Петрология карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.04, доктор геолого-минералогических наук Дорошкевич, Анна Геннадьевна

• Дорошкевич, Анна Геннадьевна
• доктор геолого-минералогических наук
• 2013

Оглавление диссертации доктор геолого-минералогических наук Дорошкевич, Анна Геннадьевна

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ.

1.1. Открытие и классификация карбонатитов.

1.2. Основные модели образования карбонатитов.

1.3. Источники и транспорт углерода в мантии Земли.

ГЛАВА 2. КАРБОНАТИТЫ БЕЗ АССОЦИИРУЮЩИХ

ЩЕЛОЧНЫХ СИЛИКАТНЫХ ПОРОД.

2.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ.

2.1.1. Пограничное проявление.

2.1.2. Веселое проявление.

2.2. АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ.

2.2.1. Пограничное проявление.

2.2.2. Веселое проявление.

2.3. МИНЕР АЛ ОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА.

2.3.1. Карбонатиты Пограничного проявления.

2.3.1.1. Ранняя фаза графит-содержащих доломитовых карбонатитов.

2.3.1.2. Поздняя фаза доломитовых карбонатитов.

2.3.1.3. Включения.

2.3.2. Карбонатиты Веселого проявления.

2.3.2.1. Включения.

2.3.3. Ультрабазиты Веселого проявления.

2.4. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА.

2.4.1. Карбонатиты Пограничного проявления.

2.4.2. Карбонатиты и ультрабазиты Веселого проявления.

2.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ.

2.5.1. Карбонатиты Веселого и Пограничного проявлений - первичные расплавы.

2.5.2. Признаки первичных магнезиокарбонатитовых расплавов.

ГЛАВА 3. КАРБОНАТ-СОДЕРЖАЩИЕ ЩЕЛОЧНЫЕ СИЛИКАТНЫЕ ПОРОДЫ.

3.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ.

3.1.1. Мухальский массив.

3.1.2. Верхне-Бурульзайский массив.

3.1.3. Снежнинский массив.

3.1.4. Сайженский массив.

3.1.5. Нижне-Бурульзайский массив.

3.1.6. Иннолоктинский массив.

3.1.7. Гулхенский массив.

3.2. АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ.

3.2.1. Мухальский массив.

3.2.2. Верхне-Бурульзайский массив.

3.2.3. Инолоктинский массив.

3.2.4. Сайженский массив.

3.2.5. Нижне-Бурульзайский массив.

3.2.6. Снежнинский массив.

3.2.7. Гулхенский массив.

3.3. МИНЕР АЛОГО-ГТЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД

ВИТИМСКОЙ ПРОВИНЦИИ.

3.3.1. Пироксениты.

3.3.2. Кальцитовые и кальцитсодержащие ийолит-уртиты.

3.3.3. Кальцитсодержащие нефелиновые и щелочные сиениты.

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

3.4. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД.

3.4.1. Химический состав и геохимическая характеристика.

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

3.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ.

3.5.1. Фракционная кристаллизация.

3.5.2. Процесс ассимиляции.

3.5.3. Признаки карбонатитов, сформированных фракционной кристаллизацией.

ГЛАВА 4. КАРБОНАТИТЫ, АССОЦИИРУЮЩИЕ С

ЩЕЛОЧНЫМИ СИЛИКАТНЫМИ ПОРОДАМИ.

4.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ.

4.1.1. Южное и Аршанское проявления.

4.1.2. Халютинское месторождение.

4.2. АБСОЛЮТНЫЙ ВОЗРАСТ.

4.2.1. Халютинское месторождение.

4.2.2. Аршанское проявление.

4.2.3. Южное проявление.

4.3. МИНЕР АЛ ОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КАРБОНАТИТОВ И

СИЛИКАТНЫХ ПОРОД.

4.3.1. Карбонатиты Аршанского проявления.

4.3.1.1. Ассоциация минералов магматической стадии.

4.3.1.2. Родственная гидротермальная минерализация.

4.3.1.3. Минералы из ксенолитов вмещающих пород.

4.3.1.4. Включения.

4.3.2. Фениты Южного проявления.

4.3.3. Сиениты Южного проявления.

4.3.4. Карбонатиты Южного проявления.

4.3.4.1. Собственно карбонатитовый парагенезис минералов.

4.3.4.2. Гидротермальный парагенезис минералов.

4.3.4.3. Минералы из ксенолитов вмещающих пород.

4.3.4.4. Включения.

4.3.5. Фениты Халютинского месторождения.

4.3.6. Щелочные сиениты и шонкиниты Халютинского месторождения.

4.3.7. Карбонатиты Халютинского месторождения.

4.3.7.1. Кальцитовые карбонатиты.

4.3.7.2. Доломитовые карбонатиты.

4.3. 7.3. Родственная гидротермальная минерализация.

4.3.7.4. Включения.

4.4. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КАРБОНАТИТОВ И

СИЛИКАТНЫХ ПОРОД.

4.4.1. Аршанское проявление.

4.4.1.1. Химический состав и геохимическая характеристика карбонатитов.

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

4.4.2. Южное проявление.

4.4.2.1. Химический состав и геохимическая характеристика карбонатитов, сиенитов и фенитов.

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

4.4.3. Халютинское месторождение.

4.4.3.1. Химический состав и геохимическая характеристика фенитов.

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

4.4.3.3. Химический состав и геохимическая характеристика карбонатитов.

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

4.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ.

4.5.1. Карбонатиты Юго-Западного Забайкалья - продукты ликвации.

4.5.2. Модель образования карбонатитов Юго-Западного Забайкалья.

4.5.3. Признаки карбонатитов, сформированных жидкостной несмесимостью.

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

5.1. ЭТАПЫ ЩЕЛОЧНОГО КАРБОНАТИТОНОСНОГО МАГМАТИЗМА ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ.

5.2. ХАРАКТЕРИСТИКА ИСТОЧНИКОВ.

5.2.1. Изотопная характеристика.

5.2.2. Роль литосферного контроля при образовании карбонатитовых расплавов.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Петрология карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья»

Актуальность

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

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

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

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

Цели и задачи исследований

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

Для достижения этой цели решались следующие задачи:

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

Определение возраста проявлений карбонатитовой и карбонатсодержащей щелочной магматической активности.

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

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

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

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

Фактический материал и методика исследований

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

СО РАН А.О. Шаракшинова.

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

Для диагностики некоторых минералов и выявления их качественного состава использовалась спектроскопия комбинационного рассеяния света (Рамановская спектроскопия) - спектрометры Renishaw RM 5400 с CCD детектором и 514.5 Ar ионным лазером, сфокусированным через объективы (х20 и х40) петрологического микроскопа Olympus (Университет Кингстон, Лондон) и Ramanor U1000 с 514.5 Ar ионным лазером (ИГМ СО РАН, Новосибирск).

Для определения химического состава пород были использованы традиционные методы анализа: фотометрический, атомно-абсорбционный, титриметрический, гравиметрический, потенциометрический, пламенно-фотометрический, ионно-хроматографический. Микроэлементный состав изучался методами рентгенно-флуоресцентного (Rb, Sr, Ва, Zr, Nb, Y, элементы группы железа) и нейтронно-активационного (редкоземельные элементы, Та, Hf, Th, U) анализа, а также масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (для широкого круга элементов). Исследования проводились в лабораториях ИГХ СО РАН (Иркутск), ГИН СО РАН (Улан-Удэ), Музея Естественной истории (Лондон) и Томского Государственного Университета (Томск). Для расчета отношений Eu/Eu* использовалась формула (EuN/(SmN+GdN)/2).

Большая часть анализов изотопных составов О, С, D и S в минералах проведена в аналитическом центре ДВНЦ РАН (Владивосток), небольшое количество - в ИГГИМ СО РАН (Новосибирск) и ГИН СО РАН (Улан-Удэ).

В ДВНЦ РАН и ГИН СО РАН они выполнены на изотопном массспектрометре Finigan МАТ 252 и 253. Подготовки проб и их анализ осуществлялись по методике, описанной в работе (Sharp, 1990; Игнатьев,

Веливецкая, 2005). Калибровка метода проведена по международным (NBS

28, NBS-30, NBS-18, NBS-19) и лабораторным стандартам. Аналитическая

18 ошибка при определении ô О составляла ± 0.05 %о для карбонатов, ± 0.3 %о для силикатов, фосфатов и оксидов и ± 0.1 %о для сульфатов. Воспроизводимость анализов 513С для карбонатов не превышала ± 0.1 %о, а для ÔD - 1.5 %о. Кроме минералов была проанализирована также водорастворимая сульфатная фаза, извлеченная из барито-целестина и бастнезита. Минералы измельчались до пудры и обрабатывались дистиллированной водой. Растворенные при этом сульфаты щелочей осаждались с помощью ВаСЬ, а в полученных осадках BaS04 определялся изотопный состав серы.

Изотопный анализ Nd и Sr проведен в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (Санкт-Петербург). Определение изотопного состава неодима и стронция осуществлялось на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton. Воспроизводимость определения концентраций Rb, Sr, Sm и Nd, вычисленная на основании многократных анализов стандарта BCR-1, соответствует ±0.5%. Величина холостого опыта составляла: 0.05 нг - для Rb, 0.2 нг - для Sr, 0.3 нг - для Sm и 0.8 нг - для Nd. Результаты анализа стандартного образца BCR-1 (6 измерений): [Sr]=336.7 мкг/г, [Rb]=47.46 мкг/г, [Sm]=6.47 мкг/г, [Nd]=28.13 мкг/г, 87Rb/86Sr=0.4062, 87Sr/86Sr=0.705036±22, l47Sm/l44Nd=0.1380, l43Nd/144Nd=0.512642±14. Воспроизводимость изотопных анализов контролировалась определением состава стандартов La Jolla и SRM-987. За период измерений Sr, полученное

87 86 значение Sr/ Sr в стандарте SRM-987 соответствовало 0.710241±15 (2а, 10 измерений), а величина l43Nd/144Nd в стандарте La Jolla составила 0.511847±8 (2о, 12 измерений). Изотопный состав Sr нормализован по величине 88Sr/86Sr=8.37521, а состав Nd - по величине l46Nd/l44Nd=0.7219. Изотопный состав Nd приведен к табличному значению стандарта La Jolla (143Nd/l44Nd=0.511860).

Привязка участков опробования для геохронологических исследований осуществлялась с помощью GPS GARMIN eTREX.

Ar-Ar датирование проведено в ИГГиМ СО РАН по амфиболам и биотитам по методике изложенной в работе (Травин, 1994). При расчете 39 Аг/ 40Аг возраста по плато использовались критерии (Fleach et. al., 1977).

Определения Rb-Sr возраста выполнены В.Ф. Посоховым в ГИН СО РАН по методике (Посохов и др., 2005). Изотопные анализы проводились на масс-спектрометре МИ-1201 "Т" (ГИН СО РАН) и масс-спектрометре Finnigan МАТ-262 (Байкальский аналитический центр коллективного пользования, Иркутск). Изотопный состав Sr и его концентрации оценивались методом двойного изотопного разбавления, а содержание Rb -простым изотопным разбавлением. Для контроля измерений изотопного состава Sr использовался стандарт ВНИИМ и NBS-987 по которому получены отношения 87Sr/86Sr = 0.70798+0.00008 и 0.71026±0.00001. Погрешности определения отношений 87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr, с учетом параллельных измерений, составили не более 0.05 и 1% (2а), соответственно. Расчет возраста выполнялся по общепринятой программе ISOPLOT. Ввиду очень низких отношений Rb/Sr для большинства валовых проб, было использовано определение возраста по схеме вал-минерал.

U-Pb датирование цирконов и монацита осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (Санкт-Петербург). Отобранные вручную кристаллы были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами международного геохронологического стандарта циркона TEMORA и 91500. Для выбора места локального U-Pb датирования использовались оптические, BSE и катодолюминесцентные изображения, отражающие внутреннее строение и зональность кристаллов циркона. Измерения U-Pb отношений проводились по методике, описанной в работе (Williams, 1998). Интенсивность первичного пучка молекулярного кислорода составляла 4 нА, диаметр пятна (кратера) пробоотбора составлял 25 мкм при глубине до 5 мкм. Обработка полученных данных осуществлялась с помощью программы SQUID (Ludwig, 2000). U-Pb отношения нормализовались к значению 0.0668, приписанному стандартному циркону TEMORA, отвечающему возрасту 416.75 млн. лет (Black et al., 2003). Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне la, a погрешности вычисленных конкордантных возрастов - на уровне 2 ст. Построение графиков с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 1999).

Изучение включений проводилось в полированных пластинах, толщиной до 0.3 мм, оптическими, термометрическими и криометрическими методами. При визуально-микроскопическом исследовании препаратов основное внимание уделялось определению пространственного положения включений разных типов и их локализации относительно элементов огранки минерала-хозяина и полированных поверхностей пластины. Включения, образующие скопления (шлейфы) вдоль случайно ориентированных поверхностей (плоскостей), трассирующих залеченные микротрещины, идентифицировались как вторичные. Единичные включения, не принадлежащие ни к одной из залеченных трещин и удаленные от них на расстояние многократно превышающее дистанцию между включениями в шлейфе и к тому же значительно удаленные от поверхностей пластины, отнесены к первичным. При несоблюдении последнего условия, происхождение включения считалось невыясненным. Для термометрического изучения включений была использована камера с силитовым нагревателем в комплекте с микроскопом МБИ-6, милливольтметром В7-40, Pt/Pt-Rh термопарой (ГИН СО РАН, Улан-Удэ) и микроскоп Olympus VX-51, с термокамерой Lincam TS-1500 (ГЕОХИ СО РАН, Иркутск), откалиброванные по точкам плавления шести химически чистых веществ и температуре гомогенизации двух флюидных включений, синтезированных при известных РТ-параметрах. Отклонение градуировочной кривой от экспериментальных точек не превышает 4°С. Скорость нагревания образцов не превышала, в среднем, 5°С/мин, при колебаниях в отдельных экспериментах (закалка включений) от 1°С/час до 5°С/час. При проведении исследований предпочтение отдавалось мелким включениями (до 6-10 мкм), хотя наблюдения проводились и с более крупными (до 40 мкм). Нагревание некоторых включений под давлением аргона осуществлялось в ИЭМ РАН (Черноголовка), со скоростью до 24 часов, при давлении 0.5 ГПа и температуре 1000°С.

Научная новизна

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

По результатам изотопных (С, О, D, S, Sr, Nd) исследований определены источники вещества материнских расплавов для пород карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья и степень их контаминации коровым материалом.

Доказано, что: карбонатиты северной части Западного Забайкалья являются субликвидусными образованиями, равновесными с минералами перидотитов; формирование карбонатов и амфибол-кальцит-нефелиновых образований Витимской провинции связано с фракционной кристаллизацией карбонатизированных силикатных магм; карбонатиты и комагматичные щелочные силикатные породы Юго-Западного Забайкалья сформированы жидкостной несмесимостью из карбонатизированного силикатного расплава в субвулканических условиях.

Впервые представлена наиболее полная характеристика карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья.

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

Защищаемые положения

1) На территории Западного Забайкалья установлено четыре этапа проявления карбонатитоносного щелочного магматизма: неопротерозойский (625-600 млн. лет), раннепалеозойский (520-486 млн. лет), позднепалеозойский (306-294 млн. лет) и позднемезозойский (130-122 млн. лет). Для карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов установлены мантийные источники расплавов. В образовании щелочных пород раннего и позднего палеозоя принимал участие коровый компонент.

2) Формирование неопротерозойских карбонатитов северной части Западного Забайкалья, имеющих преимущественно доломитовый состав, происходило при низкой степени частичного плавления карбонатизированного гранатового лерцолита при значениях фугитивности кислорода ниже буферного равновесия С)РМ.

3) Взаимодействие магм палеозойских щелочных пород Витимской провинции с известняками послужило причиной изменения их петрохимических и физико-химических параметров, а также изотопного состава Бг, N<3, С, Э и О. Становление массивов происходило при фугитивности кислорода близкой буферу С)РМ в последовательности пироксениты - кальцитовые и кальцитсодержащие ийолиты-уртиты кальцитсодержащие нефелиновые и щелочные сиениты. Формирование кальцита и пегматоидных амфибол-нефелин-кальцитовых образований связано с фракционной кристаллизацией карбонатизированных силикатных расплавов.

4) Карбонатиты и комагматичные щелочные силикатные породы Юго-Западного Забайкалья являются продуктами ликвации из карбонатизированного расплава, обогащенного Ва, Sr, REE, F и SO3. Формирование пород происходило в субвулканических условиях при фугитивности кислорода, выше буферного равновесия QFM. Высокая флюидонасыщенность расплава обусловила интенсивные проявления гидротермальных процессов.

Практическая значимость

Результаты проведенных исследований явились основанием для выделения нового для региона мезозойского щелочно-основного карбонатитового комплекса, который включен в Легенду Государственных геологических карт России последнего поколения (лист M-48-VI). Обнаруженные нами в последние годы проявления карбонатитов в Северной части Западного Забайкалья позволили обосновать существование новой карбонатитоносной площади, являющейся перспективной на выявление промышленно-значимого редкоземельного и редкометального оруденения, что требует проведения поисков новых проявлений карбонатитов в данном регионе.

Полученные данные могут быть исходными для разработки общегеологических, минералогических и геохимических признаков и критериев поисков редкоземельного и редкометального оруденения связанного с карбонатитами. Вещественно-минералогическое описание карбонатитов позволят оценивать технологические свойства редкоземельных и стронциевых руд.

Апробация работы и публикации

Основные положения работы представлялись и обсуждались автором на Всероссийской конференции «Геохимия магматических пород - Щелочной магматизм Земли» в Москве (2000, 2002, 2009), на 31-ом Международном геологическом конгрессе в Рио-де-Жанейро (2000), на 13-ой Международной конференции Гольдшмидта в Курашики (2003), на открытом научном семинаре Отдела Минералогии Британского Музея Естественной истории в Лондоне (2005), на Всероссийской конференции «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса» в Иркутске (2010, 2011), на Международной конференции по щелочным породам и карбонатитам «Peralk-carb» в Тюбингене (2011), на Международном семинаре по стратегическим металлам «Critical metals 2012» в Пекине (2012), на региональных научных конференциях (Улан-Удэ, Томск, Иркутск, Новосибирск) и ежегодных сессиях Геологического Института СО РАН (2000-2011).

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

Объем и структура диссертации

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

Заключение диссертации по теме «Петрология, вулканология», Дорошкевич, Анна Геннадьевна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В настоящей работе приведены результаты комплексных (геологических, минералогических, геохимических, геохронологических, изотопных и термобарогеохимических) исследований карбонатитовых и карбонатсодержащих щелочных комплексов Западного Забайкалья. На основании полученных данных выделены этапы карбонатитоносного щелочного магматизма, обоснованы модели их образования и дана характеристика источников.

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

Представленные в работе данные по неопротерозойским карбонатитами северной части Западного Забайкалья указывают на мантийную природу их источника. Карбонатиты при температуре выше 920°С являлись субликвидусными образованиями, равновесными с минералами перидотитов, и имели доломитовый состав. С понижением температуры до 600°С происходило увеличение количества кальцита. Определено, что породы кристаллизовались при фугитивности кислорода примерно на одну логарифмическую единицу ниже буфера С^М, а в составе газов преобладающими являлись Н20, СО2 и СН4.

Геохимические и изотопно-геохимические признаки, установленные для щелочных пород как позднего, так и раннего палеозоя, указывают на гетерогенность в источнике, которая определялась совмещением мантийного и корового компонентов. Было доказано, что ассимилированные осадочные карбонатные породы существенно повлияли на состав и физические параметры расплавов. Кристаллизация щелочных пород происходила при фугитивности

241 кислорода близкой буферу (ЗРМ в последовательности пироксениты -кальцитовые и калыдитсодержащие ийолиты-уртиты - кальцитсодержащие нефелиновые и щелочные сиениты. Определено, что формирование магматических карбонатов и амфибол-нефелин-кальцитовых образований было связано с фракционной кристаллизацией карбонатизированных силикатных расплавов.

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

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

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

Продолжение поисков редкоземельных и редкометальных карбонатитов в южной и центральной частях Западного Забайкалья; Проведение специализированных тематических исследований с последующим обоснованием постановки поисковых работ нового

242 для региона генетического типа - потенциально алмазоносных неопротерозойских карбонатитовых комплексов в северной части Западного Забайкалья.

243