В отличие от платформенных обстановок, проявление щелочного и карбонатитового магматизма в складчатых областях характеризуется более масштабным смешением мантийного и корового материала В наименьшей степени его влияние отразилось на изотопном составе неодима, параметры которого свидетельствуют о существовании как минимум двух композиционно разнородных мантийных источников первичного вещества карбонатитовых комплексов В составе одного из них резко доминировал материал умеренно деплетированной астенос-ферной или нижней мантии Другой источник, возможно, представлял собой обогащенную субконтинентальную лигосферную мантию. В различной степени истощенные (ENdr 2,8-6,4) маг-могенерирующие субстраты характерны для позднерифейских и раннепалеозойских карбона-тетсодержащих ассоциаций АССО (комплексы Восточного Саяна, Кузнецкого Алатау, Горного Алтая) и Енисейского кряжа (пенченгинский и среднетатарский комплексы) (рис 10) Сходным составом (eNdr 1,5-7,0) обладают многие «классические» карбонатиты разновозрастных платформенных щелочно-ультраосновных массивов Кольского п-ва, Сибири, Северной Америки, кайнозойских вулканов Восточной Африки (Bell, Blenkinsop, 1989. Kramm, 1993, Kramm, Kogarko, 1994; Zaitsev, Bell, 1995; Балаганская и др, 2000, Dunworth, Bell, 2001; Morikiyo et al, 2001). Указанные изотопные параметры позволяют допустить смешение в разных пропорциях материала мантийных плюмов типа H1MU или PREMA с веществом обогащенного резервуара мантии, например EM I, чаще других привлекаемого для объяснения вариаций состава карбонатитов Обычно рассматриваются д ва варианта проникновения компонентов EM I в материал мантийных плюмов - либо в результате рециклинга континентальных и океанических осадков в глубинных частях зон субдукции на границе астеносферы или нижней мантии, либо путем их взаимодействия с плюмом, поднимающимся до уровня древней субконтинентальной литосферы

Установленные нами временные рубежи (672±93; 509±10; 474±37 млн. лет) проявления .щелочного и карбонатитового магматизма на Енисейском кряже, в Кузнецком Алатау и Горном Алтае соответственно (Vrublevsky et al, 2001, Врублевский и др, 2003), в целом совпадают с последовательностью аккреционно-коллизионных процессов, происходивших на окраине Сибирского кратона в позднем докембрии - раннем палеозое Достаточно широкий хроно-

Рис. 10. Sr-Nd-изотоп-ный состав карбонатито-вых комплексов складчатых областей в сравнении с «классическими» карбо-нагитами платформ

Условными значками-символами показаны породы верхнепетропавловского (1), эдельвейс (2), пенчен-гинского (3), матчайского (4) карбонатитовых комплексов Приведены мантийные резервуары MORB, PREMA, HIMU, EM I, EM II в соответствии с их современными изотопными параметрами (Zindler, Hart, 1986), поля составов H&G - молодых (<200 млн лет) карбонатитовых комплексов мира (Harmer, Gittins, 1998), 1 - протерозойских карбонапгитов Северной Америки (Bell, Blenkinsop, 1989), II - контамиии-рованных карбонатитов Южной Америки и Индии (Harmer, Gittins, 1998), СТС - карбонатитов Турьего массива (Кольский п-ов), контаминированных 10 % вещества усредненной верхней коры (Dunworth, Bell, 2001), WBCC - пород карбонатитовых комплексов Западного Забайкалья (Никифоров, Ярмолюк, 2000), композиционные контуры 1-10 карбонатитов Среднетат аре кого (1), Вер-хнесаякского (2), Нижнесаянского (3), Жидойского (4), Большетагнинского (5), Ингили и Арбара-стахского (6) щелочно-ультраосновных массивов (Monkiyo et al, 2001), карбонатитовых комплексов Кога и Джамбил (7), Лое-Шилман и Силлаи-Патти (8) в Северо-Западном Пакистане (Tilton et al, 1998), Мушутай-Худук (9) в Южной Монголии, массива Дарай-Пиоз (10) в Южном Тянь-Шане (Владыкин, 2001) Жирным пунктиром показана область составов карбонатитов из щелочно-ультраосновных массивов Карело-Кольской и Маймеча-Котуйской провинций докембрийских крато-нов (Kramm, 1993, Kramm, Kogarko, 1994; Zaitsev, Bei!, 1995, Балаганская и др, 2000, Dunworth, Bell, 2001, Monkiyo et al, 2001) Стрелки «CC» на диаграмме фиксируют направление изотопного сдвига при коровой контаминации

fcV(T)

логический диапазон позволяет говорить о двух, позднерифейско-вендском и кембрийско-ор-довикском я апах пульсационной плюмовой активности мантии, существовавшей под Северной Азией на рубеже протерозоя и палеозоя На позлнедокембрийском этапе сформировались ассоциации щелочных пород и карбонатитов Восточного Саяна и Енисейского кряжа Они имеют не только сходный Ш-Бг-изотопный состав и абсолютный возраст, но и близкие модельные датировки, косвенно свидетельствующие о родственной природе источников В связи с этим необходимо обратить внимание на чрезвычайно низкие ("¿г^Э^ 0,70229-0,70252) по сравнению со многими другими проявлениями карбонатитов первичные отношения изотопов стронция в породах Енисейского кряжа Обычно подобным составом обладают неизмененные базальты срединно-океанических хребтов Это позволяет допустить присутствие в магматическом источнике компонента МОЯВ, особенно если предположить затягивание фрагментов сре-дшто-океанических хребта в зону субдукции По-видимому, вовлечение в процессы выплавления магм разнообразного мантийного материала и степень его смешения определяются как наклоном, так и глубиной заложения субдукционных зон, что приводит к пространственному совмещению по вертикали композиционно отличающихся субстратов

При относительно сходном с резервуарами Н1М11 и РЯЕМА изотопном составе неодима раннепалеозойские карбонагитсодержащие комплексы Кузнецкого Алатау и Горного Алтая отличается более высокими "'Бг/*^ от 0,7033 до 0,7065 в валовых составах пород. Предполагается, что это связано не столько с геохимическими особенностями магматических источников, сколько с процессом селективной коровой вэнтаминации расплавов на уровне промежуточных камер и подводящих каналов Аналогичное отклонение от мантийной последовательности прослеживается для также коигаминированных карбонатигов комплексов Якупиранга в Бразилии, Севапур и Амба Донгар в Индии, Турьего массива на Кольском полуострове (рис 10)

Поступление в расплавы значительных количеств "Бг коровой природы происходило при формировании мезозойских и более молодых карбонагитовых комплексов складчатых областей Однако, судя по изотопному составу неодима, источник их первичного вещества резко отличался от деплетированных мантийных резервуаров В композиционном отношении он характеризуется отрицательными значениями еШ при повышенных "Бг^Гр и приближается к веществу обогащенной мантии типа ЕМ I. Как уже отмечалось, наиболее сходным с ним составом обладают карбонатиты и щелочные породы комплексов Западного Забайкалья (см часть 3) В связи с заметным разбросом значений в примерно одновозрастных образованиях предполагается, что в обогащенной мантии были активированы два разнородных источника с различной степенью истощенности По-видимому, один из них представлял собой реликтовую зону, сохранившую свой деплетировашшй состав после вероятного метасоматоза С нашей точки зрения, несколько большие масштабы вовлечения подобного материала мантии в процессы карбонатитогенеза и его смешение с веществом ЕМ I демонстрируют вариации изотопных параметров карбонатигов из щелочного вулкано-плутонического комплекса Му-шугай-Худук в Южной Монголии (рис. 10) Высказанное ранее предположение об их источнике в довольно гипотетичном резервуаре обогащенной мантии ЕМ II вызывает сомнение, особенно если учитывать, что наряду с высокими значениями 878гЛ'5гг карбонатиты комплекса обладают достаточно тяжелым изотопным составом кислорода и углерода (5"0 ~11,5-20,4 %>. 5"С —2,1—-5,5 %о, Кулешов, 1986) Более реалистичным выглядит взаимодействие вещества вышеупомянутых мантийных источников, которое осложнялось избирательной коровой контаминацией расплавов Максимальной степенью контаминированности отличаются карбонатиты матчайского комплекса Туркестано-Алая. Однако и в этом случае величина еШ мало отличается от нижнего предела аналогичного параметра в резервуаре ЕМ I При этом, несмотря на пространственную разобщенность и возрастные отличия карбонатигов Тянь-Шаня и Западного Забайкалья, их модельные датировки (Гсм ~ 1,3-1,5 млрд лет) близки и косвенно указывают на изотопное сходство магмогенерирующих субстратов Очевидно, что мезозойские и более молодые карбонагитсодержащие комплексы в складчатых регионах формирую! ся уже на континентальной коре повышенной мощности. Вероятно, по этой причине процессы позднеколлизионной рифтогенной деструкции затухают, не затрагивая областей, пограничных с астеносферной мантией и, по существу, единственными глубинными источниками, способными генерировать магматические расплавы, остаются только резервуары в обогащенной субконтинентальной литосфере Указанными обстоятельствами обусловлена в целом и более высокая степень контаминированности образующихся пород веществом корового происхождения

Роль и эффекты коровой контаминации и постмягмятических преобразований в процессах карбонатитогенеза

Согласно современным представлениям существует два принципиально различных способа поступления корового вещества в магматические расплавы. В условиях тн «мантийной контаминации» предусматривается "заражение" непосредственно мантийных зон магмогене-рации материалом осадочного происхождения, который попадает на глубинные уровни благодаря процессам субдукции Анализ полученных нами данных по стабильным изотопам и стронцию показывает, что при формировании карбонагитовых комплексов происходил более распространенный процесс собственно «коровой» контаминации магм уже в верхних частях литосферы

Wir

V-V

r-c \ 7

Рис. il. Вариации изотопного состава углерода и кислорода карбонатитов в зависимости от характера и масштабов коровой контаминации

Показаны композиционные контуры породообразующих карбонатов Пи - пенчен-гинского, Вп - верхнепетропавловского, Э - эдельвейс, Мт - махчайского, Хр - харлинско-го, MX - Мушугай-Худук комплексов, щелочных массивов Восточного Саяна (ВС) и Енисейского кряжа (Ст - Средне-татарский массив) (Самойлов, 1984, Kononova, Yashina, 1984, Лапин и др, 1986, Кулешов, 1986, Врублевский, Кулешов, 1988; Покровский и др, 1991; Врублевский и др, 1999,2000, 2003, Vrublevsky et al, 1999, Monkiyo et al, 2001 ; Врублевский, 2002) Точечным пунктиром со стрелкой обозначены направления эволюции изотопного состава карбонатитов Западного Забайкалья (Ар - Аршанское, Ош - Ошурковское, Хл - Халютинское, Юж - Южное проявления) (по Риппу и др, 1998, Никифорову и др , 1998,2000) На диаграмме отображены поля составов- PIC («primary igneous carbonatites») - первичных магматогенных карбонатитов (Conway, Taylor, 1969), NSC («normal sedimentary carbonates») - морских нормально-осадочных карбонатов, SC («soil carbonates») - почвенных карбонатов (Salomons, 1975, Покровский, 2000) Области PIC и NSC соединены линией смешения со стрелкой, указывающей возрастание роли корового материала. Влияние различных процессов на характер изменения изотопного состава первичного карбокатитового вещества отражено на врезке в левом верхнем углу диаграммы (компилировано по Demény et al, 1998)

14 18

8,80 %.SMOW

Эффекты контаминации в той или иной степени фиксируются во всех изученных силикатных породах, однако наиболее заметно они отразились на изотопном балансе самих карбонатитов При этом большинство значений 8"С и 8"0 породообразующих карбонатов, группируясь в виде достаточно прямолинейных трендов, попадает в промежуточную область между полями составов неконтаминированных магматогенных карбонатитов и нормально-осадочных морских карбонатов (рис 11) В соответствии с представлениями, не исключается возможность возникновения наблюдаемой корреляции в результате релеевского изотопного фракционирования, но только на самых высокотемпературных (600-800"С) стадиях карбонатитообразования. Принимая во внимание существующее ограничение масштабов такого фракционирования, не превышающего 13,5 %> по 8'80, доминирующим процессом следует, все-таки, считать смешение глубинной С02 с изотопно более «тяжелой» углекислотой осадочного цикла Несмотря на частично перекрывающиеся диапазоны изотопных вариаций, в карбонатной составляющей более молодых комплексов доля мантийной углекислоты последовательно уменьшается и отношения 8"С и 8|80 приближаются к значениям, свойственным осадочным карбонатным породам Мраморизованные известняки с подобным составом (81"С 0,1-2,3 %о. 5"021,1-24,9%о) обычно либо непосредственно вмещают изученные карбонатиговые комплексы, либо встречаются в ре-

гиональных стратиграфических разрезах Аргументам в пользу участия их вещества в карбонати-тогенезе следует считать также повышенные концентрации радиогенного стронция в магматических породах при мало меняющемся изотопном составе неодима Нередко ко!ггаминационные тренды, как, например, в случае карбонатигов Западного Забайкалья, могут искажаться под воздействием метеорных, а также содержащих органогенную углекислоту подземных вод

На происходившую контаминацию сходным образом реагируют изотопные системы кислорода и серы других породообразующих минералов Значительно более высокие по сравнению с мантийными отношения 8|80 фиксируются в магнетите, апатите, диопсиде, флогопите и амфиболе карбонатигов ортомагматических комплексов При этом преобладающие значения варьируют в диапазоне от 7,0 до примерно 16,0 %о Аналогичным образом, но в несколько меньших масштабах трансформируются изотопно-кислородные системы клинопироксенов, полевых шпатов и нефелина щелочных пород. Установлен только один случай резкого нарушения локального изотопного равновесия между ними Прецедентом послужила сильно инверсированная ассоциация клинопироксена и нефелина в ийолиге Юго-Восточной Тувы. В связи с этим можно считать, что поступление норового материала происходило преимущественно еще на стадии существования расплавов и обогащение минералов тяжелым '"О не связано с посгмагмагическими процессами На примере комплекса эдельвейс значительное участие последних в формировании порей не подтверждается и изотопно-водородными данными Величины 8Э в изученных образцах флогопита в большей степени согласуются с первично-магматической природой содержащейся в них воды. Не исключена, правда, возможность, смешения магмаго генных и метаморфогенных вод, как в случае формирования амфиболов и слюд в карбонагигах Турнестано-Алая.

Совершенно противоположная тенденция фиксируется изотопными зависимостями в силикатных минералах, апатите, пирохлоре и магнетите мегамагматических карбонатигов Енисейского кряжа Их значительно более легкий изотопный состав кислорода вплоть до отрицательных значений 8 "О в пирохлоре и магнетите, свидетельствует об участии в минералообра-зовании слабо нагретых метеорных вод Влияние данного фактора вполне вероятно, учитывая, «по формирование пенченгинского комплекса, как и, по-видимому, других линейных карбонатигов, контролировалось зоной глубинного разлома Ее повышенная проницаемость способствовала более глубокой циркуляции атмосферных вод Благодаря их воздействию часть карбо-натитового вещества могла бьггь переопшожена с исчезновением признаков первичной магматической природы и смещением изотопно-кислородного равновесия, установившегося между минералами в процессе контаминации Более инертным в этом отношении является поведение изотопов серы в пирротине карбонатигов По сравнению с метеоритным стандартом, принятым за мантийный эталон, величина их отношения варьирует в широком диапазоне значений, демонстрируя существенное заимствование осадочного вещества

Некоторое представление о составе конгаминанта и степени его вовлечения в процессы карбонаптгогенеза позволяет получить анализ изотопных соотношений N(1, Бг и О в породах Расположение композиционных полей относительно линий смешения £N<1 - "Бт/"^ вещества мантии и коры зависит, главным образом, от природы контаминируюшего корового источника (рис. 12). Следует отметить явно обособленную позицию позднедокембрийских ассоциаций Енисейского кряжа и Восточно-Саянской провинции, которая указывает на нижнекоровый характер контаминанта с преобладанием древних осадочных доломитов с пониженными ''вт/^Бг ~0,7045-0,705 и еШ - -5-=~ 10,4 Возможно, этим объясняются низкие "^гЛ^г в карбонагитах, свойственные обычно веществу деплетиро ванных мантийных резервуаров типа МОЯ В и Н1М11 Судя по вариациям 5ПС и 8"0, доля поглощенного магмой корового компонента была существенной и, следовательно, нельзя полностью исключить его взаимодействие с МОЯВ-доме-ном Более характерную группу образуют комплексы Кузнецкого Алатау, Горного Алтая, Западного Забайкалья, Южной Монголии и Тянь-Шаня, породные составы которых контролируются линией смешения мантийного материала и усредненной верхней континентальной коры (еШ --26, "Бт/"^ -0,717) Показательно, что вблизи этого тренда располагаются композиционные

Рис. 12. Баланс изо...................1..................топных отношений N<1 и

г-;-.. ..................._ Бг при смешении мантий-

ных щелочных и карбона-титовых магм с веще-и ством различных коровых

резервуаров на стадии \ рифтинга

: Оцифрованными кон-

Ем турами ограничены поля

— составов 1 - карбонатитов

*Ч. Енисейского кряжа (пен-

ченгинский комплекс, Среднетагарский массив), 2 - карбонатитов Восточно-^ Саянской провинции (мас-

О. сивы Нижнесаянский, Вер-

''•- хнесаянский, Болыпетаг-

, нинский, Жидойский), 3 -

-К

0,704 0,706 0,708 0,710 0,712 щелочных пород и карбона-

87g|>/86gr титов верхнепетропавлов-

ского комплекса, 4-5 - ордовикских базальтов (4) и трахитов (5) имирской свиты на восточном склоне Кузнецкого Алатау и в обрамляющих его Минусинских впадинах, 6 - карбонатитов и щелочных пород комплекса эдельвейс, 7 - карбонатитов комплекса Мушугай-Худук; 8 - карбонатитов Южного Тянь-Шаня (массивы Матчайский, Дарай-Пиоз), 9 - карбонагитовых комплексов Западного Забайкалья (по данным Покровского и др, 1991, 1998, Рублева и др , 1998, Никифорова, Ярмолюка, 2000, Владыкина, 2001, Vrublevsky et al, 2001; Monkiyo et al, 2001, Врублевского, 2002; Врубпевского и др , 2003) Nd-Sr-изогопные линии смешения вещества мантии с хоровым контаминантом (точечный пунктир) приведены по (Покровский, 2000) 1 - с измененными океаническими базальтами, П - с фанерозойскими морскими карбонатами (eNd = -2, Nd = 2 г/т, "Sr/^Sr = 0,7078, Sr = 470 г/т), ГО - со средней верхней континентальной корой (sNd = -26, Nd = 32 г/т, "Sr/^Sr = 0,717, Sr= 510 г/т, по Азбель, Толстихину, 1990), IV - нижней корой (eNd = -10, Nd = 30 г/т, "Sr/^Sr = 0,710, Sr = 400 г/т, по Kempton et al, 1990, Schaaf et al, 1994), V - с докембрийскими осадочными доломитами (eNd = -5, Nd = 2 г/т, "Sr/^Sr = 0,705, Sr = 50 г/т), VI - нижней корой (cNd = -10,4, Nd = 32 г/т, ,7Sr/»Sr = 0,7045, Sr = 370 г/г, по Азбель, Толстихину, 1990) Изотопные параметры мантийных доменов ЕМ I, ЕМ П, BSE, PREMA, MORB приведены в соответствии с их современными изотопными параметрами по (Zindler, Hart, 1986).

поля ассоциаций щелочных пород и карбонатитов как палеозойского, так и мезозойского возраста, имеющих различные мантийные источники вещества При этом наблюдаемые отклонения от доминирующей линии смешения, скорее всего, вызваны геологическими особенностями региональных стратиграфических разрезов, в которых более широко распространены карбонатные отложения либо фанерозойското (Кузнецкий Алатау), либо рифейского (Горный Алтай и Западное Забайкалье) возраста

Показателем характера контаминации может служить корреляция между одновременно возрастающими 5|80 и "ЭгЛ^г, в породах комплексов При этом композиционные тренды располагаются вблизи линий смешения, практически напрямую соединяющих составы мантийного источника и соответствующего осадочного контаминанта (рис 13) Проявление подобной зависимости исключает вероятность сильного обогащения зон магмогенерации стронцием за счет метасоматоза мантии и свидетельствует о преимущественно коровом уровне его поступления в расплавы Незначительное отклонение составов в сторону кривых смешения магм с

0,703

0,705

0,707 87Sr/BBSrT

0,709

0,711

Рис. 13. Положение составов карбонатитовых комплексов на Эг-О-изотопной диаграмме смешения мантийного и корового вещества 1 - карбонатиты Восточного Саяна и Среднетатарского массива Енисейского кряжа, 2 -клинопироксениты и карбонати-ты комплекса эдельвейс, 3 - кар-бонатиты Западного Забайкалья; 4 - субщелочные и щелочные породы, карбонат иты и породообразующие клинопироксены Верхнепетропавловского массива, 5 - валовый состав и породообразующие апатит и амфибол карбонагитов Матчайскош массива (источники данных см. в примечании к рис 10, 11) М -состав исходных мантийных магм, и К2 - составы корового контаминанта, соответствующие докембрийским (К,) и фанеро-зойским (К2) осадочным карбонатным породам (см. пояснение к рис 12) Стрелками показано направление изменчивости изотопных составов при процессах коровой (КК) и мантийной (МК) контаминации На врезке диаграммы отражены их принципи-

альные отличия при разных отношениях (цифры на линиях смешения) концентраций стронция в мантии/магме Si(m) к его содержаниям в контаминанте Si(k) Концентрации кислорода в мантии/ магме и контаминанте принимаются равными (Taylor, 1980, James, 1981; Покровский, 2000)

контаминантом, обогащенным стронцием больше, чем обычно для коры, проще объяснить тем, что происходила не полнообьемная ассимиляция твердого материала, а селективная, при участии только вещества высококонцентрированных растворов, мобилизованных теплом интрузий из осадочных карбонатных пород По своему составу они приближенно должны напоминать 8г-содсржашие рассолы, которые захоронены в позднедокембрийских и раннепалеозойских осадочных толщах Сибирской платформы и ее складчатого обрамления Изотопный состав стронция в этих рассолах, как правило, близок к его высоким отношениям во вмещающих породах Поэтому, принимая изотопные параметры деплетированной мантии за первичные, степень контаминации производных расплавов оценивается в пределах 40-70 % Весьма вероятно, что подобные процессы могли способствовать дополнительной карбонатизации и обогащению солевыми компонентами мантийных щелочных магм с последующим обособлением собственно карбонатитовых жидкостей Убедительным аргументом в пользу такого предположения может служить в целом значительно большая степень контаминированности пород фанере юйских карбонатитовых комплексов на фоне общей активизации карбоншитогенеза в ходе геологической истории

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

ФОРМИРОВАНИЯ КАРБОНАТИТОВ В КОНСОЛИДИРОВАННЫХ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЯХ

Очевидно, что проблема происхождения карбонагитов не может более рассматриваться с какой-либо одной, ортодоксальной точки зрения Наряду с разноформационным характером их проявления, существующие теологические наблюдения, минералого-геохимические и изотопные данные, экспериментальные свидетельства указывают на гетерогенный характер источников вещества и процессов формирования карбонагитов При реконструкции механизмов породогенеза важное значение приобретают изучение физико-химических условий существования и кристаллизации, агрегатного состояния и способов обособления карбонатитовых жидкостей, а также прослеживание взаимосвязей карбонагитов с другими магматическими образованиями на примере природных и модельных систем Именно с этих позиций в работе обсуждаются некоторые петрологические аспекты формирования изученных орто- и метамагмэтических карбонатитовых комплексов

Ортомагматические карбонатитовые комплексы

Как уже отмечалось, в обстановке позднеколлизионного рифгинга наиболее распространенный формационно-генетический тип карбонагитов представлен их ассоциациями с породами - производными шелочно-базитового магматизма (эссекситами, тералитами, шонкинита-ми, фойдолитами, нефелиновыми и щелочными сиенитами, их вулканическими и гипабиссаль-ными аналогами) В зависимости от принадлежности к определенному комплексу среди щелочных пород можно выделить две петрохимические сериии с преимущественно калиевой (субкалиевой) и калиево-натриевой спецификой В первом случае величина отношения K,0/Na,0 сильно варьирует, но в среднем обычно не опускается ниже значений ~ 0,7-0,8. Наибольшие ее колебания характерны для щелочных и субщелочных габброидов (0,2-5,5) и щелочных сиенитов (1,4-14,1) комплекса эдельвейс. В однотипных породах других карбонагигсодержа-щих комплексов повышенной калиевости (комплексы Западного Забайкалья, Южной Монголии и Туркестано-Алая) отношение K,0/Na20 изменяется в целом в менее широком диапазоне от 0,4-0,8 в меланокраговых разновидностях до 2,0-2,3 преимущественно в нефелиновых и щелочных сиенитах Комагмэтичная ассоциация пород шелочно-базитового ряда (тералигов, основных фойдолитов, ювитов и фойяигов) с существенно натриевым уклоном (K20/Na,0 ~ 0,20-0,75) щелочности отмечается в составе только двух комплексов АССО - верхнепетропавловского и харлинского

Важно подчеркнуть, что вопреки широко распространенному мнению о повсеместно высоком уровне обогащенности карбонагитов калиевых щелочных комплексов такими типо-морфными элементами, как Sr, Ва, REE, среди рассмотренных карбонатитовых проявлений этого типа аналогичный характер распределения наблюдается исключительно в позднемезо-зойских ассоциациях Западного Забайкалья и Южной Монголии (Самойлов, Коваленко, 1983; Никифоров и др, 2000) Следует напомнить, что именно для карбонагитов данных регионов устанавливается источник первичного вещества в обогащенной мантии EM I. Вместе с тем, например, для самых ранних карбонагитов калиевого комплекса Мушугай-Худук характерны относительно низкие средние содержания этих компонентов (Sr -1950, Ва —1900, REE -1500 г/т), уже более сопоставимые с уровнем концентраций в породах K-Na-щелочно-ультраоснов-ных ассоциаций (Самойлов, 1984) Количественные соотношения Sr и Ва в карбонатигах других щелочно-базитовых комплексов (верхнепетропавловский, эдельвейс, харлинский, матчай-ский), независимо от уровня и характера щелочности силикатных дифференциагов, варьируют в широком диапазоне (Sr 902-6016, Ва 120-2880г/т)приSr/Baот 1,3 до23,3 спреобладаю-щими значениями 1,6-9,2. Сходные величины Sr/Ba-1,2-9,0 обычно свойственны только наиболее ранним высокотемпературным карбонатитам магматического генезиса (Капустин, 1983, Самойлов, 1984)

РОС НАЦИОНАЛЬНАЯ БИБЛИОТЕКА С. Петербург * 09 100 мт

Для большинства карбонатитов ортомагм этических комплексов также показательны относительно невысокие концентрации Nb (до 49 г/т). Та (0,1-1,0 г/т), Zr (до 141 г/т) и Hf (0,11,8 г/т) Как и многие другие магматогенные карбонатиты, они значительно обеднены этими компонентами по сравнению с ассоциирующими силикатными породами и продуктами более низкотемпературных гшцютермалыю-метасоматических стадий (Самойлов, 1984. Багдасаров, 1994) Представляется, что в данном случае главной причиной подобного распределения Nb, Та, Zr, Hf в ранних карбонатитах является не столько вещественный состав источника, степень его плавления или направленность магматической эволюции, сколько механизм обособления карбонатитовой жидкости от материнского щелочного расплава Основанием для этого могут служить результаты последних экспериментальных исследований по распределению редких элементов в системах с силикатно-карбонатной жидкостной несмесимостью В противоположность барию и стронцию, эмпирически полученные величины коэффициентов разделения (D carb/sil) Hf (9,3x10'), Zr (0,016), Та (0,099) и Nb (0,503) между кокьюгативными карбонатной и силикатной ликвационными фазами в среднем всегда меньше единицы в широком интервале давлений и температур (0,8-0,9 кбар, 965-1015"С и 10 кбар, 1100"С) Такой характер распределения элементов свидетельствует о преимущественном их накоплении в остаточном силикатном расплаве (Jones et al, 1995, Veksler et al, 1998) Альтернативным образом в ходе лик-вационного процесса ведут себя лантан и церий, избирательное концентрирование которых преимущественно в солевой карбонатитовой жидкости фиксируется н виде повышенных значений D carb/sil -1,1-1,3 Подобная тенденция в различной степени прослеживается при сопоставлении карбонатитов и ассоциирующих с ними сингенегичных щелочных или нефелиновых сиенитов в комплексах Кузнецкого Алатау, Горного Алтая, Южной Монголии и в ряде проявлений Западного Забайкалья Менее определенной в этом отношении является слабая контрастность распределения редких элементов в породах Туркестаио-Алая, возможно, искаженного процессами гибридизма и гидротермально-метасоматических преобразований, маскирующих ликвационную природу карбонатитов

Принимая во внимание выявленные закономерности изменения изотопного и редкоэле-ментного состава, можно заключить, что одним из петрогенетических факторов, приводящих к жидкостной несмесимости в таких карбонатитообразующих системах, наряду с изначально повышенным уровнем карбонаггизации родительской мантийной щелочно-базитовой магмы, является ее прогрессирующая селективная контаминация коровым веществом в ходе подъема и дифференциации в верхних горизонтах литосферы Согласно широко известным петрологическим моделям типа AFC или AFCLI (De Paolo, 1981: Ray, 1998), формирование магматических пород, в том числе и щелочно-карбонатитовых ассоциаций, предполагается путем сочетания конкурирующих между собой процессов кристаллизационного фракционирования, ассимиляции и ликвации расплавов При этом важную роль играет предварительная дифференциация исходной магмы, которую она должна претерпеть, прежде чем будет способна к обособлению ликвационной карбонатитовой жидкости. В ходе становления рассматриваемых карбона-титовых комплексов требуемая степень фракционирования щелочно-баиггового расплава, по-видимому, была различной, но в отдельных случаях достаточно высокой, достигая, например, уровня производных состава основных фойдолитов (верхнепетропавловский комплекс) (Бас-кина и др , 1978; Самойлов, Коваленко, 1983: Врублевский, 1989, 2002; Врублевский и др , 1999. Никифоров и др, 2000, Андреева и др, 2001) Не исключается также возможность ликва-ционного расслоения части щелочно- и нефелинсиенитовых фракций, как это предполагается для карбонатитов Матчайского массива

Согласно современным воззрениям, явления силикатно-карбонатной жидкостной не-смесимостя относительно стабильны в достаточно широком диапазонетемператур (800-1250"С) и давлений (0,7-10 кбар), однако наиболее оптимальные условия процесса создаются при Р -24 кбар и Т°С -800-1100°С. По сравнению с композиционными факторами и давлением, влияние которых не так однозначно, с понижением температуры область ликвации неуклонно расишря-

С1ся В связи с этим в наших исследованиях уделялось повышенное внимание особенностям термического режима становления ортомагматических комплексов Как свидетельствуют данные по гомогенизации микровключений солевого расплава в силикатных минералах карбона-титов Кузнецкого Алатау, ликвационное расслоение происходило в производном фойдолитовом расплаве с последующим обособлением карбонатитовой жидкости при температуре не ниже 890°С (Врублевский и др, 1989) Преобладающая карбонатная матрица включений начинает плавится в диапазоне 570-590°С, фиксируя тем самым этап массового осаждения породообразующего кальцита В совокупности с выявленными особенностями фазовых равновесий и характера декрепитационного разрушения более поздних (~650-400°С) флюидных включений в минералах это позволяет наметить следующую стадийность кристализации карбонагитов фер-ромонтичеллит (~890°С) - клинопироксен (-890-700"С) - титаномагнетит+плеонаст (~860-700"С) - флогопит (~700"С) - апатит (~650-550°С) - кальцит (590-400°С) Расчетые температуры изотопно-кислородного равновесия (~700-850°С) между тиганомагнегигом и кальцитом карбона-титов (Покровский и др, 1991) вполне сопоставимы с условиями распада твердого раствора магнетит - шпинель

Признаки подобной жидкостной несмесимости на микроуровне обнаруживаются в апатите из некоторых щелочно-мафитовых пород (тералитов, шонкинитов) карбонатитсо-держащего комплекса Мушугай-Худук в Южной Монголии (Андреева и др, 1999, 2001) Ликвационный процесс начинался уже на раннем высокотемпературном (Т"С=1180-1200°С) этапе эволюции щелочной магмы . Наряду с преобладающими силикатными и силикатно-солевыми расплавными включениями, в одних и тех же зонах роста апатитовых кристаллов наблюдаются сингенетичные включения солевых расплавов преимущественно фосфат-но-карбонатного состава, композиционно приближающихся к карбонатитам комплекса. Кроме этого, в отдельных микровключениях выявляются стекловатые фазы с различной степенью обогашенности Р205 и СаО и отчетливо выраженной физической границей раздела между собой, что также указывает на происходившие процессы жидкостного расслоения и ликвационную природу карбонагитов и магнетит-апатитовых пород комплекса. Гомогенизация включений силикатно-солевого расплава, законсервированного непосредственно в их породообразующем апатите, завершается в интервале 1000-1100°С (Соколов, 1993) При этом барические условия формирования пород ~3 кбар вполне сопоставимы с малоглубинной (Р ~2 кбар) обстановкой образования карбонагитов Кузнецком Алатау (Врублевский, 1989). Судя по характеру гомогенизации микровключений силикатного расплава, в сходном температурном режиме (1030-1260°С) начиналась кристаллизация кальцитовых карбонатитов Восточно-Саянской провинции (Панина, 1985), что, по-видимому, практически исключает вариант их первичного метасоматического происхождения.

При оценке термического режима образования карбонагитов других ортомагматических комплексов пока приходиться ориентироваться только на данные по изотопно-кислородному равновесию между сосуществующими минералами Несмотря на то, что оно может фиксировать момент полного прекращения изотопного обмена уже на посткристаллизационной стадии, выявленные особенности фракционирования свидетельствуют об относительно равновесном и высокотемпературном соосаждении минеральных фаз Основываясь на самых высоких значениях изотопных температур кальцит-магнетит (713-856°С) из пород верхнепетропавловского комплекса (по сравнению с температурами гомогенизации и декрепигации понижение Составляет не более ~200°С), можно предполагать, что и сильнее контаминированные карбонати-ты эдельвейс, харлинского и матчайского комплексов, судя по масштабам фракционирования изотопов между кальцитом и магнетитом (~500"С), кальцитом и апатитом (500-650°С), начинали кристаллизоваться при температурах не ниже 700-800°С. Как и в других, трансформированных коровой контаминацией, карбонагитовых системах, сохранению равновесного характера ассоциаций, по-видимому, способствовало взаимное обогащение тяжелым "О сосуществующих минералов

Метамагматические карбонатитовые комплексы

Метамагматическое карбонатитообразование представляет собой исключительно редкое явление для этого типа пород в целом На примере изученного пенченгинского комплекса его специфичность заключается не только в отсутствии тесной пространственной связи с щелочными магматитами, но также в монофациальном характере и преимущественно магнезиальном составе карбонатитов Последнее обстоятельство чаще других вызывает дискуссию по поводу происхождения пород такого химизма Действительно, в тех щелочных магматических комплексах, где карбонатитовый процесс носил явно выраженный полистадийный характер, существенно магнезиальные (доломитовые, ферродоломиговые) разновидности карбонатитов представляют собой сравнительно поздние низкотемпературные (~300-400°С) минеральные парагенезисы и, несомненно, образовались гидротермально-метасоматическим путем Однако в подобных случаях карбонатиты обладают контрастными геохимическими особенностями, а их изотопный состав заметно смещается в сторону значений, сходных с параметрами вещества земной коры (Самойлов, 1984) Вместе с тем, в последнее время установлено, что магнезиокарбонатиты целого ряда проявлений Южной Африки (Маринкас Квел-лен, Шпицкоп, Булхок), Канады (Аргор, Каргипл) и России (Гулинский, Маган, Ыраас) характеризуются мантийным изотопным составом и геолого-петрографическими признаками, свидетельствующими об их интрузивно-магматическом происхождении (Егоров, 1990. Баг-дасаров, 1994: Harmer, Gittms. 1997: Smithies, Marsh, 1998) Особенно актуальны местонахождения магнезиокарбонатигов, по-видпмому. не являющихся непосредственными производными карбо-нагизированных силикатных магм Принимая во внимание автономность их развития, морфологию и ассоциацию с щелочными мегасоматитами, некоторые исследователи предлагают выделять подобные породные парагенезы в особый форм анионный тип линейных фениг-карбонагиговых комплексов (Лапин, Плошко, 1988)

По уровню магнезиальности и соотношению других петрогенных компонентов карбонатиты пенченгинского комплекса очень незначительно отличаются от экспериментально полученных щелочно-доломитовых расплавов, которые принимаются в качестве самостоятельных карбонатитовых магм мантийного происхождения (см часть 2) Считается, что в благоприятной тектонической обстановке даже их небольшие порции способны подниматься вместе с плюмовым веществом с глубин не менее 70 км Наряду с установленными изотопными параметрами пород, вероятность кристаллизации карбонатитов Енисейского кряжа из подобной магмы подтверждается близким сходством положения их составов в модельной системе, имитирующей возникновение субсолидусных карбонатных жидкостей при плавлении верхнемантийных перидотитов (рис 14) Аргументом в пользу магмагогенного формирования магнезиокарбонатигов может также служить присутствие в их породообразующем апатите очень мелких (50-100 мкм) монокристаллических карбонатных включений округлой формы, которые интерпретируются нами как обособления расплава, захваченные растущими кристаллами Сходные по морфологии микровключения Mg-кальцита неоднократно фиксировались в апатите из некоторых субвулканических карбонатитовых комплексов Восточной Африки (Rankin, 1975, 1977. Ting et al, 1994) Их содержимое плавится только при температурах 740-912"С, указывая на магматический генезис Более поздние включения водно-угле-кислотного флюида гомогенизируются уже в интервале 320-590"С По-видимому, аналогичного рода трансформация минералообразующей среды прослеживается на примере флюидных включений, законсервированных в апатите магнезиокарбонатигов пенченгинского комплекса После захвата его зарождающимися кристаллами мельчайших порций сравнительно высокотемпературною (~1000"С) карбонатного расплава, дальнейший рост выделений апатита происходил на фоне постепенного изменения агрегатного состояния системы с переходом флюидизированной магматической жидкости в существенно водно-углекислотный флюид с сильно варьирующим в зависимости от температуры отношением С0,/С0,+Н,0. Показательно скачкообразное снижение уровня концентраций углекислоты (огг 820-990 до* 130-204 мг/кг) во включениях, декрепитирующих при нагреве менее 500-600°С, что, очевидно, фиксирует ру-

Поверхнос карбонаты ликвидуса

S1O2+ AI2O3

Рис. 14. Положение составов магнезиокарбонати-тов пенченгинского комплекса на изобарической ликви-дусной поверхности в модельной системе (ВЮьМ^О,)-(СаОЫагОКгОИМ^РеО)-СО,

СаО+ЫагО+КгО

MgO+FeO

Серым цветом показана область составов экспериментальных карбонатитовых расплавов, равновесных с мантийными флогопит- и амфиболсодержа-щими лерцолитами (Wallace,

Green, 1988, Thibault et al, 1992, Sweeney, 1994, см также часть 1) Геометрия фазовых ликвидусных поверхностей приводится по (Wellie, Lee, 1998) Жирной линией выделена граница полей карбонатного и силикатного ликвидуса, в инвариантной точке Q жидкость сосуществует с доломитом (Mg-кальцитом) и главными минеральными фазами лерцолитов при давлении 2,8 ГПа и Т°С=1230°

беж массового осаждения ферродоломита при этих температурах Согласно экспериментальным данным, при сходном термическом режиме может осуществляться кристаллизация магне-зиокарбонатитовых расплавов, насыщенных летучими компонентами, в том числе и щелочами (Gittins, Tuttle, 1964: Cooper et al. 1975. Wyllie, 1989. Gittms, Jago, 1991; Baily, 1993; Harmer, Gittins, 1997) Фактическим свидетельством их избытка в магме, по-видимому, является обширная фенитизация пород, вмещающих карбонашгы комплекса Суда по заметному обогащению породообразующих минералов легкими изотопами кислорода и водорода относительно ювепильного резервуара MORB, отделившийся при этом флюид был сильно разбавлен слабо нагретыми метеорными водами, что, в свою очередь, вызвало уменьшение температур изотопного равновесия ло 200-500"С между сосуществующими ферродоломитом, пирохлором, магнетитом и апатитом Предложенный механизм поздне- и постмагматических преобразований позволяет согласовать установленные закономерности распределения стабильных изотопов с демонстрируемыми «мантийными» зависимостями Rb-Sr и Sm-Nd-изотопных систем пород и минералов комплекса Представляется, что достаточно высокие содержания стронция и лантаноидов в карбонатигах делают данные системы малочувствительными к воздействию вадоз-ных термальных вод Вместе с тем, не исключается также вероятность переотяожения части карбонатитового вещества (Врублевский и др, 2003)

Как известно, формирование ассоциаций щелочных порол и карбонатитов служит одним из главных индикаторов процесса рифтогенной деструкции континентальной литосферы В настоящее время не вызывает сомнения, что наряду с платформенными блоками земной коры, проявление магматизма подобного рода, хотя и в заметно меньших масштабах, характерно для областей завершенной складчатости, которые возникают в результате аккреционно-коллизиой-ных процессов на активных континентальных окраинах.

Особенности геологической позиции, состава и возрастного положения рассмотренных комплексов щелочных пород и карбонатитов в КСО Южной Сибири и Тянь-Шаня свидетельствуют о полихронном характере и сложной геодинамической обстановке их образования Главные фазы щелочного и карбонатитового магматизма фиксируются в широком временном диапазоне от позднего рифея-венда до позднего мезозоя включительно, однако, судя по полученным изохронным датировкам, во всех случаях основные коллизионные события предшествовали формированию комплексов В связи с этим обстоятельством, а также конвергенгнос-

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

тью редкоэлементного состава щелочных пород, проявляющих признаки как островодужных, так и внутриплитных магматитов, в качестве наиболее предпочтительного тектонического режима их становления предполагается позднеколлизионный «рассеянный» рифтогенез в условиях пространственного совмещения разных геодинамических обстановок и соответствующего смешения вещества магматических источников Ведущим фактором развития подобного локального рифтинга на фоне еще продолжающегося коллизионного сжатия является косоориентиро-ванное сближение аккретирующих ли госферных блоков, способствующее возникновению сдвиговых деформаций с заложением кратковременных глубокопроницаемых зон растяжения.

Установленная на примере карбонатитовых комплексов Южной Сибири периодичность позднеколлизионного рифто! енеза и связанного с ним магматизма повышенной щелочности и карбонзтитообразования хорошо согласуется по времени с общей последовательностью аккреции и наращивания коры на активной окраине Сибирского континента в позднем докембрии -раннем палеозое Принимая во внимание мантийную природу источников вещества пород, предполагается, что геологическое развитие региона в этот период определялось пульсационной деятельностью устойчивой горячей точки (плюма), осложнявшей процессы субдукции и формирования островодужных систем.

По морфогенетическим признакам и составу породных парагенезов выделяется два типа карбонатитовых комплексов' мстамагм этические фенит-карбонатитовые формации линейно-трещинных карбонатитов и ортомагматические карбонагитсодержащие щелочно-основного и щелочно-ультраосновного формационных рядов Доминирующие щелочно-базитовые комплексы отличаются друг от друга по характеру щелочности силикатных пород, свойственного химизму калиево-натриевых и калиевых (субкалиевых) магматических серий

Для формирования карбонагпттовых комплексов КСО характерно разномасштабное взаимодействие мантийного и корового материала. Этому в значительной степени могли способствовать повышенная мощность и состав земной коры в орогенических областях По данным изотопии О, С, 5, Н, 5т максимальная степень контаминации отмечается в породах более молодых фанерозойских комплексов В то же время изотопный состав N<1 варьирует слабо и в зависимости от возраста карбонатитовых ассоциаций соответствует параметрам либо депчетированного мантийного материала типа Н1МЦ РЯЕМА или М(ЖВ с ограниченной примесью вещества ЕМ I (комплексы позднего докембрия-раннего палеозоя), либо субконтинентальной литосферной мантии (мезозойские комплексы) По-видимому, существование подобной закономерности возможно только при условии, что коровый контаминант обогащен радиогенным "Бг, тяжелыми "О и "С и почти не содержит легких РЗЭ. Таким составом обладают высоконцешрированные вт-содержа-щие рассолы, которые «законсервированы» в осадочных отложениях чехла Сибирской платформы и ее складчатого обрамления и, в принципе, могли бы послужить в качестве контамшшрую-щих растворов, мобилизованных тепловым воздействием щелочных интрузий

В результате проведенных исследований установлена гетерогенная природа карбона-титообразования в складчатых областях Кальциокарбонатиты ортомагмэтических комплексов представляют собой продукты кристаллизационного фракционирования и последующей ликвации карбонагизированных щелочных расплавов различной основности Формирование мета-магматических фениг-карбонатитовых комплексов происходило в ходе эволюции и кристаллизации родонанальной магпезиокарбонатиговой магмы, образующейся непосредственно в результате субсопиоусного парциального плавления карбонагизированных мантийных перидотитов Ее дегазация в верхних горизонтах литосферы приводит к фешттизации вмещающих пород и преобразованиям карбонатитов, маскирующим их первично-магматическую природу

Основные публикации по теме диссертационной работы

Кортусов М.П, Макаренко Н А, Врублевский В.В., Осипов П В, Рихванов Л П, Мостовс-кой А И Первая находка апатшеодержащих карбонатитов в Кузнецком Алатау // Геохимия, петрография и минералогия месторождений Сибири Томск Изд-во Томского ун-та 1984 С. 138-147

Врублевскнй В.В., Кортусов М П, Погорелое ЮЛ Особенности термовысвечивания кальцита карбонатитов Кузнецкого Алапу // Теория и методология минералогии Сыктывкар. 1983 Т 1. С. 153-154 Врублевскнй В.В., Кулешов В Н йпС и 6"О в карбонатитах Верхнепетропавловского массива (Кузнецкий Алатау) //Труды XI Всесоюз симпозиума по геохимии изотопов М 1986 С. 76-77 Врублевскнй В.В., Кулешов В Н Изотопный состав и происхождение карбонатитов Верхнепетропавловского массива (Кузнецкий Алатау) // Докл АН СССР. 1988 Т298 №5 С 1214-1217.

Врублевскнй В.В. Петрология ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау (на примере Верхнепетропавловского массива) Автореф дис . канд геол - мин наук. М , ИГЕМ АН СССР 1989 24 с.

Врублевскнй В.В., Бабанский А Д, Тронева Н В , Елисафенко В Н Условия минералообра-зования карбонатитов Кузнецкого Алатау // Изв АН СССР. Сер геологич 1989 №12 С 65-81

Покровский Б Г., Врублевскнй В.В., Гринев О М Изотопный состав стронция и кислорода в щелочно-габброидных интрузиях севера Кузнецкого Алатау // Труды XII Всесоюз симпозиума по стабильным изотопам в геохимии М 1989 С. 33

Покровский Б Г, Врублевскнй В.В., Гринев О М Роль вмещающих пород в формировании шелочно-габброилных интрузий севера Кузнецкого Алатау по изотопным данным // Изв АН СССР. Сер геологич 1991 №8 С 81-94

Парначев В П , Врублевскнй В.В. О карбонатитах и карбонатитоподобных породах юга Красноярского края // Вопросы геологии Сибири. Томск Изд-во Томского ун-та 1992 Вып 1 С. 63-67 Врублевскнй В.В., Борозновская Н Н Генетическая интерпретация спектров рентгенолю-минесценции апатита из карбонатитов Кузнецкого Алатау // Структура и эволюция минерального мира. Сыктывкар 1997 С. 114-115

Покровский Б Г, Андреева Е Д, Врублевскнй В.В., Гринев О М Природа контаминации щелочно-габброидных интрузий южного обрамления Сибирской платформы по данным изотопии стронция и кислорода//Петрология 1998 Т. 6. №3 С 259-273

Врублевскнй В.В. Происхождение ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау // Проблемы генезиса магматических и метаморфических порол СПб 1998 С 75

Врублевскнй В.В., Покровский Б Г., Сапронов Н Л, Парначев В П , Москалев В А. Изотопный состав углерода и кислорода в субвулканических карбонатитах Тунгусской синеклизы //Труды XV симпозиума по геохимии изотопов М 1998 С. 55-56

Врублевскнй В.В., Гертнер И Ф, Ревердаггто В В, Королюк В Н , Корчагин С А , Мос-товской А И Алланит (ортит) окрестностей горы Богатырь (Кузнецкий Алатау) // Записки ВМО 1999. № 2 С 105-109

Врублевскнй В.В., Борозновская Н Н , Топоркова А А, Гертнер И Ф Качественная оценка параметров карбонатитообразования по данным люминесценции апатита // Минералогическое общество и минералогическая н^ка на пороге XXI века СПб 1999. С. 54-56

Врублевскнй В.В., Борозновская Н Н„ Гертнер И Ф„ Парначев В П , Топоркова А А Люминесценция кальцита как функция термического режима карбонагитовых систем // Там же. С 56-58

Врублевскнй В.В., Покровский Б Г, Крупчатников В И , Гертнер И Ф, Аношин Г.Н Изотопно-геохимические особенности карбонатитов Северо-Чуйскопо хребта (Горный Алтай) // Проблемы металлогении юга Западной Сибири Томск 1999 С 93-96

Врублевскнй В.В., Гертнер И Ф , Крупчатников В И , Поляков Г.В, Аношин ГН. Геологическая позиция и вещественный состав ультракалиевых пород Горного Алтая // Петрография на рубеже XXI века Итоги и перспективы Сыктывкар 2000 Т 1.С 41-44

Врублевскнй В.В. Эволюция химического состава амфиболов и елки в карбонатитах и ме-тасоматитах пенченгинского комплекса (Енисейский кряж) // Матер регион конф геологов Сибири, Дальнего Востока и северо-востока России, посвященной 300-летию геологической службы России Т И Гл 1 Металлогения и полезные ископаемые Томск. 2000 С 96-98

Врублевскнй В.В., Гертнер И Ф, Топоркова А А Новые данные о карбонатитах матчайско-го комплекса (Южный Тянь-Шань) // Проблемы геологии и геохимии юга Сибири Томск 2000 С. 116-122 Покровский Б Г, Врублевскнй В.В., Сапронов Н Л, Парначев В П , Москалев В А, Кудрявцев Д И Изотопный состав кислорода и углерода карбонатитоподобных пород Тунгусской синеклизы//Петрология 2001 Т 9 Л»4 С 433-445

Сазонов А М, Гертнер И.Ф., ВрублсвскиМ В.В., Краснова ТС , Колмаков Ю В , Звягина Н А, Леонтьев С И Изотопные ограничения геодинамической модели формирования Крестовской вулкано-плугонической структуры (Маймеча-Котуйская провинция) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып 2. Томск ЦНТИ. 2001 С 80-87.

Гертнер И Ф, Врублсвский В.В., Парначев В П, Краснова ТС , Тишин П А, Беляев В И , Валуев А В , Корчагин С А , Мостовской А И , Войтенко ДНО формационной принадлежности и выделении петротипов магматических комплексов Кузнецкого Алат%' и Салаира // Там же. С. 120-128.

Войтенко Д Н, Гертнер И Ф., В рублевский В.В., Сазонов А М. Структурные аспекты локализации уртитового тела Кия-Шалтырского плутона // Там же С 197-201

Гертнер И Ф, Врублсвский В.В., Войтенко Д Н . Сазонов А М , Краснова Т.С, Тишин П. А. Геохимия щелочно-мафитовых плутонов Кузнецкого Алатау свидетельства конвергентности окра-инно-континентального и внутриплитного магматизма // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып 3 Томск. Изд-во ТГУ 2002 С. 55-67.

Врублсвский В.В. Петрологические модели карбонатитогенеза (обзор современных экспериментальных исследований) // Там же. С 36-54.

Покровский Б.Г., Служеникин С.Ф., Кудрявцев Д И , Криволуцкая Н А , Врублсвский В.В. Геохимия изотопов кислорода, водорода и углерода в траппах Сибирской платформы // Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков Т 2 М ООО Связь-Принт 2002 С. 155-157.

Врублсвский В.В. Геохимия, геохронология и источники вещества карбонатитовых комплексов Южной Сибири // Щелочные комплексы Центральной Сибири Красноярск Изд-во КПИИГТиМС. 2002. С 65-75.

Врублсвский В.В., Покровский Б Г, Журавлев Д 3 , Аношин ГН Вещественный состав и возраст пенченгинского линейного комплекса карбонатитов, Енисейский кряж // Петрология 2003 Т II №2. С. 145-163

Врублсвский В.В., Гертнер И Ф , Журавлев Д 3, Макаренко Н А. Sm-Nd-изотопный возраст и природа источника ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау //Докл. РАН 2003. Т. 391. № 3. С. 378-382.

Vrublcvsky V.V., Pokrovsky В G , Kuleshev VN, Gertner IF, Parnachov V.P, Anoshin GN Geochemistry of carbon and oxygen isotopes of carbonatites from the western part of Altay-Sayan folding system // In Ninth VM Goldschmidt Conference. Lunar and Planetary Institute, Houston, USA, 1999. LPI Contribution № 971 P. 311-312.

Vrublcvsky V.V., Gertner IF., Krupchatnikov VI, Anoshin G N, Polyakov G V Geochemistry of ultrapotassic rocks from Gomy Altai (South Siberia)//In 31 st International Geological Congress Rio de Janeiro, Brazil, 2000. 1CD (Win95/98/2000NT) Abstr №7603

Vrublcvsky V.V., Gertner IF, Zhuravlev D Z Carbonatite complexes from the western parth of Altai-Sayan folding area and the Enisei ridge Sr-Nd-isotopic systematics and age // In Eleventh Annual VM Goldschmidt Conference Hot Springs, Virginia, USA, 2001. Lunar and Planetary Institute, Houston 1CD (Win95/98) Abstract № 3069.

Vrublcvsky V.V., Gertner I F., Zhuravlev D Z Sr-Nd system evolution and geochronology of carbonatite-bearing complexes from the western part of Altai-Sayan fold region and the Enisei ridge // IGCP Project 420 Continental Growth in the Phanerozoic Evidence from Central Asia Third Workshop Abstracts Novosibirsk, Publishing House of SB RAS, Department "Geo", 2001 P. 119-122

Vrublcvsky V.V., Gertner IF, Voitenko DN Oxygen isotope ratios in alkaline basites from Kuznetsky Alatau (South Siberia) // Geochim. Cosmochim Acta 2002 V. 66 N 15a (SI). Twelfth Goldschmidt Conference Abstracts A 813

Pokrovsky В G„ Sluzhenikin SF, Kudriavtsev D.I., Krivolutskaya N.A , Vrublcvsky V.V. Stable isotope geochemistry of the Sibenan traps//Geochim Cosmochim Acta 2002 V 66 N 15a (SI) Twelfth Goldschmidt Conference Abstracts A 608

Отпечатано на участке оперативной полиграфии Редакционно-издательского отдела ТГУ Лицензия ПД № 00208 от 20 декабря 1999 г.

Заказ № 100 " Ц " О?

.2003 г. Тираж 150 экз.

goo3r-fl

»14230

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Врублевский, Василий Васильевич

ВВЕДЕНИЕ.

ЧАСТЬ 1. ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ КАРБОНАТИТОВ.

Систематика, номенклатура, формационная принадлежность и вещественный состав карбонатитов.

Современные петрологические модели карбонатитогенеза.

Карбонатитовые магмы как продукты парциального плавления мантийных перидотитов.

Карбонатитовые жидкости - дифференциаты карбонатизированных щелочных магм.

ЧАСТЬ 2. ГЕОЛОГИЯ, ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И

ГЕОДИНАМИКА КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ

СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ ЮЖНОЙ СИБИРИ И ТЯНЬ-ШАНЯ.

Метамагматические фенит-карбонатитовые комплексы.

Пенченгинский комплекс Енисейского кряжа.

Ортомагматические карбонатитсодержащие комплексы.

Верхнепетропавловский комплекс Кузнецкого Алатау.

Комплекс эдельвейс Горного Алтая.

Харлинский комплекс Юго-Восточной Тувы.

Матчайский комплекс Южного Тянь-Шаня.

ЧАСТЬ 3. ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА И ГЕОХРОНОЛОГИЯ КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ СКЛАДЧАТЫХ

ОБЛАСТЕЙ.

Методика исследований.

Эволюция изотопного состава неодима и стронция и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих силикатных пород.

Геохимия стабильных изотопов.

Изотопный состав углерода и кислорода.

Особенности изотопно-водородной системы в силикатных минералах карбонатитов.

Изотопный состав серы.

ЧАСТЬ 4. ПЕТРОГЕНЕЗИС КАРБОНАТИТОВ В ОБЛАСТЯХ

ЗАВЕРШЕННОЙ СКЛАДЧАТОСТИ.

Изотопно-геохимическая специфика и эволюция источников вещества карбонатитсодержащих комплексов в разновозрастных позднеколлизионных обстановках.

Первичная мантийная природа и Ыс1-8г-изотопная систематика карбонатитов и комагматичных щелочных пород.

Роль и эффекты коровой контаминации и постмагматических преобразований в процессах карбонатитогенеза.

Генетические типы и физико-химические условия формирования карбонатитов в консолидированных складчатых областях.

Ортомагматические карбонатитовые комплексы.

Метамагматические карбонатитовые комплексы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей"

Постоянный интерес петрологов к карбонатитам обусловлен не только специфической рудоносностью, нередко достигающей промышленных масштабов, но и уникальностью этих горных пород в генетическом отношении. При этом, несмотря на длительную историю изучения карбонатитов, вопросы, касающиеся природы, механизма и физико-химических параметров их образования, остаются предметом острой дискуссии.

За последние два десятилетия, во многом благодаря развитию изотопной геохимии, накоплены многочисленные данные, свидетельствующие о первично-мантийной природе источников вещества, гетерогенности, широком возрастном диапазоне и полиформационном характере карбонатитов (Самойлов, 1984; Орлова, 1985; Carbonatites: ., 1989; Егоров, 1990; Соколов, 1993; Бородин, 1966, 1994; Bell et al., 1998; Harmer, Gittins, 1998). При этом на основании особенностей изотопного состава Sr, Nd, Pb утверждается, что для формировании большинства карбонатитов характерно различное по масштабам смешение материала мантийных компонентов типа EM I и HIMU. Наиболее широко распространены комплексы щелочных ультраосновных пород и карбонатитов, возникающих в процессе рифтинга платформенных областей. В соответствии с современными экспериментальными данными предполагается возможность не только генерации первичной магнезиокарбонатитовой магмы в результате частичного плавления мантийного перидотита, но также образование остаточных карбонатитовых жидкостей и кумулатов в результате кристаллизационного фракционирования или ликвации глубинных карбонатизированных щелочных силикатных магм на ко-ровых уровнях (Wyllie, Huang, 1975; Eggler, 1978; Freestone, Hamilton, 1980; Kjarsgaard, Hamilton, 1988; Wallace, Green, 1988; Carbonatites: ., 1989; Thibault et al., 1992; Dalton, Wood, 1993; Рябчиков и др., 1989, 1993; Sweeney, 1994; Kjarsgaard et al., 1995; Harmer, Gittins, 1997; Moore, Wood, 1998; Kjarsgaard, 1998; Dalton, Presnall, 1998; Wyllie, Lee, 1998; Lee, Wyllie, 1997a,б, 1998a,6,2000 и др.). По-видимому, сочетанием этих факторов в различной степени может контролироваться карбонатитообразование в процессе становления магматических щелочных комплексов различной формационной принадлежности.

Актуальность исследований

В отличие от платформенных карбонатитовых комплексов, проявление карбонатитов в консолидированных складчатых областях (КСО) носит более эпизодический характер. Вместе с тем, являясь индикаторами рифтогенного режима и темпов наращивания континентальной коры, подобные образования складчатых зон требуют надежной возрастной и генетической интерпретации. По сравнению с платформами их идентификация осложняется большей вариативностью формационных типов, отсутствием периодичности проявления карбонатитсодер-жащих породных парагенезов, а также более значительным участием корового вещества в петрогенетических процессах. Установление первичной природы, закономерностей изменения вещественного состава и хронологической последовательности формирования карбонатитовых комплексов в складчатых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня позволяет расширить существующие представления о геодинамических обстановках, механизме и физико-химических параметрах карбонатитообразования, уточнить временные рубежи основных эпох континентального рифтогенеза и аккреции земной коры, характер и направленность химической эволюции и плюмовой активности мантии под разновозрастными литосферными блоками, а также оценить перспективы рудоносности кар-бонатитов подобного класса.

Цели и задачи исследований

В связи с недостаточной изученностью и отсутствием систематизированной информации по составу и происхождению карбонатитовых комплексов оро-генов основная цель исследований состояла в разработке принципиальных петрологических моделей мантийно-корового карбонатитообразования, происходившего в обстановке специфического позднеколлизионного "рассеянного" рифтинга разновозрастных складчатых структур Енисейского кряжа, Алтае-Саянской складчатой области (АССО) и Южного Тянь-Шаня. Для решения поставленной проблемы было необходимо комплексное выполнение следующих задач:

• уточнение геолого-тектонической позиции карбонатитовых комплексов в структуре складчато-глыбовых поясов;

• формационная типизация карбонатитсодержащих породных парагенезов на основе анализа их вещественного состава и рудоносности;

• изотопное датирование карбонатитовых комплексов с их последующей возрастной корреляцией с основными эпохами тектоно-магматической активизации складчатых областей;

• установление природы и закономерностей эволюции источников вещества карбонатитов;

• сравнительный анализ общих закономерностей карбонатитового магматизма складчатых областей на примере Северной Азии.

Фактический материал и методы исследований

В основу диссертационной работы положены результаты исследований, проводившихся автором в течение 1979-2001 г.г. на территории Северной Азии в составе научных групп Томского госуниверситета и ИГЕМ РАН (г. Москва), включая работы в рамках федеральных программ: "Интеграция", "Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов для Госгеол-карты-1000", "Изучение карбонатитов юга Сибири".

Автором изучено 5 карбонатитовых комплексов, расположенных в пределах складчатых сооружений АССО (Кузнецкий Алатау, Горный Алтай, Юго-Восточная Тува), Енисейского кряжа и Южного Тянь-Шаня. Для сравнительного анализа привлечены литературные данные по другим карбонатитовым комплексам складчатых областей Южной Сибири - Восточного Саяна, Южной Монголии , Западного Забайкалья. Материал для прецизионных аналитических исследований отбирался по схеме, предусматривающей петрографическое изучение (-2000 прозрачных шлифов и аншлифов) и подготовку мономинеральных фракций (235 обр.). За время работы выполнено более 300 микрозондовых анализов минеральных фаз и микровключений в них, 228 определений химического состава пород методами РФА, ИНАА и 1СР-М8,212 измерений изотопного состава кислорода (132 ан.), углерода (54 ан.), водорода (16 ан.) и серы (10 ан.), 73 изотопных Юз-Бт (53 опр.) и Бт-Ыс! (20 опр.) анализа в породах и минералах, проведены термометрические исследования (107 опр.) методами гомогенизации, дек-репитации, газовой хроматографии и люминесценции. Аналитические результаты обрабатывались методами многомерного регрессионного анализа, математического программирования и факторного анализа.

Научная новизна

Диссертация представляет петрологическое исследование карбонатитовых комплексов, расположенных в складчато-глыбовых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня. На основании впервые полученных данных по изменчивости химизма породообразующих минералов, геохимии петрогенных и редких элементов, изотопному составу стронция, неодима, кислорода, углерода, водорода и серы установлены мантийно-коровая природа, магматическое (метамагматическое) происхождение и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих щелочных силикатных пород. Методом сравнительного анализа проведена формаци-онная типизация карбонатитовых комплексов орогенных поясов, выявлена их индикаторная роль в процессах континентального позднеколлизионного рифто-генеза, вызванного периодичностью плюмовой активности мантии под Северной Азией. Совокупность полученных научных результатов позволила разработать концептуальные петрологические модели карбонатитообразования в менее жестких по сравнению с платформами участках земной коры.

Основные защищаемые положения

1. Карбонатитовый магматизм в консолидированных складчатых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня проявлялся неоднократно в широком возрастном диапазоне от позднего рифея-венда до позднего мезозоя включительно и имел полиформационный характер. По петрографическим и морфогенетическим признакам породных ассоциаций выделяются: (а) ортомагматические карбонатито-вые комплексы щелочно-основной и щелочно-ультраосновной формаций; (б) метамагматические линейные фенит-карбонатитовые комплексы, пространственно не связанные с щелочными изверженными породами.

2. Карбонатиты ортомагматических комплексов формируются в результате кристаллизационного фракционирования и последующего ликвационного расслоения карбонатизированных щелочных расплавов различной основности. Магнезиокарбонатиты линейных метамагматических комплексов представляют собой продукты кристаллизации субсолидусной щелочнодоломитовой магмы, образующейся при парциальном плавлении карбонатизированных мантийных перидотитов. Дегазация этого расплава в верхних горизонтах литосферы приводит к фенитизации вмещающих пород и обособлению гетерогенного флюида с метеорной компонентой, под воздействием которого происходят поздне- и постмагматические преобразования, маскирующие первично-магматическую природу карбонатитов.

3. Геодинамический режим формирования карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей, в отличие от платформенных сегментов земной коры с проявлением крупных рифтовых структур, соответствовал сложной обстановке активных континентальных окраин и определялся процессами рассеянного рифтинга, происходившего на завершающих стадиях косой коллизии типа островная дуга-континент или микроконтинент-континент. Возникновение локальных магмопроницаемых зон растяжения (по типу структур pull-apart) обусловлено сдвиговыми деформациями в уже достаточно консолидированной окраинно-континентальной коре на фоне еще продолжающегося коллизионного сжатия. Пространственное совмещение островодужной и внут-риплитной геодинамических обстановок приводит к смешению вещества разноуровневых мантийных источников и конвергентности геохимических признаков интрузивных образований.

4. Магматические породы карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей имеют смешанную мантийно-коровую природу. Собственно мантийная компонента разновозрастных ассоциаций отличается степенью деплетированности магмогенерирующего субстрата. Максимальной истощенностью источников, сопоставимой с sNd-параметрами астеносферных и нижнемантийных резервуаров HIMU и PREMA или их комбинаций с материалом MORB-и ЕМ I-доменов, характеризуются древние позднедокембрийско-раннепалеозой-ские карбонатитовые комплексы в складчатом обрамлении Сибирского кратона. В составе мезозойских и более молодых карбонатитсодержащих ассоциаций, сформировавшихся на континентальной коре повышенной мощности, преобладает вещество обогащенной литосферной мантии типа ЕМ I.

5. Отсутствие сквозных тектонически ослабленных зон в условиях общего регионального сжатия и повышенной мощности земной коры существенно осложняет подъем магматических расплавов к поверхности и способствует их более широкомасштабной контаминации компонентами вмещающих пород на уровне подводящих каналов и промежуточных камер. Ее коровый характер особенно отчетливо проявляется в закономерных вариациях изотопного состава стронция, кислорода и углерода, которые свидетельствуют о селективном поступлении в магму вещества обогащенных стронцием захороненных рассолов, мобилизованных из осадочных пород благодаря тепловому воздействию интрузий.

Практическая значимость исследований

Полученные результаты позволяют уточнить временные рубежи основных эпох тектоно-магматической активизации, связанной с плюмовой активностью мантии под Северно-Азиатским сегментом литосферы, а также провести возрастную корреляцию и определить позицию изученных карбонатитовых комплексов в общей схеме магматизма региона. Установление природы карбонатитов КСО как полиформационных и гетерогенных образований повышает вероятность их обнаружения, в том числе и более низкотемпературных рудоносных фаций, в различных магматических комплексах повышенной щелочности. Выявленные особенности поведения редких элементов, стабильных и радиогенных изотопов дают возможность разработки геохимических критериев для оценки и уточнения геодинамических режимов формирования карбонатитовых комплексов, их потенциальной рудоносности и металлогении в зависимости от характера и масштабов мантийно-корового взаимодействия и постмагматических процессов.

Публикации и апробация работы

Результаты проведенных исследований опубликованы в 44 статьях и тезисах докладов, изложены в содержании трех тематических научных отчетов. Основные материалы и положения работы были представлены на международных конференциях ("Структура и эволюция минерального мира", Сыктывкар, 1997; "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород", Санкт-Петербург, 1998; "Структурный анализ в геологических исследованиях", Томск, 1999; "Новые идеи в науках о Земле", Москва, 1999; "Континентальный рост коры в фанерозое: на примере Центральной Азии", Новосибирск, 2001), 9, 11 и 12 ежегодных международных геохимических конференциях им. В.М. Гольдшмидта (Кембридж, Хаг-Спрингс, США, 1999, 2001; Давос, Швейцария, 2002), 31 Международном геологическом конгрессе (Рио де Жанейро, Бразилия, 2000), Втором Всероссийском петрографическом совещании "Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы" (Сыктывкар, 2000), XIV, XVI и XIX семинарах по геохимии магматических пород (ГЕОХИ, Москва, 1988,1991,2000), XI, XII и XV симпозиумах по геохимии изотопов (Москва, 1986, 1989, 1998), всесоюзных, всероссийских и региональных конференциях по проблемам геологии, петрологии и геохимии (Томск, 1983, 1998, 1999, 2000, 2001, 2002; Сыктывкар, 1985; Москва, 1987, 2002; Иркутск, 1998; Санкт-Петербург, 1999).

Диссертация состоит из четырех частей, введения и заключения. Общий объем работы составляет 303 страниц, включая 109 иллюстраций и 51 таблицу с аналитическими данными, список литературы из 472 наименований.

Благодарности

Моими первыми учителями по петрологии магматических пород были профессор М.П.Кортусов, ныне покойный, доктор геол.-минер. наук Р.М.Яшина и мой отец. В течение всей работы над диссертацией автор пользовался постоянной поддержкой и вниманием своего научного консультанта - профессора В.П.Парначева. Сбор и обработка полевых материалов были бы невозможными без содействия коллег-геологов П.В.Осипова, Н.А.Макаренко, О.М.Гринева, В.Н.Елисафенко, С.Ю.Гельрода, А.И.Мостовского, С.А.Корчагина, В.Н.Маркова, Б.Б.Саковича, В.И.Крупчатникова, В.М.Ненахова, П.А.Хрестенкова.

Особую благодарность автор выражает сотрудникам кафедры петрографии и лаборатории структурной петрологии и минерагении Томского госуниверситета за всемерную помощь при проведении исследований, ценные советы и критические замечания. Организации научной работы во многом способствовала поддержка заведующего лабораторией И.Ф.Гертнера, декана геолого-географического факультета Г.М.Татьянина, а также председателя Геологического общества России В.П.Орлова.

Искреннюю признательность за проведение аналитических исследований автор выражает научным сотрудникам лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГИН РАН и ИМГРЭ Б.Г.Покровскому, В.Н.Кулешову и Д.З.Журавлеву. Совместное с ними обсуждение проблем изотопной геохимии оказало неоценимую помощь в понимании важнейших закономерностей карбонатитогенеза. Многим автор обязан сотрудникам ИГЕМ РАН, ОИГГМ СО РАН и ТГУ А.Д.Ба-банскому, И.П.Солововой, А.В.Гирнису, С.Е.Борисовскому, А.И.Цепину, В.А.Бо-ронихину, Г.Н.Муравицкой, Н.В.Троневой, И.П.Лапутиной, Г.Н.Аношину, В.Н.Ко-ролюку, А.А.Томиленко, С.И.Коноваленко, Ю.Л.Погорелову, Н.Н.Борозновской, Т.С.Небера, а также работникам Аналитических центров ТПУ, ИМГРЭ, СО РАН и УрО РАН, обеспечившим выполнение микрозондовых, минералотермометри-ческих и геохимических исследований.

На окончательное формирование научных взглядов автора плодотворно повлияли консультации и обсуждение различных петрологических аспектов щелочного магматизма и карбонатитогенеза с Р.М.Яшиной, В.А.Кононовой, О.А.Бо-гатиковым, Е.Д.Андреевой, В.А.Первовым, Е.В.Свешниковой, В.П.Петровым, В.И. Коваленко, В.В. Ярмолюком, В.А.Павловым, А.А.Глаголевым, И.Т.Расс (ИГЕМ РАН), Л.С.Бородиным (ИЛС РАН), МЛ.Орловой (ВСЕГЕИ), А.Э.Изо-хом, Н.М.Подгорных, В.В.Ревердатто, Г.В.Поляковым, А.Г.Владимировым, П.А.Балыкиным (ОИГГМ СО РАН), М.П.Кортусовым, А.И.Гончаренко, И.Ф.Гер-тнером, П.А.Тишиным, О.М.Гриневым, В.П.Парначевым, Н.А.Макаренко (ТГУ), Л.П.Рихвановым (ТПУ). Безотказную помощь в оформлении работы оказали

Д.Ю.Голованов, Т.Ф.Наумова, Т.С.Краснова, Д.Н. Войтенко, И.Ю.Уткин. Пользуясь случаем, автор выражает всем глубокую благодарность.

Исследования по теме диссертационной работы проводились при финансовой поддержке Минобразования России (грант Е 02-9.0-92), ФЦП "Интеграция" (проект Е 0254), НП "Университеты России" (проект УР 09.001.08), федеральных программ МПР России "Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов для Госгеолкарты-1000" и "Изучение кар-бонатитов юга Сибири".

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Врублевский, Василий Васильевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Как известно, формирование магматических комплексов щелочных пород и карбонатитов служит одним из главных индикаторов процесса рифтогенной деструкции консолидированной континентальной литосферы. Также не вызывает сомнения, что наряду с платформенными блоками земной коры, проявление магматизма подобного типа, хотя и в заметно меньших масштабах, характерно для областей завершенной складчатости. Согласно последним геодинамическим реконструкциям большинство орогенов, в том числе КСО Южной Сибири и Тянь-Шаня, представляют собой серии тектонических покровов, пластин или чешуй, которые надвинуты друг на друга вдоль крупных разрывных структур и рассматриваются в качестве аккреционно-коллизионных систем, формирующихся вдоль активных континентальных окраин при столкновениях литосферных блоков типа островная дуга-континент или микроконтинент-континент.

Особенности геологической позиции и возрастного положения комплексов щелочных пород и карбонатитов, установленных в КСО Южной Сибири и Тянь-Шаня, свидетельствуют о полихронном характере и сложной геодинамической обстановке их образования. Главные фазы активности происходившего здесь щелочного и карбонатитового магматизма фиксируются в широком временном диапазоне от позднего рифея-венда до позднего мезозоя включительно, однако, судя по полученным изохронным датировкам магматических пород, практически во всех случаях основные коллизионные события предшествовали становлению карбонатитсодержащих комплексов. В связи с этим обстоятельством, а также определенной конвергентностью редкоэлементного состава изученных серий щелочных пород, проявляющих одновременно геохимические признаки как островодужных окраинно-континентальных, так и внутриплитных магмати-тов, наиболее предпочтительной интерпретацией тектонического режима их формирования представляется "рассеянный" позднеколлизионный рифтогенез в условиях пространственного совмещения разных геодинамических обстановок и соответствующего смешения вещества магматических источников. Ведущим фактором развития процессов подобного локального рифтинга на фоне еще продолжающегося коллизионного сжатия является косоориентированное сближение аккретирующих литосферных блоков. В таком случае в уже достаточно консолидированной окраинно-континентальной коре создаются условия для сдвиговых деформаций и возникновения кратковременных глубокопроницаемых зон растяжения, контролирующих дискретное проявление магматизма. Прототипом аналогичного геодинамического режима может служить современная обстановка калифорнийской активной континентальной окраины, в которой происходило формирование мезозойско-кайнозойских карбонатитовых комплексов Кордильерской складчатой системы.

Принимая во внимание отчетливо выраженную первично-мантийную природу источников вещества изученных породных ассоциаций Южной Сибири, следует предположить, что геологическое развитие региона, начиная с позднего рифея-венда, находилось под влиянием устойчивой горячей точки (плюма). Ее пульсационная деятельность на протяжении позднего докембрия — раннего и среднего палеозоя, осложнявшая субдукционные процессы на активной окраине Сибирского континента, очевидно, во многом определяла полихронность поздне-коллизионного рифтогенеза. Установленная при этом периодичность временных этапов проявления связанного с ним магматизма повышенной щелочности и кар-бонатитообразования хорошо согласуется с общей последовательностью аккреции и наращивания континентальной коры в данном регионе, а также закономерностями палеозойской эволюции долгоживущего мантийного суперплюма, существование которого под территорией Северной Азии предполагается некоторыми исследователями.

Очевидно, что сам факт возникновения и основные различия в составе образующихся ассоциаций щелочных пород и карбонатитов во многом зависят от уровня глубинности зон магмогенерации, состава и степени плавления материала источника, агрегатного состояния, времени и механизма обособления карбо-натитовой жидкости. Вполне вероятно, влиянием указанных факторов обусловлен и полиформационный характер изученных карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей. По установленным морфогенетическим признакам и составу породных парагенезов среди них выделяются: метамагма-тические фенит-карбонатитовые комплексы формации линейно-трещинных карбонатитов и ортомагматические карбонатитсодержащие комплексы щелочно-основного и щелочно-ультраосновного формационных типов. По степени встречаемости доминируют комплексы, которые следует относить к щелочно-основ-ной формации, но и в этом случае они отличаются друг от друга геохимической спецификой силикатных пород, ассоциирующих с карбонатитами. Большинству из них (комплексы Горного Алтая, Южной Монголии, Западного Забайкалья, Южного Тянь-Шаня) свойственен химизм калиевых и субкалиевых магматических серий. Щелочные породы верхнепетропавловского (Кузнецкий Алатау) и харлинского (Юго-Восточная Тува) щелочно-основных комплексов отличаются преобладанием натрия над калием в своем составе. Более экзотическими для рассматриваемых областей завершенной складчатости, очевидно, являются поздне-докембрийские комплексы щелочно-ультраосновной формации (Восточный Саян) и линейно-трещинных карбонатитов, сопровождаемых фенитами (Енисейский кряж). Несмотря на отсутствие видимой пространственной связи последних с щелочными породами, нами не исключается их возможное генетическое родство с близковозрастными производными рифтогенного щелочного магматизма (Среднетатарский комплекс ийолитов и фойяитов), также проявившегося на территории Енисейского кряжа в позднерифейское (650-700 млн. лет) время.

В отличие от карбонатитсодержащих щелочно-ультраосновных комплексов платформ, ранние магматические фазы которых практически всегда имеют мантийный источник вещества, формирование изученных карбонатитовых комплексов складчатых областей сопровождается разномасштабным взаимодействием материала мантии и земной коры - от незначительного смешения до явного преобладания корового компонента. Предположительно, этому в значительной степени могли способствовать не только повышенная мощность, но и состав отложений земной коры в орогенных поясах. Последствия подобного смешения вещества из различных резервуаров Земли фиксируются, главным образом, в виде закономерного изменения изотопного состава кислорода, углерода, серы, водорода и стронция как в карбонатитах, так и в ассоциирующих с ними породах повышенной щелочности. В то же время изотопный состав неодима в большинстве изученых комплексов не испытывает значительных вариаций, указывая при этом на исходно-мантийную природу источников их вещества, близкого по составу к материалу деплетированной мантии типа ШМи, РЯЕМА, МСЖВ или обогащеных резервуаров ЕМ I и ЕМ II. По-видимому, существование подобной закономерности возможно только при условии, что коровый контаминант обогащен радиогенным 878г, тяжелыми изотопами кислорода и углерода и почти не содержит легких редкоземельных элементов. Такими параметрами обычно обладают высоконцентрированные рассолы, подобные тем, которые в законсервированном виде иногда встречаются в отложениях осадочного чехла Сибирской платформы. Повышенные концентрации стронция в настоящее время обнаружены и в некоторых карбонатных отложениях складчатых областей, которые вполне способны послужить в качестве источника контаминирующих растворов, мобилизованных тепловым воздействием щелочных интрузий.

Согласно современным петрогенетическим представлениям первичные карбонатиты считаются исключительно магматическими образованиями. Изотопно-геохимические и экспериментальные данные подтверждают не только возможность генерации ювенильной магнезиокарбонатитовой магмы в процессе частичного плавления мантийного перидотита, но также возникновение остаточных карбонатитовых жидкостей в результате фракционирования и последующей ликвации глубинных карбонатизированных щелочных силикатных магм на коровых уровнях. Предположительно, сочетанием этих факторов может контролироваться карбонатитообразование в магматических щелочных комплексах различных геодинамических обстановок и формационной принадлежности.

В результате проведенных исследований установлена гетерогенная природа карбонатитовых комплексов, сформировавшихся в складчатых областях. При этом выявленные минералого-петрографические, геохимические и изотопные особенности позволяют считать, что кальциокарбонатиты ортомагматических комплексов образуются в результате кристаллизационного фракционирования и ликвационного расслоения эволюционирующих карбонатизированных щелочных силикатных расплавов различной основности. Развитие метамагматических фе-нит-карбонатитовых комплексов, пространственно не связанных с щелочными породами, происходило в обстановке более сложного флюидно-магматического взаимодействия. Учитывая монофациальность, мантийные изотопные характеристики и магнезиальную петрохимическую специфику образующихся карбона-титов, состав их родоначальной магмы в принципе соответствует щелочно-доло-митовым жидкостями, экспериментально полученным путем прямого субсоли-дусного парциального плавления природных карбонатизированных перидотитов. Обособляющиеся при этом высокощелочные карбонатные расплавы обладают достаточной подвижностью, что позволяет им, подобно кимберлитовым магмам, совершать сравнительно быстрый подъем к поверхности. Несмотря на некоторую гипотетичность предложенной модели, изученные карбонатиты пен-ченгинского фенит-карбонатитового комплекса по особенностям своего вещественного состава предлагается рассматривать в качестве наиболее подходящих продуктов кристаллизации одной из разновидностей подобной мантийной магнезиальной карбонатной магмы. Ее дегазация в верхних горизонтах литосферы приводит к фенитизации вмещающих пород и отделению гетерогенного флюида, под воздействием которого происходят поздне- и постмагматические преобразования, вызывающие переотложение вещества и маскирующие первично-магматическую мантийную природу карбонатитов.

267

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Врублевский, Василий Васильевич, Томск

1. Азбель И.Я., Толстихин И.Н. Численное моделирование геохронометрических систем и проблема эволюции Земли // Изотопная геохимия и космохимия. М.: Наука. 1990. С. 29-49.

2. Алабин JI.B. Структурно-формационная и металлогеническая зональность Кузнецкого Алатау. Новосибирск: Наука. 1983. 102 с.

3. Андреева Е.Д. Щелочной магматизм Кузнецкого Алатау. М.: Наука. 1968. 169 с.

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

5. Анциферов A.C. Гидрогеология древнейших нефтегазоносных толщ Сибирской платформы. М.: Недра. 1989. 176 с.

6. Бабанский А.Д., Врублевский В.В., Муравицкая Г.Н. Микровключения солевого расплава в минералах карбонатитов Кузнецкого Алатау // Тез. докл. XIV семинара "Геохимия и физико-химическая петрология магматизма". М. 1988. С. 8.

7. Багдасаров Ю.А. К вопросу о генетической классификации карбонатитовых комплексов // Геология месторождений редких элементов. Вып. 35. Геология, минералогия и генезис карбонатитов. М. 1972. С.36-49.

8. Багдасаров Ю.А. Линейно-трещинные тела карбонатитов новая субформация ультраосновных-щелочных карбонатитовых комплексов // Докл. АН СССР. 1979. Т. 248. №2. С. 412-415.

9. Багдасаров Ю.А. Глубинное строение и зональность карбонатитов // Глубинные условия эндогенного рудообразования. М.: Наука. 1986. С. 75-91.

10. Багдасаров Ю.А. Редкометальный рудный потенциал магматических и гидротер-мально-метасоматических карбонатитов // Геол. рудн. месторожд. 1994. № 4. С. 326-335.

11. Балаганская Е.Г., Верхульст А., Демафф Д., Лиферович Р.П. Ковдорский щелоч-но-ультраосновной массив: новые петрологические и геохимические характеристики пород // Тез. докл. XIX всерос. семинара "Геохимия магматических пород". М. 2000 а. С. 20-21.

12. Балаганская Е.Г., Дауне X., Субботин В.В. и др. Мантийные источники Кольских карбонатитов: новые Sr, Nd и геохимические данные для массива Вуорияр-ви, Кольский регион // Там же, б. С. 21-22.

13. Баскина В.А., Волчанская И.К., Фрих-Хар Д.И., Ярмолюк В.В. Провинция калиевых щелочно-основных и щелочных вулканитов Южной Монголии // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1977. № 10. С. 88-106.

14. Баскина В.А., Волчанская И.К., Коваленко В.И. и др. Калиевый щелочной вулка-но-плутонический комплекс Мушугай-Худук на юге МНР и связанная с ним минерализация // Сов. геология. 1978. № 4. С. 86-99.

15. Бейли Д., Шерер Дж. Система Na20-Al203-Fe203-Si02 при давлении 1 ат и петро-генезис щелочных пород // Происхождение главных серий изверженных пород по экспериментальным данным. Л.: Недра. 1970. С. 284-335.

16. Бейли Д. Плавление в глубинных зонах коры // Щелочные породы. М.: Мир. 1976. С. 303-310.

17. Бердников Н.В., Приходько B.C. Углекислотная дегазация щелочнобазальтоид-ных магм // Докл. АН СССР. 1981. Т. 259. № 3. С. 708-710.

18. Берзин H.A., Колман Р.Г., Добрецов H.JI. и др. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 828.

19. Берзин H.A., Кунгурцев JI.B. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1996. № 1. С. 63-81.

20. Бискэ Ю.С., Зубцов С.Е., Поршняков Г.С. Герциниды Атбаши-Кокшаальского района Южного Тянь-Шаня. JL: Изд-во Ленинград, ун-та. 1985. 189 с.

21. Бискэ Ю.С., Комиссарова P.A., Талашманов Ю.А. О палеозойских горизонтальных движениях северной окраины Таримского континента по палеомаг-нитным данным // Вестн. СПбУ. 1993. Сер. 7. Вып. 1. С. 71-77.

22. Бискэ Ю.С. Позднепалеозойская коллизия Таримского и Киргизско-Казахского палеоконтинентов//Геотектоника. 1995. № 1. С. 31-39.

23. Болонин A.B., Кайкова Т.М., Комарницкий Г.М. О карбонатитовой природе комплексного железо-флюорит-барит-редкоземельного месторождения // Изв. вузов. Геология и разведка. 1984. № 3. С. 59-64.

24. Бородин J1.C. Карбонатитовые месторождения редких элементов // Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. М.: Наука, 1966. Т. 3. С. 215-256.

25. Бородин JI.C., Попов B.C., Гладких B.C. и др. Геохимия континентального вулканизма. М.: Наука. 1987. 238 с.

26. Бородин JI.C. Генетические типы и геохимические особенности мантийно-коро-вых карбонатитовых формаций //Геохимия. 1994. № 12. С. 1683-1692.

27. Булах А.Г. Редкометальные анкеритовые карбонатиты Себльяврского массива (Кольский п-ов) // Матер. ВСЕГЕИ. Нов. сер. 1961. Вып. 45. С. 3-14.

28. Булах А.Г. Минералогия редкометальных карбонатитов и пород карбонатитовой серии Себльяврского щелочно-гипербазитового массива (Кольский п-ов). Автореф. канд. дис. JL, 1961. 19 с.

29. Булах А.Г, Иванников В.В. Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов. Л.: ЛГУ, 1984. 241 с.

30. Буслов М.М., Ватанабе Т. Внутрисубдукционная коллизия и ее роль в эволюции аккреционного клина (на примере Курайской зоны Горного Алтая, Центральная Азия) // Геология и геофизика. 1996. № 1. С. 82-93.

31. Булнаев К.Б., Посохов В.Ф. Изотопно-геохимические данные о природе и возрасте эндогенных карбонатных пород Забайкалья // Геохимия. 1995. № 2. С. 189-195.

32. Владимиров А.Г., Козлов М.С., Шокальский С.П. и др. Основные возрастные рубежи интрузивного магматизма Кузнецкого Алатау, Алтая и Калбы (по данным U-Pb изотопного датирования) // Геология и геофизика. 2001. № 8. С. 1149-1170.

33. Владыкин Н.В., Дусматов В.Д. Химический состав слюд массива Дарай-Пиоз (Таджикистан) // ЗВМО. 1996. № 3. С.84-94.

34. Владыкин Н.В., Морикио Т., Миязаки Т. Sr-Nd систематика карбонатитов Сибири и Монголии // Тез. докл. XIX всерос. семинара "Геохимия магматических пород". М. 2000. С. 34-36.

35. Владыкин Н.В. Алданская провинция К-щелочных пород и карбонатитво: вопросы магматизма, генезиса и глубинных источников // Матер. Международ. семинара "Щелочной магматизм и проблемы глубинных источников". Иркутск. 2001. С. 18-45.

36. Войтенко Д.Н., Гертнер И.Ф., Врублевский В.В., Сазонов А.М. Структурные аспекты локализации уртитового тела Кия-Шалтырского плутона // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 2. Матер, науч. конф. Томск: ЦНТИ, 2001. С. 197-201.

37. Врублевский В.А., Королюк В.Н., Пальчик H.A., Ревердатто В.В. Бритолит из нефелиновых сиенитов Берикульского района (Кузнецкий Алатау) // ЗВМО. 1984. Вып. 1.С. 59-61.

38. Врублевский В.В., Кортусов М.П., Погорелов Ю.Л. Особенности термовысвечивания кальцита карбонатитов Кузнецкого Алатау // Тез. докл. Всесоюз. со-вещ. "Теория и методология минералогии". Сыктывкар. 1985. Т. 1. С. 153-154.

39. Врублевский В.В., Кулешов В.Н. 513С и 5180 в карбонатитах Верхнепетропавловского массива (Кузнецкого Алатау) // Тез. докл. XI Всесоюз. симпоз. по геохимии изотопов. М., 1986. С. 76-77.

40. Врублевский В.В., Кулешов В.Н. Изотопный состав и происхождение карбонатитов Верхнепетропавловского массива (Кузнецкий Алатау) // Докл. АН СССР. 1988. Т. 298. № 5. С. 1214-1218.

41. Врублевский В.В. Петрология ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау (на примере Верхнепетропавловского массива): Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М., ИГЕМ АН СССР, 1989. 24 с.

42. Врублевский В.В., Бабанский А.Д., Тронева Н.В., Елисафенко В.Н. Условия ми-нералообразования карбонатитов Кузнецкого Алатау // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1989. № 12. С. 65-81.

43. Врублевский В.В., Парначев В.П., Макаренко H.A. и др. Типоморфизм люминесцентных свойств кальцита из карбонатных пород различного генезиса // Матер, к Международ, минералог, семинару "Структура и эволюция минерального мира". Сыктывкар. 1997. С. 115-116.

44. Врублевский В.В., Борозновская H.H. Генетическая интерпретация спектров рен-тгенолюминесценции апатита из карбонатитов Кузнецкого Алатау // Там же. С. 114-115.

45. Врублевский В.В. Происхождение ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау // Тез. докл. международ, конфер. "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород". Санкт-Петербург, 1998. С. 75.

46. Врублевский В.В., Покровский Б.Г., Сапронов H.JI. и др. Изотопный состав углерода и кислорода в субвулканических карбонатитах Тунгусской синеклизы // Тез. докл. XV симпоз. по геохимии изотопов. М., 19986. С. 55-56.

47. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Покровский Б.Г. и др. Изотопно-геохимические особенности карбонатитов Северо-Чуйскош хребта (Горный Алтай) // Матер. конф. "Проблемы металлогении юга Западной Сибири". Томск: 19996. С. 93-96.

48. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Ревердатто В.В. и др. Алланит (ортит) окрестностей горы Богатырь (Кузнецкий Алатау) // ЗВМО. 1999д. № 2. С. 105109.

49. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Войтенко Д.Н. Изотопное датирование щелочных комплексов Кузнецкого Алатау и Горного Алтая // Отчет по НИР. Томск, 2002. 63 с.

50. Врублевский В.В. Петрологические модели карбонатитогенеза (обзор современных экспериментальных исследований // Матер. 3-й научной конф. "Петрология магматических и метаморфических комплексов". ТI. Томск: изд-во Томского ун-та. 2002. С. 36-54.

51. Врублевский В.В. Геохимия, геохронология и источники вещества карбонатито-вых комплексов Южной Сибири // Щелочные комплексы Центральной Сибири. Красноярск. 2002. С. 65-75.

52. Врублевский В.В., Покровский Б.Г., Журавлев Д.З., Аношин Г.Н. Вещественный состав и возраст пенченгинского линейного комплекса карбонатитов (Енисейский кряж) // Петрология. 2003. Т. 11. № 2. С. 145-163.

53. Гертнер И.Ф., Врублевский В.В., Крупчатников В.И. и др. Геохимические особенности ультракалиевых пород Горного Алтая // Геохимия магматических пород. Тез докл. XIX Всеросс. научн. семинара. М.: ОНТИ ГЕОХИ РАН. 2000. С. 42-43.

54. Геологический словарь. В 2-х томах. М.: Недра. 1973.

55. Геологическая карта Енисейского кряжа масштаба 1:500000 / Под ред. А.К.Мкр-тычьяна. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1998.

56. Геохимия изотопов в офиолитах Полярного Урала // Под ред. А.В.Пейве, В .И.Виноградова. М.: Наука. 1983. 184 с.

57. Гесь М.Д., Селиверстов К.В. Геодинамика, магматическая и металлогеническая зональность окраины Палеотетиса (Чаткальский регион Тянь-Шаня) // Геол. рудн. месторожд. 1995. № 2. С. 132-141.

58. Гинзбург А.И., Самойлов B.C. К проблеме карбонатитов // ЗВМО. 1983. Вып. 2. С. 164-176.

59. Гинзбург А.И., Эпштейн Е.М. Карбонатитовые месторождения // Генезис эндогенных рудных месторождений. М., 1968. С. 152-219.

60. Гиттинс Дж. Фельшпатоидные щелочные породы // Эволюция изверженных пород. Развитие идей за 50 лет. М.: Мир. 1983. С. 344-380.

61. Гольцман Ю.В., Кононова В.А., Баирова Э.Д., Шанин Л.Л. Генезис уртитовых руд Кия-Шалтырского месторождения по данным изотопного состава стронция // Докл. АН СССР. 1978. Т. 242. № 4. С. 924-927.

62. Гончаренко А.И. Деформация и петроструктурная эволюция альпинотипных ги-пербазитов. Томск: Изд-во Томского ун-та. 1989. 404 с.

63. Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Происхождение базальтовых магм // Петрология верхней мантии. М.: Мир. 1968. С. 132-227.

64. Грин Д.Х. Состав базальтовых магм как критерий условий их возникновения при океаническом вулканизме // Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973. С. 242-261.

65. Гринев О.М. Эволюция щелочно-габброидного магматизма Кузнецкого Алатау: Автореф. дисс. канд. геол.-минер. наук. Томск, 1990. 19 с.

66. Дельво Д., Тениссен К., Ван-дер-Мейер Р., Берзин H.A. Динамика формирования и палеостресс при образовании Чуйско-Курайской депрессии Горного Алтая: тектонический и климатический контроль // Геология и геофизика. 1995. №Ю. С. 31-51.

67. Добрецов Н.Л., Буслов М.М., Симонов В.А. Ассоциирующие офиолиты, голубые сланцы и эклогиты Горного Алтая // Докл. АН СССР. 1991. Т. 318 № 2. С. 413-417.

68. Добрецов H.JI., Берзин H.A., Буслов М.М., Ермиков В.Д. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры // Геология и геофизика. 1995. № 10. С. 5-19.

69. Довгаль В.Н., Широких В.А. История развития магматизма повышенной щелочности Кузнецкого Алатау. Новосибирск: Наука. 1980. 215 с.

70. Доусон Дж.Б. Олдоиньо-Ленгаи действующий вулкан с потоками лав натровых карбонатитов//Карбонатиты. М.: Мир. 1969. С. 169-181.

71. Дудкин О.Б., Минаков Ф.В., Кравченко М.П. и др. Карбонатиты Хибин. Апатиты, 1984. 98 с.

72. Егоров Л.С. О генетической определенности понятия "карбонатит" // ЗВМО. 1990а. Вып. 1.С. 134-147.

73. Егоров Л.С. Проблема полиформационности карбонатитов и псевдокарбонати-ты // ЗВМО. 19906. Вып. 3. С. 99-111.

74. Елисафенко В.Н., Коломейцева Н.Д., Коледин А.К. Отчет о результатах поисково-оценочных работ на нефелиновые руды в Петропавловском рудном поле, проведенных Мартайпшекой экспедицией в 1982-1987 г.г. Тисуль, 1987. 321 с.

75. Журавлев Д.З., Чернышов И.В., Агапова A.A., Сердюк Н.И. Прецизионный изотопный анализ неодима в горных породах // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1983. № 12. С. 23-40.

76. Забияка А.И. Тектоническое районирование докембрия Заангарской части Енисейского кряжа // Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири. Красноярск: КНИИГиМС, 2001. Вып. 2. С. 21-30.

77. Забродин В.Ю., Малышев A.A. Новый комплекс щелочных-основных пород и карбонатитов в Енисейском кряже // Докл. АН СССР. 1975. Т. 223. № 5. С. 1223-1226.

78. Загнитко В.Н., Луговая И.П. Изотопная геохимия карбонатных и железисто-кремнистых пород Украинского щита. Киев: Наук. Думка. 1989. 316 с.

79. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. В 2-х книгах. М.: Недра. 1990. Кн. 1. 328 с.

80. Ифантопуло Т.Н. Минералого-геохимические особенности щелочных пород Центрального Туркестано-Алая. М.: Недра. 1975. 128 с.

81. Йодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм (результаты экспериментального изучения природных образований и синтетических систем). М.: Мир. 1965. 247 с.

82. Кадик A.A., Луканин O.A. Поведение воды и углекислоты в магматических процессах, определяемое их растворимостью // Геохимия. 1973. № 2. С. 163-179.

83. Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 1971. 287 с.

84. Капустин Ю.Л. Геохимия стронция и бария в породах карбонатитовых комплексов // Геохимия. 1983. № 7. С. 931-944.

85. Карбонатиты. Под ред. О. Таттла и Дж. Гиттинса. М.: Мир, 1969. 485 с.

86. Карпухина Е.В., Первов В.А., Журавлев Д.З. Петрология субщелочного вулканизма — индикатора поздневендского рифтогенеза, западный склон Урала / / Петрология. 2001. Т. 9. № 5. С. 480-503.

87. Качевский Л.К., Качевская Г.И., Стороженко A.A. Геологическая карта Енисейского кряжа масштаба 1:500000 // Геология и полезные ископаемые Красноярского края и Республики Хакассия. Красноярск. 1996. Вып. 3. С. 16-19.

88. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. М.: Недра, 1997. 247 с.

89. Коваль П.В., Конев A.A., Воробьев Е.И., Хенни П.Д. Кальцит- и волластонитсо-держащие граниты Западного Алдана // Докл. РАН. 1998. Т. 362. № 3. С. 393-396.

90. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Котов А.Б. и др. Структура коры и мантии Центральной Азии по изотопным (Sm-Nd и Rb-Sr) данным // Тез. докл. международ. конф. "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород". 1998. СПб. С. 4-7.

91. Когарко Л.Н., Рябухин В.А., Волынец М.П. Геохимия карбонатитов островов Зеленого мыса//Геохимия. 1992. № 5. С. 672-684.

92. Кононова В.А. Уртит-ийолитовые интрузии Юго-Восточной Тувы и некоторые вопросы их генезиса. Труды ИГЕМ АН СССР. Вып. 60. М.: Изд-во АН СССР. 1961. 120 с.

93. Кононова В.А. Первично-расслоенная Баянкольская интрузия геденбергитовых нефелиновых сиенитов // Щелочные породы Сибири / Под ред. О.А.Воробьевой. М.: Изд-во АН СССР. 1962. С. 39-70.

94. Кононова В.А., Таращан А.Н. О термолюминесценции карбонатов из карбонатитов // Геол. рудн. месторожд. 1968. № 3. С. 29-39.

95. Кононова В.А., Шанин Л.Л., Аракелянц М.М. Время формирования щелочных массивов и карбонатитов // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1973. № 5. С. 40- 52.

96. Кононова В.А. Якупирангит-уртитовая серия щелочных пород. М.: Наука. 1976. 215 с.

97. Континентальный рифтогенез и пострифтовые бассейны седиментации в геологической истории Южной Сибири / Парначев В.П., Вылцан И. А., Макаренко H.A. и др. Томск: Изд-во Томского ун-та, 1996. 110 с.

98. Коренбаум С.А. Типоморфизм слюд магматических пород. М.: Наука. 1987. 143 с.

99. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области / Шокальский С.П. и др. (под ред. А.Ф.Морозова). Новосибирск: изд-во СО РАН, филиал "Гео". 2000. 187 с.

100. Кортусов М.П., Макаренко H.A. Новые данные по петрографии щелочных пород района верховьев рч. Петропавловки северной части Кузнецкого Алатау // Труды Томского ун-та. Т. 186. Сер. геологич. Томск. 1966. С. 37-46.

101. Кортусов М.П. Палеозойские интрузивные комплексы Мариинской Тайги (Кузнецкий Алатау). Т. 1. Томск: изд-во Томского ун-та. 1967. 163 с.

102. Кортусов М.П., Макаренко H.A., Врублевский В.В. и др. Первая находка апатит-содержащих карбонатитов в Кузнецком Алатау // Геохимия, петрография и минералогия месторождений Сибири. Томск: Изд-во Томского ун-та, 1984. С. 138-147.

103. Кортусов М.П., Макаренко H.A. Некоторые дискуссионные вопросы изучения щелочных пород северной части Кузнецкого Алатау // Щелочные и субщелочные породы Кузнецкого Алатау. Томск. 1987. С. 3-15.

104. Кузнецов П.П., Куренков С.А., Милеев B.C. и др. Фрагменты раннепалеозойской островодужной системы в Курайском хребте // Палеогеодинамика и формирование продуктивных зон Южной Сибири. Новосибирск. 1991. С.55-82.

105. Кулешов В.Н. Изотопный состав и происхождение глубинных карбонатов. М.: Наука, 1986. 124 с.

106. Кумеев С.С. Полевые шпаты петрогенетические индикаторы. М. : Недра. 1982. 206 с.

107. Кухаренко A.A. Палеозойский комплекс ультраосновных и щелочных пород Кольского п-ова и связанные с ним редкометальные месторождения // ЗВМО. 1958. Ч. 87. № 3. С. 305-314.

108. Лапин A.B. О составе и парагенезисах монтичеллита в массивах ультрабазитов, щелочных пород и карбонатитов // В кн.: Новые данные по геологии, минералогии и геохимии щелочных пород. М.: Наука. 1973. С. 128-141.

109. Лапин A.B., Гущин В.Н., Луговая И.П. Особенности изотопного взаимодействия карбонатитов и метаморфизованных осадочных карбонатных пород // Геохимия. 1986. № 7. С. 979-986.

110. Лапин A.B., Плошко В.В., Малышев A.A. Карбонатиты зоны Татарского глубинного разлома на Енисейском кряже // Геология рудных месторождений. 1987. № 1.С. 30-45.

111. Лапин A.B., Плошко В.В. Формационно-морфологические типы и геолого-тектонические режимы формирования карбонатитов // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1988. № 1. С. 66- 73.

112. Легенда Енисейской серии Государственной геологической карты Российской федерации масштаба 1:200000 (второе издание). Главный редактор Л.К.Ка-чевский. Красноярск, 1999. 67 с.

113. Магматические горные породы. Т. 1 : Классификация, номенклатура, петрография. Ч. 1. // Андреева Е.Д., Баскина В.А., Богатиков O.A. и др. М.: Наука. 1983.366 с.

114. Магматические горные породы. Т. 2: Щелочные породы // Андреева Е.Д., Кононова В.А., Свешникова Е.В., Яшина P.M. М.: Наука. 1984. 415 с.

115. Магматические горные породы. Т. 3: Основные породы // Андреева Е.Д., Богатиков O.A., Борсук A.M. M.: Наука. 1985. 487 с.

116. Магматические горные породы. Т. 6: Эволюция магматизма в истории Земли // Богатиков O.A., Богданова C.B., Борсук A.M. и др. М.: Наука. 1987. 440 с.

117. Майоров И.П., Гаврилин Р.Д. Карбонатиты из верхнепалеозойской геосинклинали Туркестано-Алая // Сов. геология. 1971. № 10. С. 111-116.

118. Макаренко H.A., Кортусов М.П. Петрология габбро-сиенит-нефелинсиенитовой ассоциации Мариинской Тайги. Томск: изд-во Томского ун-та, 1991. 310 с.

119. Макдональд Р. Роль фракционной кристаллизации при формировании щелочных пород // Щелочные породы. М.: Мир. 1976. С. 310-330.

120. Маракушев A.A., Сук Н.И. Карбонатно-силикатное магматическое расслаивание и проблема генезиса карбонатитов // Докл. Акад. Наук. 1998. Т. 360. № 5. С. 681-684.

121. Марков В.Н. Нижнедевонский щелочной вулканизм северной части Кузнецкого Алатау // Химизм магматических формаций Сибири. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР. 1984. С. 138-139.

122. Минин А.Д. Дифференцированные габбровые интрузии южной части Централь-но-Мартайгинской зоны (Кузнецкий Алатау) // В кн.: Магматические формации Сибири. Новосибирск: Наука. 1977. С. 89-112.

123. Моссаковский A.A. Тектоническое развитие Минусинских впадин и их горного обрамления в докембрии и палеозое. М.: Госгеолтехиздат. 1963. 215 с.

124. Мухин П.А., Абдулаев Х.А., Минаев В.Б. и др. Палеозойская геодинамика Средней Азии // Сов. геология. 1989. № 10. С. 47-58.

125. Ненахов В.М., Хрестенков П.А. К вопросу о генезисе щелочных комплексов Тур-кестано-Алая // ЗВМО. 1988. Вып. 5. С. 587-594.

126. Ненахов В.М., Абакумова Л.Н., Кузнецов Л.В. и др. Легенда интрузивного магматизма Туркестано-Алая // Отчет тематического отряда Тенгизбайской ПСП по работам 1983-86 г.г. Фонды ЮКГЭ. 1988. 109 с.

127. Ненахов В.М., Абакумова Л.Н., Кузнецов Л.В. и др. Легенда интрузивного магматизма Туркестано-Алая // Изв. АН Кирг. ССР. Сер. естеств. и техн. наук. 1990. №3. С. 15-27.

128. Ненахов В.М., Ваулин О.В. Палеогеодинамические обстановки и эволюция ру-дообразования в Туркестано-Алае // Сов. геология. 1992. № 8. С. 43-48.

129. Ненахов В.М. Сравнительная геодинамика и металлогения коллизионных структур фанерозоя (Южный Тянь-Шань) и раннего докембрия (Воронежский кристаллический массив, Либерийский щит): Автореф. . доктора геол.-мин. наук. Воронеж, ВГУ. 1999. 43 с.

130. Никифоров A.B., Ярмолюк В.В., Покровский Б.Г. и др. Изотопный состав кислорода, углерода и серы пород Халютинского вулканического карбонатито-вого комплекса (Западное Забайкалье) // Докл. Акад. Наук. 1998. Т. 363. №6. С. 815-818.

131. Никифиров A.B., Ярмолюк В.В. Изотопный состав (Sr, Nd) пород карбонатито-вых ассоциаций Западного Забайкалья // Тез. докл. XIX всерос. семинара "Геохимия магматических пород". М., 2000. С. 106-107.

132. Никифоров A.B., Ярмолюк В.В., Покровский Б.Г. и др. Позднемезозойские кар-бонатиты Западного Забайкалья: минеральный, химический и изотопный (О, С, S, Sr) состав и соотношения со щелочным магматизмом // Петрология. 2000. Т. 8. № з. с. 309-336.

133. Ножкин А.Д. Петрогеохимическая типизация докембрийских комплексов юга Сибири // Дис. докт. геол.-мин. наук в виде научного докл. Новосибирск: ОИГТМ СО РАН. 1997. 98 с.

134. Оболенская Р.В. Мезозойский магматизм Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: Изд-во ИГТ СО АН СССР, 1983. 47 с.

135. Окулов E.H. Кварцевые карбонатиты Средней Азии // Записки Узб. отд. ВМО. 1988. Вып. 41. С.137-140.

136. О'Нейл Дж. Геохимия стабильных изотопов в породах и минералах // Изотопная геология. М.: Недра, 1984. С. 250-278.

137. Орлова Г.П., Рябчиков И.Д. Растворимость углекислоты в алюмосиликатных расплавах повышенной щелочности и вопросы происхождения карбонатито-вых магм //Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1977. № 12. С. 5-17.

138. Орлова М.П. Полиформационность карбонатитов и типизация связанных с ними полезных ископаемых // Типизация рудоносных объектов при прогнозировании месторождений полезных ископаемых. Л., 1985. С. 47-53.

139. Офиолитовая ассоциация Кузнецкого Алатау (на примере Среднетерсинского массива) / Гончаренко А.И. и др. (под ред. Ю.А.Долгова и Н.А.Берзина). Новосибирск: Наука. 1982. 104 с.

140. Панина Л.И. Физико-химические условия формирования пород в интрузивах щелочно-ультраосновной формации // Геология и геофизика. 1985. № 1. С. 39-51.

141. Панченко Е.И. Карбонатиты юго-восточной части Горного Алтая // Матер, конф. "Природа и природные ресурсы Алтая и Кузбасса". Новосибирск: 1970. Ч. 2. С. 23-25.

142. Парначев В.П., Макаренко H.A. О палеозойском щелочном магматизме Кузнецкого Алатау // Магматизм и геодинамика Сибири. Томск: ЦНТИ. 1996. С. 35-36.

143. Перчук JI.JL, Омельяненко Б.И., Шинкарев Н.Ф. Фазы и фации щелочных интрузивов бассейна р. Ходжаачкан (Алайский хребет) в связи с вопросами их генезиса // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1961. № 12. С. 13-24.

144. Перчук JI.JI. Физико-химическая петрология гранитоидных и щелочных интрузий Центрального Туркестано-Алая. М.: Наука. 1964. 243 с.

145. Перчук JI.JI. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука. 1970. 390 с.

146. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования / Под ред. Н.П.Михайлова. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ. 1995. 128 с.

147. Пиннекер Е.В. Рассолы Ангаро-Ленского артезианского бассейна. М.: Наука. 1968. 332 с.

148. Плотников A.B., Ступаков С.И., Бабин Г.А. и др. Возраст и геодинамическая природа офиолитов Кузнецкого Алатау // Докл. Акад. Наук. 2000. Т. 372. № 1. С. 80-85.

149. Подгорных Н.М. Условия минералообразования в карбонатитовых комплексах Восточного Саяна: Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1981. 18 с.

150. Покровский Б.Г., Виноградов В.И. Изотопный состав некоторых элементов в ультраосновных-щелочных породах Маймеча-Котуйской провинции // Сов. геология. 1987. №5. С. 81-91.

151. Покровский Б.Г., Врублевский В.В., Гринев О.М. Изотопный состав стронция и кислорода в щелочно-габброидных интрузиях севера Кузнецкого Алатау // Тез. докл. XII Всесоюз. симпоз. по стабильным изотопам в геохимии. М., 1989. С. 33.

152. Покровский Б.Г., Беляков А.Ю., Кравченко С.М., Грязнова Ю.А. Происхождение карбонатитов и рудной толщи массива Томтор (Северо-Западная Якутия) по изотопным данным // Геохимия. 1990. № 9. С. 1320-1329.

153. Покровский Б.Г., Врублевский В.В., Гринев О.М. Роль вмещающих пород в формировании щелочно-габброидных интрузий севера Кузнецкого Алатау по изотопным данным // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1991. № 8. С. 81-94.

154. Покровский Б.Г., Андреева Е.Д., Врублевский В.В., Гринев О.М. Природа контаминации щелочно-габброидных интрузий южного обрамления Сибирской платформы по данным изотопии стронция и кислорода // Петрология. 1998. Т. 6. № 3. С. 259-273.

155. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. (Тр. ГИН РАН; Вып. 535). М.: Наука, 2000. 228 с.

156. Покровский Б.Г., Врублевский В.В., Сапронов H.JI. и др. Изотопный состав кислорода и углерода карбонатитоподобных пород Тунгусской синеклизы // Петрология. 2001. Т. 9. № 4. С. 433-445.

157. Пожарицкая JÏ.K., Фролов А.А., Эпштейн Е.М. Поисковые критерии редкоме-тальных карбонатитов // Геол. месторожд. редких элементов. М., 1961. Вып. 14. С. 29-37.

158. Пожарицкая JI.K. и др. Стадийность, фации и зональность карбонатитов Восточной Сибири // Матер. 2-й конф. по околорудному метасоматизму. Л., 1966. С. 69-77.

159. Пожарицкая Л.К., Самойлов B.C. Петрология, минералогия и геохимия карбонатитов Восточной Сибири. М.: Наука, 1972. 265 с.

160. Раннепалеозойская гранитоидная формация Кузнецкого Алатау / Кузнецов Ю.А., Богнибов В.И., Дистанова А.Н., Сергеева Е.С. М.: Наука. 1971. 350 с.

161. Расс И.Т., Боронихин В.А., Кравченко С.М. Тенденции изменения Mg, Fe, Ti, Са и Na в различных зонах кристаллов моноклинного пироксена и флогопита пород карбонатитовых комплексов как критерий их генезиса // Докл. АН СССР. 1974. Т. 219. № 2. С. 447-450.

162. Расс И.Т. Парагенетический анализ зональных минералов. М.: Наука. 1986. 144 с.

163. Рипп Г.С., Посохов В.Ф., Кобылкина О.В. Особенности изотопного состава О, С и S позднемезозойских карбонатитов Западного Забайкалья // Тез. докл. XV симпоз. по геохимии изотопов. М., 1998а. С. 241-242.

164. Рипп Г.С., Посохов В.Ф., Кобылкина О.В. Изотопный состав стронция в позднемезозойских карбонатитах Западного Забайкалья // Тез. докл. XV симпоз. по геохимии изотопов. М., 19986. С. 24 3-244.

165. Романчев Б.П., Соколов C.B. Роль ликвации в генезисе и геохимии пород карбонатитовых комплексов // Геохимия. 1979. № 2. С. 229-240.

166. Рублев А.Г., Шергина Ю.П. Ордовикский магматизм Восточного Саяна, Минусы и Кузнецкого Алатау // Геология и полезные ископаемые Красноярского края и Республики Хакасия. Красноярск: 1996. С. 58-63.

167. Рублев А.Г., Шергина Ю.П., Крымский Р.Ш. Возраст и генезис вулканитов быс-карской серии (центральная часть АССО) по изотопным данным // Тез. докл. международ, конф. "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород". 1998. СПб. С. 128.

168. Рублев А.Г. Ордовикская эпоха магматизма юга азиатской части России // Матер. Второго Всеросс. петрограф, совещ. "Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы". 2000. Сыктывкар. Т. 1. С. 312-314.

169. Рябчиков И.Д., Брай Г., Когарко Л.Н., Булатов В.К. Парциальное плавление кар-бонатизированного перидотита при 50 кбар. // Геохимия. 1989. № 1. С. 3-9.

170. Рябчиков И.Д., Брай Г., Булатов В.К. Карбонатитовые расплавы, сосуществующие с мантийными перидотитами при 50 кбар // Петрология. 1993. Т. № 1. С. 189-194.

171. Самойлов B.C., Гормашева Г.С. Щелочные амфиболы карбонатитов и генетически связанных с ними пород // ЗВМО. 1975. Вып. 2. С. 145-159.

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

173. Самойлов B.C., Коваленко В.И. Комплексы щелочных пород и карбонатитов Монголии. М.: Наука. 1983.196 с.

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

175. Самойлов B.C., Коваленко В.И., Иванов В.Г., Наумов В.Б. Карбонатитовые лик-ваты в щелочных породах комплекса Мушугай-Худук (Южная Монголия) / / Докл. АН СССР. 1987. Т. 294. № 2. С. 453-456.

176. Самсонова Н.С. Минералы группы нефелина. М.: Наука. 1973. 144 с.

177. Свешникова Е.В., Семенов Е.И., Хомяков A.M. Заангарский щелочной массив, его породы и минералы. М.: Наука. 1976. 80 с.

178. Симонов В.А., Кузнецов П.П. Бониниты в венд-кембрийских офиолитах Горного Алтая // Докл. АН СССР. 1991. Т. 316. № 2. С. 448-451.

179. Симонов В.А. Петрогенезис офиолитов (термобарогеохимические исследования). Новосибирск: Труды ОИГГМ СО РАН. 1993. Вып. 816. 247 с.

180. Скобелев Ю.Д. Краткая характеристика геологического строения Кузнецкого

181. Алатау // Геологическое строение и петрография нефелиновых пород Кузнецкого Алатау. Матер, по геологии Западной Сибири. Вып. 64. /Под ред. И.К. Баженова и Ю. Д. Скобелева. М.: Госгеолтехиздат. 1963. С. 5-28.

182. Собаченко В.Н., Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П., Пахольченко Ю.А. Рубидий-стронциевый возраст приразломных щелочных метасоматитов и гранитов Татарско-Пенченгинской зоны (Енисейский кряж) // Докл. АН СССР. 1986. Т. 287. № 5. С. 1220-1224.

183. Собаченко В.Н., Гундобин А.Г. Формационный тип приразломных щелочных карбонатно-силикатных метасоматитов и связанных с ними карбонатитов / / Геология и геофизика. 1993. № 5. С. 113-120.

184. Собаченко В.Н., Смирнова Е.В. К геохимии лантаноидов в приразломных мета-соматических процессах, проявленных в докембрийских комплексах пород юга Восточной Сибири // Геохимия. 1996. № 6. С. 529-537.

185. Соколов C.B. Карбонаты массивов ультрамафитов, щелочных пород и карбонатитов//Геохимия. 1984. № 12. С. 1840-1857.

186. Соколов C.B. В продолжение дискуссии: что считать карбонатитом? // ЗВМО. 1991. Вып. 5. С. 108-111.

187. Соколов С. В. Генетическая природа, формационная принадлежность и условия образования карбонатитов. M.: МГ11 "Геоинформмарк", 1993. 73 с.

188. Соколов C.B. Температуры образования и температурные фации карбонатитов щелочно-ультраосновных комплексов//Геохимия. 1996. № 1.С. 15-21.

189. Соловова И.П., Гирнис A.B., Гужова A.B. Карбонатные расплавы в щелочных базальтоидах Восточного Памира // Геохимия. 1993. № 3. С. 383-394.

190. Соловова И.П., Гирнис A.B., Рябчиков И.Д. Включения карбонатных и силикатных расплавов в минералах щелочных базальтоидов Восточного Памира // Петрология. 1996. Т. 4. № 4. С. 339-363.

191. Соломович Л.И., Трифонов Б.А. Ассоциация гранитов рапакиви, щелочных пород и карбонатитов в Тянь-Шане (Юго-Восточная Киргизия) // ЗВМО. 1990. Вып. 6. С. 46-59.

192. Соломович Л.И. Герцинский интрузивный магматизм Кыргызстана (геодинамика, петрогенезис, рудоносность) // Дис. . доктора геол.-минер. наук. Бишкек, КГМИ. 1997. 382 с.

193. Сук Н.И. Экспериментальное исследование несмесимости силикатно-карбонат-ных систем // Петрология. 2001. Т. 9. № 5. С. 547-558.

194. Тейлор Х.П. Применение изотопиии кислорода и водорода к проблемам гидротермального изменения вмещающих пород и рудообразования // Стабильные изотопы и проблемы рудообразования. М.: Мир, 1977. С. 213-298.

195. Тектоника континентов и океанов: Объяснительная записка к Международной тектонической карте мира масштаба 1:15000000 / Под ред. Ю.Г.Леонова и В.Е.Хаина. М.: Наука. 1988. 245 с.

196. Толстых Н.Д., Кривенко А.П., Елисафенко В.Н., Пономарчук В.А. Минералогия апатитоносных карбонатитов в Кузнецком Алатау // Геология и геофизика. 1991. № 11. С. 51-58.

197. Турнок А.К. Шпинели // Вопросы теоретической и экспериментальной петрологии. М.: ИЛ. 1963. С. 517-523.

198. Уайли П. Дж. Проблема образования карбонатитов в свете экспериментальных данных. Возникновение и дифференциация карбонатитовой магмы // Кар-бонатиты. М.: Мир, 1969. С. 265-300.

199. Файзиев А.Р., Искандаров Ф.Ш., Гафуров Ф.Г. Минералогические и генетические особенности карбонатитов Дункельдыкского массива щелочных пород (Восточный Памир) // ЗВМО. 1998. № 3. С. 54-57.

200. Фон-дер-Флаас Г.С. Гранулированные базальты, карбонатиты и туффизиты в рудных полях Ангарской провинции // Матер, конф. "Проблемы минералогии, петрографии и металлогении". Пермь, 1999. С. 54-56.

201. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир. 1989. 589 с.

202. Фролов A.A. Структура и оруденение карбонатитовых массивов. М.: Недра, 1975. 160 с.

203. Фролов A.A., Белов C.B. Комплексные карбонатитовые месторождения Зиминс-кого рудного района (Восточный Саян, Россия) // Геол. рудн. месторожд. 1999. Т. 41. №2. С. 109-130.

204. Хефс Й. Геохимия стабильных изотопов. М.: Мир. 1983. 197 с.

205. Царева Г.М. Минералы вулканогенных пород орогенных формаций как показатели условий их кристаллизации (Центральный Казахстан) // Особенностипородообразующих минералов магматических пород. М.: Наука. 1986. С. 201-228.

206. Чернышова Е.А., Сандимирова Г.П., Пахольченко Ю.А., Кузнецова С.В. Rb-Sr возраст и некоторые специфические особенности генезиса Болыпетагнин-ского карбонатитового комплекса (Восточный саян) // Докл. АН СССР. 1992. Т. 323. № 5. С. 942-947.

207. Чернышова Е.А., Сандимирова Г.П., Банковская Э.В., Кузнецова С.В. Rb-Sr возраст и изотопный состав Sr в щелочных породах дайковой серии карбона-титовых комплексов Присаянья//Докл. РАН. 1995. Т. 345. № 3. С. 388-392.

208. Чернышова Е.А., Морикио Т. Характеристика источника щелочных пород кар-бонатитовых комплексов Присаянья по данным изотопного состава Nd и Sr в породах дайковой серии // Докл. РАН. 1999. Т. 369. № 3. С. 381-384.

209. Шинкарев Н.Ф. Верхнепалеозойский магматизм Туркестано-Алая. Л.: Изд-во ЛГУ. 1966. 161 с.

210. Шинкарев Н.Ф. Происхождение магматических формаций. Л.: Недра, 1978. 303 с.

211. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатсткий суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика//Геотектоника. 2000. № 5. С. 3-29.

212. Яшина Р.М. Щелочные породы Юго-Восточной Тувы // Изв. АН СССР. Сер. гео-логич. 1957. № 5. С. 17-36.

213. Яшина Р.М. Харлинский концентрически-зональный щелочной массив и условия его образования // Щелочные породы Сибири / Под ред. О.А.Воробьевой. М.: Изд-во АН СССР. 1962. С. 20-38.

214. Яшина Р.М., Борисевич И.В. Абсолютный возраст щелочных пород Восточной Тувы // Абсолютное датирование тектоно-магматических циклов и метал-логенических этапов, по данным 1964 г. / Под ред. Г.Д.Афанасьева. М.: Наука. 1966. С. 326-336.

215. Яшина Р.М. Щелочной магматизм складчато-глыбовых областей (на примере южного обрамления Сибирской платформы). М.: Наука. 1982. 274 с.

216. Alberti A., Castorina F., Censi Р. et al. Geochemical characteristics of cretaceous carbonatites from Angola // J. African Earth Sci. 1999. V. 29. № 4. P. 735-759.

217. Alkaline rocks and carbonatites of the world. Part two: Former USSR / Kogarko L.N., Kononova V.A., Orlova M.P., Woolley A.R. London: Chapman&Hall. 1995. 226 p.

218. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1839-1845. Bell K. Radiogenic isotope constraints on relationships between carbonatites and associated silicate rocks a brief review // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1987-1996.

219. Brey G., Green D.H. The role of C02 in the genesis of olivine melilitite // Contrib. Mineral. Petrol. 1975. V. 49. P. 93-103.

220. Geotherm. Res. 1978. V. 3. N 1/2. P. 61-88. Brooker R.A., Hamilton D.L. Three liquid immiscibility and the origin of carbonatites

221. Nature. 1990. V. 346. P. 459-462. Brooker R.A. The effect of C02 saturation on immiscibility between silicate and carbonate liquids: an experimental study // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1905-1915.

222. Brmgger W. Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes, IV, Das Fengebiet in Telemark

223. Carbonatite Volcanism: Oldoinyo Lengai and the petrogenesis of natrocarbonatites. Ed. by K. Bell, J. Keller. IAVCEI Proceedings in Volcanology. Springer-Verlag, Berlin. 1995.210 p.

224. Chacko T., Mayeda T.K., Clayton R.N., Goldsmith J.R. Oxygen and carbon isotope fractionation between C02 and calcite // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. P. 2867-2882.

225. Church A.A., Jones A.P. Silicate-carbonate immiscibility at Oldoinyo Lengai // J. Petrol. 1995. V. 36. № 4. P. 869-889.

226. Clayton R.N., Kieffer S.W. Oxygen isotopic thermometer calibrations // Stable isotope geochemistry: A Tribute to Samuel Epstein (ed. H.P. Taylor Jr. et al.). The Geochem. Soc., Spec. Publ. № 3. 1991. P. 3-10.

227. Cochen R.S., O'Nions R.K. Identification ofrecicled continental material in the mantle from Sr, Nd and Pb isotope investigations // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 61. P. 73-84.

228. Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest. Chapter KK. (by Friedman J. and O'Neil J.) // Data of geochemistry. Sixth Edition. Ed. Fleischer M. Washington. 1977. 12 p.

229. Conway C.H., Taylor H.P. 180/160 and 13C/12C ratios of coexisting minerals in the Oka and Magnet Cove carbonatite bodies // J. Geol. 1969. V. 77. № 5. P. 618-626.

230. Cooper A.F., Gittins J., Tuttle O.F. The system Na2C03-K2C03-CaC03 at 1 kilobar and its significance in carbonatite petrogenesis // Amer. J. Sci. 1975. V. 275. P. 534-560.

231. Cooper A.F., Reid D.L. Nepheline su;vites as parental magmas in carbonatite complexes: evidence from Dicker Willem, Southwest Namibia // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 2123-2136.

232. Cooper A.F., Reid D.L. The association of potassic trachytes and carbonatites at the Dicker Willem complex, Southwest Namibia: coexisting, immiscible, but not cogenetic magmas // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. P. 570-583.

233. Cullers R.L., Medaric L.G. Rare elements in carbonatite and cogenetic alkaline rocks: examples from Seabrook Lake and Callander Bay, Ontario // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. V. 65. P. 143-153.

234. Dalton J. A., Wood B.J. The compositions of primary carbonate melts and their evolution through wallrockreaction in the mantle //Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 119. P. 511-525.

235. Dalton J. A., Presnall D.C. Carbonatitic melts along the solidus of model lherzolite in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02-C02 from 3 to 7 GPa // Contrib. Mineral. Petrol. 1998a. V. 131. P. 123-135.

236. Dalton J.A., Presnall D.C. The continuum of primary carbonatitic-kimberlitic melt compositions in equilibrium with lherzolite: data from the system CaO-MgO-Al203-Si02-C02 at 6 GPa//J. Petrol. 1998b. V. 39. № 11&12. P. 1953-1964.

237. Dautria J.M., Dupuy C., Takherist D., Dostal J. Carbonate metasomatism in the lithospheric mantle: peridotitic xenoliths from a melilititic district of the Sahara basin // Contrib. Mineral. Petrol. 1992. V. 111. P. 37-52.

238. Dawson J.B., Pinkerton H., Norton G.E., Pyle D.M. Physicochemical properties ofalkali carbonatite lavas: data from the 1988 eruption of Oldoinyo Lengai, Tanzania //Geology. 1990. V. 18. P. 260-263.

239. Dawson J.B., Pyle D.M., Pinkerton H. Evolution of natrocarbonatitefrom wollastonite nephelinite parent: evidence from the June, 1993 eruption of Oldoinyo Lengai, Tanzania // J. Geol. 1996. V. 104 P. 41-54.

240. Dawson J.B. Peralkaline nephelinite-natrocarbonatite relationships at Oldoinyo Lengai, Tanzania // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 2077-2094.

241. Deines P. Stable isotope variations in carbonatites // In: Carbonatites. Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London. 1989. P. 301-359.

242. Deloule E., Albainde F., Sheppard S.M.F. Hydrogen isotope heterogeneities in the mantle from ion probe analysis of amphiboles from ultramafic rocks // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 105. P. 543-553.

243. Demeny A., Ahijado A., Casillas R., Vennemann T.W. Crustal contamination and fluid/ rock interaction in the carbonatites of Fuerteventura (Canary Islands, Spain): a C, O, H isotope study // Lithos. 1998. V. 44. P. 101-115.

244. De Paolo D.J., Wasserburg G.J. Petrogenetic mixing models and Nd-Sr isotope patterns // Geochim. Cosmochim. Acta. 1979. V. 43. P. 615-627.

245. De Paolo D.J. Trace element and isotopic effects of combined wall rock assimilation and fractional crystallization // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. V.53. P. 189-202.

246. Dobretsov N.L. Blueschists and eclogites: a possible plate tectonic mechanism for their emplacement from the upper mantle // Tectonophysics. 1991. V. 186. P. 253-268.

247. Dobson D.P., Jones A.P., Rabe R. et al. In-situ measurement of viscosity and density of carbonate melts at high pressure // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V.143. P. 207-215.

248. Dunworth E.A., Bell K. The Turiy massif, Kola peninsula, Russia: isotopic and geochemical evidence for multi-source evolution // J. Petrol. 2001. V. 42. № 2. P. 377-405.

249. Eckermann H. von. The alkaline district of Ainu Island. Stockholm, Kartograf. Inst. 1948. 176 p.

250. Eggler D.H. The effect of C02 upon partial melting of peridotite in the system Na20-Ca0-Al203-Mg0-Si02-C02 to 35 kb, with an analysis of melting in a peridotite-HjO-COj system // American J. of Science. 1978. V. 278. P. 305-343.

251. Eggler D.H. Carbonatites, primary melts, and mantle dynamics // Carbonatites: Genesis and evolution. Ed. By K. Bell. Unwin Hyman, London, 1989. P. 561-579.

252. Eiler J.M., Farley K.A., Valley J.W., Hofinann A.W. Stolper E.M. Oxygen isotope constraints on the sources of Hawaiian volcanism // Earth Planet. Sci. Lett. 1996. V. 144. N 3-4. P. 453-468.

253. Falloon T.J., Green D.H. The solidus of carbonated, fertile peridotite // Earth Planet. Sci. Lett. 1989. V. 94. P. 364-370.

254. Falloon T.J., Green D.H. Solidus of carbonated fertile peridotite under fluid-saturated conditions // Geology. 1990. V. 18. P. 195-199.

255. Ferguson J., Curre K.L. Evidence of liquid immiscibility in alkaline ultrabasic dikes at Callander Bay, Ontario // J. Petrol. 1971. V. 12. № 3. P. 67-76.

256. Fletcher I.R., RosmanK.J.R. Precise determination of initial eNd from Sm-Nd isochron data// Geochim. Cosmochim. Acta. 1982. V. 46. P. 1983-1987.

257. Fleet M.E., Barnett R.L. A1IV/A1VI partitioning in calciferous amphiboles from the frood mine, Sudbury, Ontario // Canad. Miner. 1978. V. 16. Part. 4. P. 527-532.

258. Freestone J.C., Hamilton D.L. The role of liquid immiscibility of the genesis of carbonatites an experimental study // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. V. 73. N2. P. 105-117.

259. Frezzotti M.L., Touret J.L., Lustenhouwer W.J., Neumann E.R. Melt and fluid inclusions in dunite xenoliths from La Gomera, Canary Islands: tracking the mantle metasomatic fluids // European J. Mineral. 1994. V. 6. P. 805-817.

260. Giret A., Bonin B., Leger J.M. Amphibole compositional trends in oversaturated and undersaturated alkaline plutonic ring-complexes // Canad. Mineral. 1980. V. 18. P. 481-495.

261. Gittins J., Tuttle O.F. The system CaF2-Ca(0H)2-CaC03 // Amer. J. Sci. 1964. V. 262. P. 66-75.

262. Gittins J., Jago B.C. Extrusive carbonatites: their origins reappraised in the ligth of new experimental data// Geological Magazine. 1991. V. 128. P. 301-305.

263. Green D.H., Wallace M.E. Mantle metasomatism by ephemeral carbonatite melts // Nature. 1988. V. 336. P. 459-461.

264. Griffin W.L., Taylor P.N. The Fen damkjernite: petrology of a central-complex kimberlite // Phys. Chem. Earth. 1975. V. 9. P. 34-56.

265. Hamilton D.L., Bedson P., Esson J. The behaviour of trace elements in the evolution of carbonatites // Carbonatites: Genesis and evolution. Ed. .By K. Bell. Unwin Hyman, London, 1989. P. 405-427.

266. Harmer R.E., Gittins J. The origin of dolomitic carbonatites: field and experimental constraints // J. African Earth Sciences. 1997. V. 25 N 1. P. 5-28.

267. Harmer R.E., Gittins J. The case for primary, mantle-derived carbonatite magma // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1895-1903.

268. Hart S.R. Heterogeneous mantle domains: signature, genesis, and mixing chronologies // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V.90. P. 273-296.

269. Heinrich E.W. The geology of carbonatites. Chicago; New York, 1967. 555 p.

270. Hqgbom A.E. bber das Nephelinsyenitgebiet auf der Insel Alim // Geol. Fijrh. 1895. 17. P. 100-160,214-256.

271. Hunter R.H., McKenzie D. The equilibrium geometry of carbonate melts in rocks of mantle composition // Earth Planet. Sci. Lett. 1989. V.92. P. 347-356.

272. James D.E. The combine use of oxygen and radiogenic isotopes as indicators of crustal contamination//Annual Rev. Earth Planet. Sci. 1981. V. 9. P. 311-344.

273. Javoy M. Stable isotope and geothermometry // J. Geol. Soc. London. 1977. V. 133. N. 6. P. 609-636.

274. Javoy M., Pineau F., Delorme H. Carbon and nitrogen isotopes in the mantle // Chem. Geol. 1986. V. 57. N1/2. P. 41-62.

275. Jenkin G.R.T., Fallick A.E., Farrow C.M., Bowes G.E. Cool: a fortran-77 computer program for modeling stable isotopes in cooling closed systems // Computers & Geosciences. 1991. V. 17. № 3. P. 391-412.

276. Jones J.H., Walker D., Picket D. A. et al. Experimental investigations of the partitioning of Nb, Mo, Ba, Ce, Pb, Ra, Th, Pa, and U between immiscible carbonate and silicate liquids // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. N 7. P. 1307-1320.

277. Kempton P.D., Harmon R.S., Stosch H.G. et al. Open-system O-isotope behaviour and trace element enrichment in the sub-Eifel mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 89. P. 273-287.

278. Kempton P.D., Harmon R.S., Hawkesworth C.L., Moorbath S. Petrology and geochemistry of lower crustal granulites from the Geronimo Vulcanuic Field, southern Arizona // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. V. 54. P. 3401-3426.

279. Kjarsgaard B.A., Hamilton D.L. Liquid immiscibility and the origin of alkali-poor carbonatites//Miner. Mag. 1988. V. 52. N 1. P. 43-55.

280. Kjarsgaard B.A., Hamilton D.L. The genesis of carbonatites by liquid immiscibility // In: Carbonatites: genesis and evolution (ed. K. Bell). London: Unwin Hyman, 1989. P. 388-404.

281. Kjarsgaard B.A., Peterson T.D. Nephelinite-carbonatite liquid immiscibility at Shombole Volcano, East Africa: petrographic and experimental evidence // Mineral. Petrol. 1991. V. 43. P. 293-314.

282. Kjarsgaard B.A. Phase relations of a carbonated high-CaO nephelinite at 0,2 and 0,5 Gpa // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 2061-2075.

283. Kogarko L.N., Plant D.A., Henderson C.M.B., Kjarsgaard B.A. Na-rich carbonatite inclusions in perovskite and calzirtite from the Guli intrusive Ca-carbonatite, Polar Siberia//Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 109. P. 124-129.

284. Kogarko L.N., Henderson C.M.B., Pacheco H. Primary Ca-rich carbonatite magma and carbonate-silicate-sulfide liquid immiscibility in the upper-mantle // Contrib. Mineral. Petrol. 1995. V. 121. P. 267-274.

285. Kononova V.A., Yashina R.M. Geochemical criteria for differentiating between raremetallic carbonatites and barren carbonatite-like rocks // The Indian Mineralogist. 1984. P. 136-150.

286. Mineral. Petrol. 1977. V. 60. N 3. P. 311-315. Kushiro I. Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks // Amer. J. Sci. 1960.

287. V. 258. № 8. P. 548-554. Kyser T.K., O'Neil J.R. Hydrogen isotope systematics of submarine basalts // Geochim.

288. McCenzie D., O'Nions R.K. Mantle reservoirs ocean island basalts // Nature. 1983. V. 301. P. 229-231.

289. Macdonald R., Kjarsgaard B.A., Skilling I.P. et al. Liquid immiscibility between trachyte and carbonate in ash flow tuffs from Kenya // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V. 114. P. 276-287.

290. Mattey D., Lowry D., Macpherson C. Oxygen isotope composition of mantle peridotite //Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V. 128. P. 231-241.

291. Mattews A., Goldshmith D., Clayton R.N. Oxygen isotope fractionation between zoisite and water // Geochim. Cosmochim. Acta. 1983. V. 47. № 3. P. 645-654.

292. Meen J.K. Production of isotopic disequilibrium in igneous rocks by crustal contamination an example from a Laramide volcanic center in Montana, USA. // Isotope Geosci. 1988. V. 8. N 4. P. 299-309.

293. Meschede M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagramm // Chem. Geol. 1986. V. 56. P. 207-218.

294. Mian I., Le Bas M.J. The biotite-phlogopite series in fenites from the Loe Shilman carbonatite complex, NW Pakistan //Miner. Mag. 1987. V.51. Pt. 3. P. 397-408.

295. Minarik W.G. Complications to carbonate melt mobility due to the presence of an immiscible silicate melt//J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1965-1973.

296. Miyazaki T. Isotope geochemical study of carbonatites from the Eastern Asia. Print. Shinshu Univ. Graduate School Sci. Depart. Geology Japan. 1996. 106 p.

297. Môller P. REE (Y), Nb, and Ta enrichment in pegmatites and carbonatite-alkalic rock complexes // Lanthanides, tantalum and niobium (Eds. Millier P. et al.). Springer, Berlin. 1989. P. 38-67.

298. Moore K.R., Wood B.J. The transition from carbonate to silicate melts in the CaO-Mg0-Si02-C02 system//J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1943-1951.

299. Morikiyo T., Miyazaki T., Kagami H. et al. Sr, Nd, C and O isotope characteristics of Siberian carbonatites // In: Alkaline magmatism and the problems of mantle sources (ed. N.V. Vladykin). Proceeding of International Workshop, Irkutsk, 2001. P. 69-84.

300. Mullen E.D. Mn0/Ti02/P205: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for pedogenesis // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 62. P. 53-62.

301. Nasraoui M., Bilal E. Pyrochlores from the Lueshe carbonatite complex (Democratic Republic of Congo): a geochemical record of different alteration stages // J. Asian Earth Sci. 2000. V. 18. P. 237-251.

302. Nelson D.R., Chivas A.R., Chappell B.W., McCulloch M.T. Geochemical and isotopic systematics in carbonatites and implications for the evolution of ocean-island sources // Geochim. Cosmochim. Acta. 1988. V. 52. P. 1-17.

303. Nielsen T.F.D., Solovova I.P., Veksler I.V. Parental melts of melilitolite and origin of alkaline carbonatite: evidence from crystallised melt inclusions, Gardiner complex //Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 126. P. 331-344.

304. O'Hara M.J. The bearing of phase equilibria studies in synthetic and natural systems on the origin and evolution of basic and ultrabasic rocks // Earth Sci. Rev. 1968. V. 4. P. 69-133.

305. Olafsson M., Eggler D.H. Phase relations of amphibole-carbonate, and phlogopite-carbonate peridotite: petrologic constraints on the asthenosphere // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 64. P. 305-315.

306. Otto J.W., Wyllie P.J. Relationships between silicate melts and carbonate-precipitating melts in Ca0-Mg0-Si02-C02-H20 at 2 kbar // Miner. Petrol. 1993. V. 48. P. 343-365.

307. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth Planet. Sci. Lett. 1973. V. 19. P. 290-300.

308. Pearce J.A., Gorman B.E., Birkett T.C. The relationships between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 36. P. 121-132.

309. Pineau F., Javoy M., Allègre C.J. Etude systématique des isotopes de l'oxygène, du carbone et du strontium dans les carbonatites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. P. 2363-2377.

310. Pokrovsky B.G., Sluzhenikin S.F., Kudriavtsev D.I., Krivolutskaya N.A., Vrublevsky V.V. Stable isotope geochemistry of the Siberian traps // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002. V. 66. N 15a (SI). Twelfth Goldschmidt Conference Abstracts. P. A608.

311. Poreda R., Basu A.R. Rare gases, water, and carbon in kaersutites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 69. P. 58-68.

312. Pyle J.M., Haggerty S.E. Silicate-carbonate liquid immiscibility in upper-mantle eclogites: implications for natrosilic and carbonatitic conjugate melts // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. P. 2997-3011.

313. Rankin A.H., Le Bas M. Liquid immiscibility between silicate and carbonate melts in naturally occuring magma//Nature. 1974. V. 250. N 5463. P. 206-209.

314. Rankin A.H. Fluid inclusion studies in apatite from carbonatites of the Wasaki area of western Kenya//Lithos. 1975. V. 8. P. 123-136.

315. Rankin A.H. Fluid-inclusion evidence for the formation conditions of apatite from the Tororo carbonatite complex of eastern Uganda // Miner. Mag. 1977. V. 41. P. 155-164.

316. Ray J.S. Trace element and isotope evolution during concurrent assimilation, fractional crystallization, and liquid immiscibility of a carbonated silicate magma // Geochim. Cosmochim. Acta. 1998. V. 62. № 19/20. P. 3301-3306.

317. Ray J.S., Ramesh R. Evolution of carbonatite complexes of the Deccan flood basalt province: stable carbon and oxygen isotopic constraints // J. Geophys. Res. 1999a. V. 104. № B12. P. 29,471-29,483.

318. Ray J.S., Ramesh R. A fluid-rock interaction model for carbon and oxygen isotopic variations in altered carbonatites // J. Geol. Soc. India. 1999b. V. 54. P. 179-186.

319. Ray J.S., Ramesh R. Rayleigh fractionation of stable isotopes from a multicomponent source // Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. V. 64. № 2. P. 299-306.

320. Riley T.R., Bailey D.K., Harmer R.E. et al. Isotopic and geochemical investigation of a carbonatite-syenite-phonolite diatreme, West Eifel (Germany) // Miner. Mag. 1999. V. 63. N5. P. 615-631.

321. Ringwood A.E. Composition of petrology of the Earth's mantle. N. Y.: McGraw-Hill Book Co. 1975. 618 p.

322. Roden M.F., Murthy R.V., Gaspar J.C. Sr and Nd isotopic composition of the Jacupiranga carbonatite // J. Geol. 1985. V. 93. P. 212-220.

323. Roedder E. Liquid C02 inclusions in olivine-bearing nodules and phenocrysts from basalts // Am. Mineral. 1965. V. 50. P. 1746-1782.

324. Rollinson H. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific&Technical, London, 1993. 343 p.

325. Rudnick R.L., McDonough W.F., Chappel B.W. Carbonatite metasomatism in the northern Tanzanian mantle: petrographic and geochemical characteristics // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V.114. P. 463-476.

326. Salomons W. Chemical and isotopic composition of carbonates in recent sediments and soils from Western Europe // J. Sediment. Petrol. 1975. V. 45. № 2. P. 440-449.

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

328. Schaaf P., Heinrich W., Besch T. Composition and Sm-Nd isotopic data of the lower crust beneath San Luis Potosi, Central Mexico: evidence from granulite-facies xenolith suite // Chem. Geol. 1994. V. 118. P. 63-84.

329. Schleicher H., Keller J., Kramm U. Isotope studies on alkaline volcanics and carbonatites from the Kaisershtul, Federal Republic of Germany // Lithos. 1990. V. 26. P. 21-35.

330. Schleicher H., Todt W., Viladkar S.G., Schmidt F. Pb/Pb age determinations on the Newania and Sevattur carbonatites of India: evidence for multi-stage histories / / Chem. Geol. 1997. V. 140. P. 261-273.

331. Schleicher H., Kramm U., Pernicka E. et al. Enriched subcontinental upper mantle beneath Southern India: evidence from Pb, Nd, Sr, and C-O isotopic studies on Tamil Nadu carbonatites // J. Petrol. 1998. V. 39. № 10. P. 1765-1785.

332. Seifert W., Thomas R. Silicate-carbonate immiscibility: a melt inclusion study of melilitite and werlite xenoliths in tephrite from the Elbe zone, Germany // Chemie der Erde. 1995. V. 55. P. 263-279.

333. Sengor A.M.C., Natal'in B.A., Burtman V.S. Evolution of the Altaid tectonic collage and paleozoic crustal growth in Eurasia // Nature. 1993. V. 364. P. 299-307.

334. Sheppard S.M.F., Dawson J.B. 13C/12C and D/H isotope variations in "Primary igneous carbonatites" //Fortschr. Mineral. 1973. V. 50. P. 128-129.

335. Sheppard S.M.F., Dawson J.B. Hydrogen, carbon and oxygen isotope studies of megacryst and matrix minerals from Lesothan and South African kimberlites // Phys. Chem. Earth. 1975. V. 9. P. 747-763.

336. Sheppard S.M.F. Characterization and isotopic variations in natural waters // Reviews in Mineralogy. 1986. V. 16. P. 165-184.

337. Simkin T., Smith J.V. Minor-element distribution in olivine // J. Geol. 1970. V. 78. № 3. P. 304-325.

338. Simonetti A., Bell K., Viladkar S.G. Isotopic data from the Amba Dongar carbonatite complex, west-central India: evidence for an enriched mantle source // Chem. Geol. 1995. V. 122. P. 185-198.

339. Simonetti A., Goldstein S.L., Schmidberger S.S., Viladkar S.G. Geochemical and Nd, Pb, and Sr isotope data from Deccan alkaline complexes inferences for mantle sources and plume-lithosphere interaction // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1847-1864.

340. Smithies R.N., Marsh J.S. The Marinkas Quellen carbonatite complex, southern

341. Namibia; carbonatite magmatism with an uncontaminated depleted mantle signature in a continental setting // Chem. Geol. 1998. V. 148. P. 201-212.

342. Sparks R.S.J. The role of crustal contamination in magma evolution through geological time // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 78. N 2/3. P. 211-223.

343. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Eds. Saunders A.D.&Norry M.J. Geol. Soc. Special Publ. 1989. № 42.1. P. 313-345.

344. Suzuoki T., Epstein S. Hydrogen fractionation between OH-bearing silicate minerals and water // Geochim. Cosmochim. Acta. 1976. V. 40. P. 1229-1240.

345. Stable isotopes in high temperature geological processes // Ed. J.W.Valley, H.P.Taylor, Jr. J.R.O'Neil. Rev. Miner. V. 16. Miner. Soc. Amer., 1986. 570 p.

346. Stormer J.C. Calcium zoning in olivine and its relationship to activity and pressure // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. № 8. P. 1815-1820.

347. Sweeney R.J. Carbonatite melt compositions in the earth's mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 1994. V. 128. P. 259-270.

348. Taran Yu.A., Pokrovsky B.G., Volynets O.V. Hydrogen isotopes in hornblendes and biotites from Quaternary volcanic rocks of the Kamchatka-Kurile arc // Geochem. J. 1997. V. 34. N 4. P. 203-221.

349. Taylor H.P. Stable isotopes of ultramafic rocks and meteorites // In: Ultramafic and related rocks (ed. P.J. Wyllie). John Wiley & Sons, Inc. 1967. P. 363-372.

350. Taylor H.P., Frechen J., Degens E.T. Oxygen and carbon isotope studies of carbonatites from the Laacher See district, West Germany and Alnij district, Sweden // Geochim. Cosmochim. Acta. 1967. V. 31. N 3. P. 407-430.

351. Taylor H.P The oxygen isotope geochemistry of igneous rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1968. V. 19. N 1. P. 1-71.

352. Taylor H.P. The application of oxygen and hydrogen isotopes studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition //Econ.Geol. 1974. V. 69. P. 843-883.• Taylor H.P. Water/rock interaction and origin of H20 in granitic batholiths // J. Geol.

353. Soc. London. 1977. V. 133. N. 6. P. 509-558.

354. Taylor H.P. The effect of assimilation of rocks by magmas: 180/160 and 87Sr/86Sr systematics in igneous rocks // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 47. N 2. P. 243-254.

355. Taylor H.P., Sheppard P.M.N. Igneous rocks: I. Processes of isotopic fractionation and isotope systematics // Reviews in Mineralogy. 1986. V. 16. P. 227-271.

356. Thibault Y., Edgar A.D., Lloyd F.E. Experimental investigation of melts from a carbonated phlogopite lherzolite: implications for metasomatism in continental lithosphere // Amer. Miner. 1992. V. 77. P. 784-794.

357. Tilton G.R., Bell K. Sr-Nd-Pb isotope relationships in late archean carbonatites and alkaline complexes: applications to the geochemical evolution of archean mantle // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. N 15. P. 3145-3154.

358. Tilton G.R., Bryce J.G., Mateen A. Pb-Sr-Nd isotope data from 30 and 300 Ma collision zone carbonatites in Northwest Pakistan // J. Petrol. 1998. V. 39. № 11&12. P. 1865-1874.

359. Ting W., Rankin A.H., Woolley A.R. Petrogenetic significance of solid carbonate9 inclusions in apatite of the Sukulu carbonatite, Uganda // Lithos. 1994. V. 31.1. P. 177-187.

360. Twyman J.D., Gittins J. Alkalic carbonatite magmas: parental or derivative//In: Alkaline igneous rocks. Geol. soc. special publ. 1987. N 30. P. 85-94.

361. Veizer J., Compston W. 87Sr/86Sr in precambrian carbonates as an index of crustal evolution // Geochim. Cosmochim. Acta. 1976. V. 40. N 8. P. 905-914.

362. Veksler I.V., Nielsen T.F.D., Sokolov S.V. Mineralogy of crystallised melt inclusions from Gardiner and Kovdor ultramafic alkaline complexes: implications for carbonatite genesis //J. Petrol. 1998a. V. 39. № 11&12. P. 2015-2031.

363. Veksler I.V., Petibon C., Jenner G.A. et al. Trace element partitioning in immisciblesilicate-carbonate liquid systems: an initial experimental study using a centrifuge autoclave // J. Petrol. 1998b. V. 39. № 11&12. P. 2095-2104.

364. Verwoerd W.C. South Africa carbonatites and their probable moda of origin // Ann. Univ. Stellenbosch, 1966. Vol. 41. Ser. A. № 2. 236 p.

365. Viladkar S.G., Wimmenauer W. Mineralogy and geochemistry of the Newania carbonatite-fenite complex, Rajasthan, India // Neues Jahrbuch Miner. Abh. 1986. V. 156. № l.P. 1-21.

366. Viladkar S.G. Carbonatite occurrences in Rajasthan, India // Петрология. 1998. Т. 6. № 3. С. 295-306.

367. Vrublevsky V.V., Gertner I.F., Krupchatnikov V.I. et al. Geochemistry of ultrapotassic rocks from Gomy Altai (South Siberia) // In: 31 st. International Geol. Congress. Rio de Janeiro, Brazil. 2000. 1CD (Win95/98/2000NT). Abstr. N 7603.

368. Vrublevsky V.V., Gertner I.F., Voitenko D.N. Oxygen isotope ratios in alkaline basites from Kuznetsky Alatau ridge (South Siberia) // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002. V. 66. N 15a (SI). Twelfth Goldschmidt Conference Abstracts. P. A813.

369. Wagner C., Deloule E., Mokhtari A. Richterite-bearing peridotites and MARID-type inclusions in lavas from North Eastern Morocco: mineralogy and D/H isotopic studies // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 124. P. 406-421.

370. Wallace M.E., Green D.H. An experimental determination of primary carbonatite magma composition //Nature. 1988. V. 335. P. 343-346.

371. Walter A.V., Flicoteaux R., Parron C., Loubet M., Nahon D. REE and isotopes (Sr, Nd, 0,C) in minerals from the JuquiS carbonatite (Brazil): tracers of a multistage evolution // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 27-44.

372. Watanabe T., Buslov M.M., Koitabashi S. Comparison of arc-trench systems in the early paleozoic Gorny Altai and mesozoic-cenozoic of Japan // Proc. 29th International Geol. Congr. PartB. 1994. P. 169-186.

373. Watkinson D.H., Wyllie P.J. Experimental study of the compositional join NaAlSi04-CaC03-H20 and the genesis of alkali rock-carbonatite complexes // J. Petrol. 1971. V. 12. P. 357-378.

374. White B.S., Wyllie P.J. Solidus reactions in synthetic lherzolite-H20-C02 from 20-30 kbar, with applications to melting and metasomatism // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1992. V. 50. P. 117-130.

375. Wolf J.A. Physical properties of carbonatite magmas inferred from molten salt data, and application to extraction patterns fron carbonatite silicate magma chambers // Geological Magazine. 1994. V. 131. P. 145-153.

376. Woodhead J.D., Harmon R.S., Fraser D.G. O, S, Sr and Pb isotope variation in volcanic rocks from the Northern Mariana islands: implications for crustal recycling in intraoceanic arcs // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 83. N 1/4. P. 39-52.

377. Woolley A.R. The spatial and temporal distribution of carbonatites // Carbonatites: Genesis and evolution. Ed. By K. Bell. Unwin Hyman, London, 1989. P. 15-37.

378. Woolley A.R., Kempe D.R.C. Carbonatites: Nomenclature, average chemical compositions, and element distribution // Carbonatites: Genesis and evolution. Ed. By K. Bell. Unwin Hyman, London, 1989. P. 1-14.

379. Wrigth J.B. Olivine nodules in a phonolite of the East Otago alkaline province, New Zealand //Nature. 1966. V. 210. P. 519.

380. Wrigth J.B. Olivine nodules and related inclusions in trachyte from the Jos Plateau, Nigeria // Miner. Mag. 1969. V. 37. P. 370-374.

381. Wyllie P.J. Origin of carbonatites: evidence from phase equilibrium studies // Carbonatites: Genesis and evolution. Ed. By K. Bell. Unwin Hyman, London, 1989. P. 500-545

382. Wyllie P.J., Tuttle O.F. The system Ca0-C02-H20 and the origin of carbonatites // J. Petrol. 1960. V. l.P. 1-46.

383. Wyllie P.J., Haas J.L. The system 030-8102-002-^0.1. Melting relationships with excess vapor at 1 kilobar pressure // Geochim. Cosmochim. Acta. 1965. V. 29. P. 871-892.

384. Wyllie P. J., Huang W.-L. Peridotite, kimberlite, and carbonatite explained in the system Ca0-Mg0-Si02-C02 // Geology. 1975. V. 3. P. 621-624.

385. Wyllie P.J., Huang W.-L. Carbonation and melting reactions in the system CaO-MgO-Si02-C02 at mantle pressures with geophysical and petrological applications // Contrib. Mineral. Petrol. 1976. V. 54. P. 79-107.

386. Wyllie P.J. The origin of kimberlite // J. Geophys. Res. 1980. V. 85. N B12. P. 6902-6910.

387. Yaxley G.M., Green D.H., Kamenetsky V. Carbonatite metasomatism in the Southeastern

388. Zindler A., Hart S.R. Chemical geodynamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1986. V. 14. P. 493-571.

Информация о работе

Врублевский, Василий Васильевич
доктора геолого-минералогических наук
Томск, 2003
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы