Содержание к диссертации
Введение
1 Состояние проблемы 11
2 Геологическое строение, минералогические и геохимические особенности проявлений карбонатитов 20
2.1 Аршанское проявление 21
2.1.1 Геологическое строение участка 22
2.1.2 Карбонатиты 29
2.1.2.1. Форма тел и структурно-текстурные особенности 29
2.1.2.2. Минеральный состав 34
2.1.2.3. геохимические особенности 55
2.1.3 Результаты термобарогеохимического изучения 59
2.2 Южное проявление 65
2.2.1 Геологическое строение участка 65
2.2.2 Карбонатиты 77
2.2.2.1. Форма тел и структурно-текстурные особенности 77
2.2.2.2. Минеральный состав 86
2.2.2.3. Геохимические особенности 109
2.2.3 Результаты термобарогеохимического изучения 114
2.3. Улан-Удэнский участок 123
3 Условия образования редкоземельных карбонатитов 130
4 Типизация промышленных и перспективных месторождений редкоземельных карбонатитов 145
5 Практические рекомендации 157
Заключение 161
Список литературы 163
- Геологическое строение участка
- Геологическое строение участка
- Улан-Удэнский участок
- Типизация промышленных и перспективных месторождений редкоземельных карбонатитов
Геологическое строение участка
Нижнемеловые отложения, слагающие впадину, представлены чередующимися пластами аргиллитов, алевролитов, полимиктовых песчаников, конгломератов, падающих полого (25-30 ) в сторону осевой части впадины. Слюдинский горст по данным геолого-съемочных работ (Платов и др., 2002) сложен, в основном, палеозойскими (PZ3) гнейсовидными гранитами улан-бургасского ультраметрамофического комплекса. Среди гранитов присутствуют провесы кровли, сложенные, кристаллическими сланцами, гнейсами, телами амфиболитов татауровской свиты (С3-Р1). На участке, примыкающем к впадине, они слагают значительную часть площади и прослежены в виде прерывистой полосы вплоть до Южного проявления, находящегося в 7-9 км к юго-западу. В поле распространения гранитов также установлены тела пород основного состава, представленные ксенолитами в гранитах (рис.3).
Наибольшим развитием на площади пользуются граниты улан-бургасского комплекса (PZ3). Среди них присутствуют гнейсовидные, пегматоидные и массивные разности. Породы мелко-, среднезернистые со светлой окраской. В пегматоидных образованиях присутствуют линзовидные кварц-полевошпатовые выделения и прожилки. Все разновидности гранитоидов сложены кварцем (30-35 об. %), биотитом (до 10 об. %), калиевым полевым шпатом (35-40 об. %) и плагиоклазом (20 об. %). Среди акцессорных минералов установлены титанит, магнетит, циркон, алланит. Граниты относятся к нормальному петрохимическому ряду с содержанием щелочей до 7,5 мае. % (табл.4, рис.4). Между гранитами и гранодиоритами существуют постепенные переходы. Последние характеризуются пониженными содержаниями кварца (20-25 об. %), калиевого полевого шпата (20-25 об. %), и повышенными - плагиоклаза (до 40 об. %) и темноцветных минералов (биотит, амфибол). Содержание кремнезема варьирует от 62 до 69 мае. %, а сумма щелочей от 6.1 до 9.1 мае. % (табл.4, рис.4)
Среди гранитов установлено несколько массивов габброидов. Наиболее крупный из них закартирован в юго-западной части Слюдинского горста на площади Южного участка. Породы отнесены А.А. Карбаиновым и др. (1979) к габбро-пироксенитовой формации моностойского комплекса (PZi).
Габброиды сложены плагиоклазом (35-40 об. %), пироксеном (20-25 об. %), амфиболом (10 об. %) и биотитом (менее 10 об. %). В качестве наложенных минералов присутствуют кальцит (менее 10 %), хлорит (до 10 %), флюорит и кварц. Плагиоклаз представлен существенно андезином (табл.1). Минерал серицитизирован, а отдельные зерна его полностью замещены слюдистым агрегатом.
Пироксен образует выделения неправильной формы, частично замещенные амфиболом и хлоритом. Амфибол также слагает скопления мелких зерен, иногда приуроченных к промежуткам между зернами плагиоклаза. По составу он относиться к актинолиту (табл. 2). В породах широко распространены вторичные процессы, среди которых наибольшую роль играют хлоритизация, калишпатизация и карбонатизация. При этом темноцветные минералы замещены, в основном, железо-магнезиальными хлоритами (рипи до литом) (табл. 3).
Составы пород, исходя из их положения на классификационной диаграмме (Классификация..., 1981) соответствуют габбро и пироксенитам (рис.4). По величине коэффициента глиноземистости они относятся к низко- и умеренноглиноземистым породам, по содержанию Si02 - соответствуют породам основного и ультраосновного ряда (Si02-37,4-51,1 мас. %). Это оливиннормативные породы с преобладанием форстерита над фаялитом. Для них характерно отчетливо повышенное содержание Рг05, а коэффициент железистости лежит в интервале 35-54 %.
Повышенные содержания в породах К20, Na20 связаны с наложенными калишпатизацией и альбитизацией, также как и высокое содержание Si02 в ряде проб обусловлено более поздним окварцеванием.
Химические составы кристаллических пород показаны в таблице 4.
В восточной части участка с севера на юг прослеживается полоса останцов метаморфических пород. В составе их присутствуют гнейсы, плагиогнейсы и амфиболиты. Ширина полосы около 800 м. Преобладающая текстура пород -гнейсовидная, реже очковая. Вдоль границы с впадиной эти породы интенсивно катаклазированы, превращены в бластомилониты. В минеральном составе их установлены полевые шпаты, амфибол, биотит, мусковит и кварц. Среди постмагматических процессов на площади установлены альбитизация, калишпатизацйя, зеленокаменное изменение габброидов (карбонатизация, хлоритизация), эпидотизация, окварцевание и скарнирование.
Образование карбонатитов сопровождалось биотитизацией, калишпатизацией вмещающих пород, метасоматическими изменениями самих карбонатитов и гидротермалитами. С ними связано замещение бастнезита паризитом и алланитом, карбонатизация и флюоритизация вмещающих пород. К числу наиболее поздних процессов относятся окварцевание и флюоритовая минерализация, аналогичная позднемезозойскому эпитермальному флюоритовому оруденению, широко распространенному в Забайкалье. Формирование гранитов сопровождалось альбитизацией и калишпатизацией. Измененные этими процессами породы слагают неправильной формы участки или зоны непосредственно в гранитах, а также в метаморфических породах и габброидах. Соотношение их с щелочным метасоматизмом, сопровождающим карбонатиты не изучено.
Участки эпидотизации и скарнирования (гранат, эпидот) распространены в северо-западной части рудопроявления. Они приурочены к зонам тектонической нарушенности пород, образуя сеть разноориентированных прожилков, гнездообразные выделения и неправильной формы пятна в измененных гранитах, диоритах и метаморфических породах. Гранат образовался несколько раньше эпидота и слагает внутренние зоны метасоматически измененных пород, эпидот - внешние зоны и автономные прожилки. Составы граната и эпидота показаны в таблице 5. В гранате около 60 % присутствует андрадитового, до 35-40 % гроссулярового и около 3 % спессартинового миналов.
Эпидот имеет относительно однородный состав, с небольшими вариациями железа и алюминия. Отношение Al/Feo6ui. (формульных коэффициентов) в среднем составляет 3:1.
Флюоритизация распространена как в карбонатитовых телах, так и за их пределами. Флюорит слагает прожилки, гнездообразные скопления и рассеянную вкрапленность в породах. Окварцевание также установлено среди всех пород кристаллического фундамента. В них кварц формирует прожилки и жилки различной мощности иногда с сульфидами и золотом, заполняя трещины и пустотки.
Геологическое строение участка
Южное проявление карбонатитов имеет сходные особенности геологического строения с Аршанским. Оно расположено в пределах Слю-динского горста (см. рис. 2) ультраметаморфических пород улан-бургасского комплекса (PZ3) вблизи бортовой части Верхне-Оронгойской впадины выполненной меловыми теригенно-осадочными породами (рис.32).
По данным работ государственного геологического доизучения масштаба 1:200 000 (Платов и др., 2002) кристаллические сланцы отнесены к татуровской свите (C3-Pi). Породы сохранились в центральной части участка в виде небольших по размерам провесов кровли среди магматических пород. В их составе доминируют биотитовые и биотит-амфиболовые тонкополосчатые сланцы, значительно реже встречаются метапесчаники и кварциты. В сланцах, в приконтактовых зонах с гранитоидами, часто наблюдаются субпараллельные прожилки кварц-полевошпатового состава и порфиробласты розового полевого шпата, заметного на фоне черных и темно-серых сланцев. На контакте с габброидами сланцы участками ороговикованы.
На юго-востоке участка распространены конгломераты и разнозернистые песчаники с прослоями гравелитов, представляющие основание разреза пород гусиноозерской серии нижнего мела. Контакт их с породами Слюдинского массива тектонический, проходит по разлому, ограничивающему с северо-запада Нижне-Оронгойскую мезозойскую впадину.
Значительная часть площади участка сложена магматическими породами. По данным предшествующих геолого-съемочных работ здесь отмечены нижнепалеозойские габброиды моностойского (PZi) и гранитоиды улан-бургасского комплексов (PZ3). В поле габброидов картируются жилы гранитных пегматитов (улан-бургасский комплекс (PZ3)) мощностью до 2-3 метров и протяженностью до 150-200 метров. В южной части участка распространены дайки щелочно-основных пород и сиенитов ранннемелового возраста (халютинский комплекс), пространственно ассоциирующих с карбонатитами.
Химический состав главных разновидностей пород показан в таблице 24, а их положение на классификационной диаграмме Si02-Na20+K20 - на рисунке 33.
К породам моностойского комплекса отнесены перидотиты, горнблендиты, габбро, анортозиты и диориты. Они слагают северо-западную часть участка. Здесь обнажаются преимущественно габбро с небольшими телами перидотитов и горнблендитов, а также тело анортозитов площадью 900x300 м. Небольшие тела габброидов встречены также среди гнейсовидных гранитов и сиенитов (см. рис.32).
Перидотиты - это породы средне-крупнозернистого сложения. В составе породообразующих минералов его отмечаются оливин (до 45-50 %) и пироксен (15-20 %). Оливин образует изометричные выделения размером от 0.05 до 0.15 мм и представлен (табл. 25) относительно обогащенной железом разновидностью (28-37 % фаялитового компонента).
Пироксен из перидотита слагает призматические зерна, замещается амфиболом и содержит многочисленные включения рудного минерала. Он представлен фассаитом (табл.26, проба 23), характеризуется высокой магнезиальностью и содержит 1 мае. % Ті02 и около 6 мае. % А1203.
- анортозитов, 7-11 габбро; 12 - 18 - чермакит из: 12, 13 - анортозитов, 14 - 16 - габбро, 17
- 18 - перидотита; 19, 20 -актинолит из перидотита; 21, 22 - диопсид из щелочного габбро; 23 - фассаит из перидотита.
Перидотиты в разной степени изменены. В породах развиты процессы амфобилизации, серпентинизации, хлоритизации, оталькования и карбонатизации.
От габбро к анортозитам постепенно увеличивается количество плагиоклаза и соответственно уменьшается - амфибола. В качестве наложенного второстепенного минерала отмечается биотит. На расстоянии первых метров наблюдаются постепенные переходы от меланократовых через мезократовые габбро и габбро-анортозиты к лейкократовым анортозитам. В юго-западной части участка среднезернистые разгнейсованные габбро постепенно переходят в гнейсовидные габбро-диориты и диориты.
Амфиболы (табл. 26) в габбро, анортозите и перидотите представлены чермакитом, обыкновенной роговой обманкой и актинолитом. По амфиболам часто развивается хлорит.
В габбро плагиоклаз группируется в отдельные пятнистые и изометрично-прожилковые обособления. По составу он относиться к лабрадор-битовниту (табл. 27).
В зоне контакта с гранитоидами в габбро появляются порфировые и ксеноморфные выделения калиевого полевого шпата и кварца.
Граниты и сиениты относятся к улан-бургасскому комплексу (PZi). Это средне- и крупнозернистые участками гнейсовидные породы. В них наблюдаются параллельно-волнистые обособления мелкочешуйчатого биотита и мелких зерен кварца, субпараллельно ориентированные вытянутые в одном направлении зерна калиевого полевого шпата. В составе комплекса преобладают граниты. Граносиениты и сиениты развиты на небольших участках в эндоконтактовых зонах гранитов.
Гранитоиды обнажаются на юго-восточном склоне Гильбири-Орон-гойского водораздела. В них присутствуют многочисленные, вытянутые на северо-восток, ксенолиты сланцев и габброидов. Мелкие ксенолиты сланцев мигматизированы, пронизаны вдоль полосчатости субпараллельными прожилками гранита, мономинерального кварца и полевого шпата. Ксенолиты габбро и диоритов содержат новообразования калиевого полевого шпата и кварца, сохраняют теневые текстуры, хорошо заметные по мезократовому облику. Это в свое время послужило основанием для геологов отнести гранитоиды к автохтонным образованиям, представляющим собой продукты гранитизации протерозойских осадочно-метаморфических пород.
Кроме того, на площади известны редкие штоки и жилы мелко-среднезернистых гранитов имеющие отчетливые интрузивные контакты с вмещающими их породами и, в том числе с гнейсовидными гранитами. Они, вероятно, комагматичны дайкам мусковитовых гранитных пегматитов. Наибольшее количество даек пегматитов распространено в северо-западной части исследуемой площади.
На участке установлены также маломощные дайки мезо- и меланократовых мелкозернистых щелочно-основных пород. Они представлены двумя разновидностями, различающимися составом темноцветных минералов (биотита или роговой обманки). Эти дайки распространены, в основном, в южной части площади в полосе наибольшего проявления карбонатитов. Возраст одной из даек, определенный Rb-Sr методом, ложится в интервал 130±5 млн.лет. На классификационной диаграмме Si02-Na20+K20 составы пород ложатся в поле щелочных габбро и сиенитов, обладая при этом повышенной калиевостью (см. рис. 33). В отличие от габбро, анортозитов и пироксенитов, они характеризуются более высокими содержаниями титана, фосфора, бария и иттрия (см. табл. 24). Породы сложены амфиболом (от 0 до 30 %), биотитом (30-35 %), плагиоклазом (30-40 %). Призматические выделения амфибола, образующие единый парагенезис с плагиоклазом интенсивно корродируются эпидотом. Биотит является наиболее распространенным минералом. Он образует чешуйки в массе породы, а также развивается по роговой обманке. Состав биотитов из магматических пород участка Южный приведен в таблице 28.
Улан-Удэнский участок
Проявление нами рассматривается в связи с тем, что является продуктом дифференциации карбонатитового расплава с обособлением и миграцией в виде самостоятельной фазы, обогащенной флюидом. По составу породы близки флюорит-бастнезитовым сегрегациям в карбонатитах Южного проявления. Аналогом Улан-Удэнского проявления можно считать месторождение Каронге в Африке. Это бастнезитовое жильное месторождение, связанное, как полагают, с материнскими карбонатитами (Thoreau et al, 1958).
Проявление обнаружено в 1965 г. в центре г. Улан-Удэ, при проходке канав для прокладки коммунальных коммуникаций. Оно располагается в бортовой части мезозойской рифтогенной впадины и приурочено к осадочно-метаморфическим породам, датируемых поздним палеозоем. Предполагается, что вмещающие породы слагают пластину, надвинутую с севера на позднемезозойские осадочные отложения. Последние сложены конгломератами, песчаниками, алевролитами. Кристаллические породы, по данным геологических работ, прослеживаются на запад до 1 км, при ширине 300-500 м (рис.77).
К зонам тектонических нарушений приурочено несколько линз, жилоподобных выделений, гнезд и прожилков существенно флюорит-бастнезитового состава. Мощность линз достигает 0.5-1 м., протяженность до нескольких метров. Они содержат также альбит и флогопит. Флюорит-бастнезитовые тела интенсивно дроблены и превращены участками в слабосцементированный агрегат, состоящий из обломков зерен флюорита, бастнезита, деформированных пластинок флогопита. Количество бастнезита варьирует в пределах 5-8 %, достигая нередко 10-15 %. Флюорит бастнезитовые агрегаты участками окварцованы. В кварце присутствует большое количество мелких ксенокластов флюорит-альбит-бастнезитовых агрегатов. Флогопит при этом частично гидратирован.
Бастнезит слагает таблитчатые кристаллы и кристаллокласты размером от 1 до 5-8 мм, заключенные в тонкозернистую флюоритовую, альбит-флюоритовую массу. Минерал имеет желтую, светло-коричневую окраску, чистый, не подвержен вторичным изменениям. Границы его с флюоритом четкие, резкие, поверхность граней пинакоида гладкая, блестящая. В составе бастнезита преобладают легкие лантаноиды (табл.45).
При этом в сравнении с бастнезитами Аршанского и Южного проявлений отмечаются существенно более низкое содержание неодима и высокое - лантана.
Флогопит слагает таблички, соизмеримые по размерам с зернами бастнезита. Он более крупнозернистый, чем основная масса флюорита.
Минерал характеризуется низкой титанистостью, глиноземистостью (табл. 46) и достаточно высокой магнезиальностью (величина fm составляет 28.1 %). Также присутствуют повышенные содержания фтора.
Расчет количеств закисного и окисного железа показал на преобладание Fe203 над FeO, а часть алюминия переходит в октаэдрическую позицию (табл. 47). Составы минерала ложатся в поле тетраферрифлогопитов (рис. 79).
Выделяется две генерации флюорита. Одна из них тонкозернистая (размер зерен менее 0.5-1 мм). Такой флюорит содержит кристаллы бастнезита, пластинки флогопита. Вторая генерация флюорита более крупнозернистая с размером зерен до 0,5-0,7 см, образовалась позднее.
Величины отношений Sr /Sr во флюорите (0.70568) и бастнезите (0.70599) идентичны величинам, полученным для всех изученных проявлений карбонатитов Западного Забайкалья.
Изотопный состав углерода и кислорода в бастнезите показал соответственно -8,1 %о 513С (PDB) и + 7.4 % б 8 О (SMOW).
В бастнезите выделено несколько типов включений. Один из типов представлен одиночными многофазными включениями (рис. 80), размер которых до 20 мкм.
Форма включений изометричная и округлая. Они состоят из минеральной, жидкой и газовой фазы. Минеральная фаза представлена агрегатом тесно соприкасающихся зерен неправильной формы и ее количество достигает 80-90 об. %. Газовый пузырек деформирован, а его форма определяется свободным пространством. Количество газовой фазы находится в пределах 5-10 об. %. Остальное пространство занято жидкостью.
Второй тип включений также образует многофазные включения, располагающиеся по трещинам в виде шлейфов (рис. 81).
Форма включений округлая, изометричная, реже удлиненная. Размер их варьирует от первых микрон до 30 мкм. Во включениях присутствует твердая, жидкая и газовая фазы. Количество минеральной фазы достигает 35-40 об. %, реже более (до 50-60 об. %). Твердая фаза образует кристаллики кубической, призматической и изометричной формы. Газовый пузырек
1 занимает до 10-20 об. %, хотя встречаются включения, где содержание газовой фазы около 5 об. %. Количество жидкой фазы варьирует в пределах от 20 до 40 об. %.
Третья группа включений располагается по трещинкам, формируя шлейфы, часто со следами отшнуровки (рис. 82).
Форма включений обычно удлиненная, а их размер не превышает 5 мкм. Это газово-жидкие включения, где газовый пузырек занимает до 10, реже 20 об. %, остальное пространство занято жидкостью. Иногда во включениях присутствуют одиночные кристаллики кубической формы. Был определен состав дочерних фаз в первичных солевых включениях бастнезита. В них установлены Sr, S, Са, F, Ті и щелочи. Из-за трудностей, связанных с подготовкой препарата, а также из-за небольших размеров включений к настоящему времени установлен только качественный состав включений (табл. 48). При этом можно предполагать, что высокое содержание фтора обусловлено захватом этого элемента из матрицы. Флюорит-бастнезит-альбитовые тела Улан-Удэнского участка по своему составу, морфологии и структурно-текстурным особенностям близки к 128 шлировым обособлениям в карбонатитах Южного проявления. Последние являются результатом обособления флюидной фазы от карбонатитов.
По своему составу бастнезит и флогопит также аналогичны минералам из карбонатитов Южного и Аршанского проявлений. Состав флогопита ложится в поле тетраферрифлогопита, что показывает на его формирование в окислительной обстановке.
Величины отношений Sr7SrOD в минералах Улан-Удэнского участка идентичны величинам, полученным для всех изученных проявлений карбонатитов Западного Забайкалья. Изотопные составы кислорода и углерода ложатся в интервал мантийных меток.
Многофазные первичные и вторичные включения в бастнезите Улан-Удэнского участка аналогичны включениям в минералах Аршанского и Южного проявлений. Изучение последних показало, что их формирование происходило при температурах значительно выше 520 С.
Типизация промышленных и перспективных месторождений редкоземельных карбонатитов
Классификации редкоземельных месторождений с использованием различных принципов разрабатывались А. И. Гинзбургом (1959), Л.Е. Эгелем (1963), Е.И. Семеновым (1963), Д.А. Минеевым (1974), Э. Хейнричем (1980), Н.А. Солодовым (1978, 1987, 1993, 1996). В качестве наиболее важного классификационного признака обычно принимается парагенезис породообразующих и рудообразующих минералов, количественные соотношения которых определяют характер, интенсивность и масштаб редкоземельной минерализации. Зависимости главных параметров месторождений от парагенетического типа используются при прогнозировании, поисках и количественной оценке ресурсов редкоземельных элементов, и в том числе при оценке условий образования различных типов редкоземельных карбонатитов.
Редкоземельные элементы в карбонатитах связаны в основном с фосфатами (апатит, монацит), оксидами (пирохлор), силикатами (алланит, бритолит) и фторкарбонатами (бастнезит, паризит, синхизит). Во многих случаях РЗЭ в рудах сконцентрированы в основном в одном из минералов, реже носителями и концентраторами являются два и более минерала.
Н.А. Солодовым и др. (1993) выделено два главных формационных типа редкоземельных и редкометальных карбонатитов. К первому типу им причислены месторождения связанные с щелочно-ультраосновными породами. В числе парагенетических ассоциаций этого типа выделены апатит-кальцитовые карбонатиты с пирохлором, гатчеттолитом (Белозиминское) и апатит-кальцит-доломитовые карбонатиты с церофергусонитом, гатчеттолитом (Новоплатовское). Ко второму типу отнесены месторождения, связанные со щелочными сиенитами, которые подразделяются на: гематит-апатит-монацит-полевошпатовые (Стинкемпскрааль), гематит-флюорит-барит-кальцит-сидеритовые карбонатиты с бастнезитом (Карасуг), эгирин-гематит-магнетит 145 доломитовые карбонатиты с бастнезитом, монацитом, апатитом, пирохлором (Баян-Обо), барит-кальцитовые карбонатиты с бастнезитом (Маунтин-Пасс). Во втором формационном типе Д.О. Онтоев (1984) выделил две группы месторождений - сформировавшихся в близповерхностных и в гипабиссальных условиях.
Позднее Н.А. Солодов (1996) провел более дробное деление формационных типов карбонатитов, в основе которой лежит зависимость от их принадлежности к различным типам щелочных массивов: карбонатиты щелочно-ультраосновных массивов; внутриразломные карбонатиты вне видимой связи с щел очно-ультраосновными массивами; карбонатиты щелочно-основных массивов; карбонатиты нефелин-калишпатовых массивов; карбонатиты нефелин-альбитовых массивов; карбонатиты нефелин-калишпат-альбитовых массивов; карбонатиты щелочных сиенитов; карбонатиты кальсилит-псевдолейцит-калишпатовых массивов.
Кроме того, существует разделение на породы К и Na серии, с непрерывным рядом пород от щелочно-ультраосновных через основные и средние к кислым щелочным гранитам и карбонатитам. Чаще всего серии магматических пород проявлены не полностью. По данным Н.В. Владыкина (1997) комплексы К-щелочных пород образуют наиболее полные из известных серий магматических пород. Примерами данного типа могут являться Мурунский и Билибинский массивы на Алданском щите.
Нами рассматриваются рудные карбонатиты щелочно-ультраосновных, щелочно-основных и нефелин-калишпатовых («агпаитовых») массивов.
Карбонатиты перечисленных типов распространены на древних щитах, платформах, а также в складчатых областях. Они приурочены к внутриплитным рифтовым зонам, к стыкам разновозрастных геологических структур и к пограничным зонам платформ.
Карбонатиты щелочно-ультраосновных массивов
К этому типу относятся месторождения Сев, Фен (Норвегия), Альне (Швеция), Шава, Дорова, Шпицкоп (Африка), Магнет-Ков, Айрон-Хилл (США), Ока (Канада), Белозиминское, месторождения Кольского полуострова (Вуориярви), Ковдор и другие. Большинство щелочно-ультраосновных массивов представляют собой в плане округлые изометричные тела, где карбонатиты залегают в их центральной части, формируя тела разнообразной формы. По химическому составу они относятся к кальцитовым, доломитовым, реже к анкеритовым. Карбонатиты щелочно-ультраосновных комплексов являются самыми крупными и наиболее богатыми месторождениями ниобия (1.5 мае. % и более), тантала (0.03 мае. %). Меньшую роль здесь играют редкоземльные элементы (до 0.3 мае. %), цирконий (0.18 мае. %) и другие редкие элементы. Количество стронция, бария и серы достигает одного процента (SrO - 0,86 мас. %, BaO -0,34 мас.%, SO3 - 0,88 мас. %). Редкоземельные элементы представлены легкими лантаноидами (пересчет на 100 %): La-26.3, Се-43.1, Рг- 5.8, Nd -18.2, Sm - 2.3, Eu - 0.5, Gd - 1.6, Tb - 0.2, Dy - 0.9, Ho - до 0.2, Er - до 0.2, Tm - до 0.1, Yb - 0.3, Lu - до 0.05, Y - 8 ppm. Отношение La/Ce - 0.35, La/Nd - 0.9, TRCe/TRY - 13 (Солодов, 1993).
Типоморфными минералами являются пирохлор, дизаналит, торианит, бадделеит, гатчетолит.
Отношение ниобия к танталу в пирохлоре колеблется в пределах от 20 до 50, в гатчетолите - от 4 до 8. РЗЭ концентрируются в фосфатах (монаците, апатите), карбонатах и фторкарбонатах редких земель. В незначительных количествах они находятся в оксидах (ферсмит, пирохлор и др.).
С, Монацит в карбонатитах Магнет-Ков (США) представлен безториевой разностью (La44Ce44NdioY2) (La/Ce - 1 и La/Nd - 4.4). Количество тория в минерале из Белозиминского месторождение колеблется в пределах 0.07-0.3 мае. %, из карбонатитов Кольского полуострова - 1.6-2.2 мае. %, a S03 в последних достигает 1,05 мае. % (табл. 50). Содержания РЗЭ в монаците отражено в формуле - La27Ce44Pi"ioNdi5Sm3 (La/Ce - 0,44-0,6 и La/Nd - 1.7).
Апатит из карбонатитов щелочно-ультраосновных комплексов характеризуется преобладанием легких РЗЭ. Количество TR2O3 в минерале варьирует в пределах 0.25-1.4, Th02 - до 0.2 мае. % (см. табл. 50). Отношение La/Ce и La/Nd имеют относительно близкие значения (соответственно, 0.37-0.56 и 0.9-1.6); тогда как отношения La/Yb и Sm/Eu различаются (соответственно, в среднем 105 и 8). Содержание фтора в апатите нередко достигает 3 мае. %, что соответствует фторапатиту. Количество стронция находится в пределах десятых долей процента (от 0.3 до 0.9 мае. %). В карбонатитах Ока отмечается бритолит с пониженными содержаниями Si02 и высокими РЗЭ, также богатый кремнеземом фторапатит, количество БіОг в последнем достигает 1.79 мае. % (см. табл. 50).
Карбонаты и фторкарбонаты РЗЭ установлены в небольших количествах в карбонатитах Кольского полуострова (Салланлатвинский, Вуориярви), в комплексе Фен (Норвегия), в Сибири. Их формирование происходило на постмагматической, гидротермальной стадиях. Они являются резко селективными цериевыми минералами. В анкеритовых карбонатитах Кольского полуострова установлен бербанкит, где он формируется на начальной стадии кристаллизации карбонатитов. Количество TR203 в нем достигает 15-23 мае. %, из них на церий приходится до 10 мае. % (La3i-38Ce49-54Pr3.8Ndg.9-1 о,iSnifuGdo.і)- Отношения La/Nd равны 3.5, La/Се - 0,7.
В этом типе карбонатитов из фторкарбонатов присутствуют бастнезит, паризит, количество РЗЭ в которых, соответственно, La4oCe5oPr3Nd8Sm0.5 и La38Ce5oPr3Nd9Smo.2. В бастнезите отношение La/Nd равны 5, La/Ce - 0.8, а в паризите La/Nd - 4.2, La/Ce - 0.76.
Редким минералом этого типа карбонатитов является алланит. В качестве акцессорного он отмечен в карбонатитах Кольского полуострова. В составе алланита также преобладают легкие лантаноиды (La42Ce4oPr4Nd12Smo.3) (La/Nd - 3,5, La/Ce - 1,05).
