Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Разнообразие и многообразие карбонатитов 15
Современное состояние понятия термина "карбонатит" 17
Номенклатура и классификация карбонатитов 21
Вулканические карбонатиты 24
Глава 2. Карбонатитовые вулканы рифта Грегори 33
Рифт Грегори в системе Восточно-Африканского рифта 33
Карбонатитовый вулканизм в пределах рифта Грегори 3 8
Объекты исследования 43
Вулкан Олдоиньо Ленгаи 46
Вулкан Керимаси 57
Вулканические конусы и эксплозивные кратеры района озеро Натрон—Энгарука 62
Вулканы Мосоник, Садиман, Олмоти и Эмбакай 69
Вулкан Тиндерет 72
Методы исследования минералов и горных пород 74
Эффузивные силикатные породы 77
Минералогия 82
Главные минералы — оливин, мелилит, пироксен, нефелин 82
Второстепенные минералы — перовскит, шпинелиды 98
Геохимическая характеристика пород 103
Изотопный состав стронция, неодима и свинца 112
Обобщение и интерпретация результатов 117
Глава 3. Минералого-геохимическая характеристика карбонатитов 123
Грегориит-ньеререитовые карбонатиты 123
Минералогия 128
Главные минералы - ньеререит, грегориит 128
Второстепенные минералы - флюорит, сильвин 158
Акцессорные минералы - алабандин, ханнешит, монтичеллит, кирштейнит, фторапатит, магнетит, пирротин, расвумит, галенит, сфалерит, рудашевскит, барит, ниокалит, куспидин,нейборит 165
Геохимическая характеристика карбонатитов 190
Кальцитовые карбонатиты 201
Минералогия 205
Главные минералы - кальцит 205
Второстепенные минералы - магнезиоферрит, магнетит, гидроксилапатит 215
Акцессорные минералы - ньеререит, флюорит, периклаз, форстерит, монтичеллит, бадделеит, пирохлор, пирротин, гётит, галенит, сфалерит, франклинит, барит, стронцианит, церианит 224
Геохимическая характеристика карбонатитов 243
Изотопный состав карбонатитов 252
Изотопный состав углерода и кислорода 253
Изотопный состав стронция, неодима и свинца 256
Обобщение и интерпретация результатов 260
Глава 4. Постмагматические преобразования грегориит-ньеререитовых карбонатитов 268
Процессы, приводящие к изменению минерального состава карбонатитов 269
Минералогия 278
Минералы, образующиеся при взаимодействии карбонатитов с атмосферой и метеорными водами 278
Реликтовые минералы 278
Вторичные минералы - трона, термонатрит, нахколит, пирссонит, кальцит, шортит, гайлюсит, сильвин, галит, когаркоит, шайрерит, якобсит, баритокальцит, романешит, доломит 282
Минералы, образующиеся при взаимодействии карбонатитов с фумарольными газами 313
Реликтовые минералы 313
Вторичные минералы — самородная сера, кальцит, гипс, ангидрид, моногидрокальцит, флюорит, барит, целестин 313
Геохимическая характеристика карбонатитов 323
Термодинамический анализ устойчивости вторичных минералов 339
Изотопный состав карбонатитов 344
Изотопный состав углерода и кислорода 345
Изотопный состав стронция, неодима и свинца 349
Обобщение и интерпретация результатов 354
Глава 5. Керимаси и Тиндерет - примеры проявления древнего щелочного карбонатитового вулканизма 360
Критерии, указывающие на присутствие щелочных карбонатов в древних породах 361
Минералогическая характеристика карбонатитов Тиндерет (ньеререит, кальцит, флюорит, магнетит, якобсит, магнезиоферрит) 367
Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатитах Керимаси и Тиндерет 382
Кальцит-ньеререитовые карбонатиты Керимаси и Тиндерет -гипотеза или факт? 384
Заключение 393
Литература 409
- Современное состояние понятия термина "карбонатит"
- Вулканические конусы и эксплозивные кратеры района озеро Натрон—Энгарука
- Акцессорные минералы - алабандин, ханнешит, монтичеллит, кирштейнит, фторапатит, магнетит, пирротин, расвумит, галенит, сфалерит, рудашевскит, барит, ниокалит, куспидин,нейборит
- Вторичные минералы - трона, термонатрит, нахколит, пирссонит, кальцит, шортит, гайлюсит, сильвин, галит, когаркоит, шайрерит, якобсит, баритокальцит, романешит, доломит
Введение к работе
Актуальность исследования. Интерес к исследованию карбонатитов обусловлен тем, что, с одной стороны, с ними связаны крупные месторождения магнетита, апатита, бадделеита, вермикулита, халькопирита, борнита, пирохлора, бастнезита и флюорита - это Палабора, Ковдор, Аруша, Маунтин Пасс и Амба Донга (Mariano, 1989; Notholt et al, 1990; Багдасаров, 2001; Petrov, 2004); с другой стороны, изучение карбонатитов, являющихся неотъемлемой частью многих щелочно-ультраосновных комплексов, дает ценную информацию о процессах, происходящих в верхней мантии - о глубинах, условиях зарождения и последующей дифференциации ультраосновных и карбонатитовых магм, связи их с кимберлитовым магматизмом (Кухаренко и др., 1965, 1971; Таттл, Гиттинс, 1969; Le Bas, 1977, 1989; Булах, Иваников, 1984; Bell, Blenkinson, 1989; Егоров, 1991; Bell, Keller, 1995; Kogarko et al, 1995, 2001; Wall, Zaitsev, 2004). Ультрамалые степени плавления в сочетании с низкой вязкостью расплавов делают их представительными для характеристики больших объемов мантийного вещества.
Рифт Грегори, также известный как Кенийский рифт, является частью Восточно-Африканской рифтовой системы. Он представляет собой одну из крупнейших провинций проявления ультраосновного, щелочного и карбонатитового магматизма. На протяжении последних 35-30 млн. лет истории Земли здесь происходило и происходит образование уникальных в геохимическом и минералогическом отношениях вулканических комплексов щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов (Dawson, 1962, 2008; Белоусов и др., 1974; Логачев, 1977; Le Bas, 1977; Woolley, 2001).
В пределах Восточно-Африканской рифтовой системы известно около 20 малых, средних и крупных вулканов и вулканических полей, в которых встречаются вулканические, эффузивные и пирокластические, карбонатиты, в отдельных комплексах также присутствуют и плутонические, интрузивные карбонатиты. В пределах рифта Грегори карбонатитовые вулканические породы известны в его южном окончании на территории от озера Натрон до озера Басоту (Танзания). Здесь же располагается и единственный в мире действующий вулкан Олдоиньо Ленгаи, из которого, по крайней мере на протяжении последних 140 лет, изливаются лавы карбонатитов с высоким содержанием щелочных элементов - натрия и калия (Wakefield, 1870; Dawson, 1962,2008).
На примере карбонатитов Олдоиньо Ленгаи предложены две противоположные гипотезы о взаимосвязи щелочных, грегориит-
ньеререитовых и кальцитовых карбонатитов. По мнению М. Ле Ба (Le Bas, 1981, 1989), щелочные карбонатиты являются «первичными, родоначальними» горными породами, из которых в результате процесса кристаллизационного фракционирования происходит образование кальцитовых и доломитовых карбонатитов. С точки зрения Дж. Гиттинса (Twyman, Gittins, 1987, Gittins, 1989), щелочные карбонатиты являются поздними образованиями, которые кристаллизуются из остаточного расплава, образующегося вследствие фракционной кристаллизации первичной карбонатитовой магмы, «оливин-сёвитовой» по терминологии Дж. Гиттинса, обогащенной щелочными элементами.
В последние годы появилась возможность проведения систематических геологических работ в ранее труднодоступных районах рифта Грегори и его окружении. С использованием современных методов исследования горных пород и минералов были получены новые данные по минералогии и геохимии разнообразных пород, слагающих вулканические щелочно-ультраосновные комплексы. Это позволяет подойти к решению ряда вопросов, которые до сих пор остаются дискуссионным, а именно о роли и соотношении магматических, гидротермальных и метасоматических процессов при образовании карбонатитов, источнике или источниках вещества, сконцентрированного в карбонатитах, характере взаимосвязи между пространственно ассоциирующими карбонатитами различного минерального состава.
Цель и задачи исследований. Целью настоящей работы являлось развитие и получение новых знаний о составе, геологической позиции, происхождении, эволюции и посткристаллизационной истории вулканических карбонатитов. Для достижения этой общей цели были поставлены и решались следующие частные задачи:
-
изучение минерального и химического состава эффузивных силикатных горных пород, слагающих карбонатитовые вулканические комплексы рифта Грегори;
-
исследование физических свойств и химического состава минералов, слагающих вулканические карбонатиты, последовательности их кристаллизации и установление закономерностей в смене минеральных ассоциаций во времени;
3) выявление и минералого-геохимическая характеристика
главных процессов, приводящих к изменению минерального и
химического состава вулканических карбонатитов;
4) установление минералогических и геохимических критериев, указывающих на возможное присутствие щелочных вулканических карбонатитов в геологическом прошлом Земли.
Фактический материал. В основу работы положены геологические наблюдения и полевые материалы автора, полученные во время экспедиционных работ 2000, 2001, 2005 и 2009 гг. на вулканических комплексах в пределах рифта Грегори (вулканы Олдоиньо Ленгаи, Керимаси, Мосоник, вулканическое поле озеро Натрон - Энгарука) и Кратерного нагорья (вулканы Садиман, Нгоронгоро, Олмоти и Эмбакай). Этому предшествовали многолетние исследования автора, выполнявшиеся с 1984 по 1999 гг. на карбонатитовых комплексах в Карело-Кольском регионе (Хибины, Ковдор, Вуориярви, Турий Мыс, Салланлатви, Африканда, Озёрная Варака, Лесная Варака и Себльвр), Якутии (Мурун), Канаде (Ока) и Германии (Кайзерштуль, Хегау).
Полевые работы проводились на естественных обнажениях, в том числе и в активном кратере вулкана Олдоиньо Ленгаи, в горных карьерах и на керновом материале. Собственная каменная коллекция горных пород насчитывает около 1300 образцов, включая около 420 образцов вулканических и плутонических пород рифта Грегори. В работе также использован каменный материал, характеризующий вулканические комплексы Восточной Африки, из коллекций кафедры минералогии Санкт-Петербургского государственного университета (СПбГУ), Фрайбургского университета (Германия) и Музея естественной истории (Лондон, Великобритания).
Методы исследования. При изучении карбонатитов вулкана Олдоиньо Ленгаи главной проблемой являлось предотвращение изменения образцов при их контакте с атмосферой. Образцы карбонатитов хранились упакованными в алюминиевую фольгу и полиэтиленовый пакет. При распиловке образцов для изготовления прозрачно-полированных шлифов использовалась масляная суспензия; полировка шлифов производилось с использованием алмазной суспензии в масле. Шлифы покрывались слоем углерода методом напыления и хранились в вакуумном десикаторе.
Петрографические исследования шлифов выполнялись с использованием микроскопов проходящего и отраженного света Leica и Carl Zeiss. Для диагностики минералов и выявления их качественного состава использовались спектроскопия комбинационного рассеяния света (Рамановская спектроскопия) - спектрометры Renishaw RM 1000, 633 нм HeNe-лазер, университет Кингстон, Лондон, и LabRam, 633 нм He-Ne лазер, университет Карлсруэ, Германия, и инфракрасная спектроскопия, Perkin Elmer Spectrum One ИК-Фурье спектрофотометр, Музей естественной истории. Порошковая рентгенография выполнялась на дифрактометрах Bruker AXS D8, Фрайбургский университет, Enraf-
Nonius, Музей естественной истории, и Stoe Stadi Р, СПбГУ. Монокристальные рентгеновские исследования выполнены с использованием дифрактометра Stoe IPDS-II Image-Plate (СПбГУ).
Химический состав минералов определялся с использованием (1) сканирующего электронного микроскопа JEOL 5700LV с энергодисперсионным спектрометром и детектором для определения легких элементов, Музей естественной истории, и (2) электронных микроанализаторов с волновыми спектрометрами Cameca SX 100, Фрайбургский университет, и Cameca SX 50, Музей естественной истории. Определение содержания элементов-примесей в минералах выполнялось с использованием системы лазерной абляции (лазер New Wave UP213AI), соединенной с плазменным масс-спектрометром Thermo Elemental PQ3 +S, Музей естественной истории.
Валовый химический анализ горных пород выполнялся с использованием (1) рентгеноспектрального флюоресцентного анализа, Philips PW 2404, Фрайбургский университет; (2) масс-спектрометрического анализа с индуктивно-связанной плазмой, Varian 810, (3) атомно-эмиссионного анализа с индуктивно-связанной плазмой, Varian Vista Pro axial, Музей естественной истории, и Perkin Elmer Sciex 5000, Лондонский университет Ройял Холловей.
Изотопный состав элементов С, О, Sr, Nd и Pb определялся на масс-спектрометрах (1) TRITON (Thermo Finnigan), (2) Isoprobe (Micromass), Государственный музей естествознания, Стокгольм, (3) Finnigan МАТ-261, Карлтонский университет, Оттава и (4) Finnigan МАТ 251, университет Гёттинген, Германия и Академия Наук Венгрии, Будапешт.
Участие автора в аналитических исследованиях включало постановку задач, отбор и подготовку материала, непосредственную работу в химических лабораториях и на разнообразном аналитическом оборудовании в качестве оператора, а также обработку первичных аналитических данных.
Научная новизна.
1) В составе вулканических комплексов рифта Грегори
установлено широкое развитие разнообразных мелилитсодержащих
эффузивных силикатных пород, включая и примитивные
высокощелочные оливиновые мелилититы. Показано, что в поздних
нефелинитах, лавах, туфах и пеплах одним из главных
породообразующих минералов является алюмоакерманит. Это новый
минеральный вид установленный автором в группе мелилита.
2) Доказано, что вулканические карбонатиты рифта Грегори
представлены как эффузивными (лавы), так и экструзивными (туфы,
лапилли) горными породами. Впервые установлено, что грегориит-ньеререитовые карбонатиты встречаются как дайковые тела. Особой разновидностью эффузивных кальцитовых карбонатитов являются породы, сложенные только крупными выделениями кальцита при полном отсутствии основной массы. Эти горные породы рассматриваются как кумулатные образования.
-
В составе вулканических карбонатитов выявлено и изучено 32 минеральных вида, из которых 13 минералов встречаются только в грегориит-ньеререитовых карбонатитах (грегориит, сильвин, алабандин и др.), 11 минералов присутствуют только в кальцитовых карбонатитах (магнезиоферрит, периклаз и др.) и 8 минералов входят в состав и тех и других типов карбонатитов (монтичеллит, барит и др.). В составе эффузивных кальцитовых карбонатитов впервые установлен и детально исследован минерал ньеререит. В ассоциирующих интрузивных кальцитовых карбонатитах открыт новый минеральный вид в группе граната - керимасит.
-
Выделено три главных процесса, приводящих к изменению грегориит-ньеререитовых карбонатитов, при которых последовательно происходит образование пирссонитовых, кальцитовых и шортитовых карбонатитов. В этих породах установлено и детально описано 25 минеральных видов, из них 10 впервые отмечаются в этих породах. Описана новая разновидность измененных карбонатитов, которые содержат серу, кальцит, гипс и ангидрит в качестве главных минералов.
-
Изучен изотопный состав С, О, Sr, Nd и Pb в измененных грегориит-ньеререитовых карбонатитах. На основании полученных данных показано, что в пределах вулкана Олдоиньо Ленгаи на разных этапах его формирования извергались различные по изотопному составу порции щелочной карбонатитовой магмы.
-
На основании особенностей минерального состава древних эффузивных кальцитовых карбонатитов Керимаси и Тиндерет показано, что в составе первичных карбонатитов этих вулканов, как один из главных минералов, присутствовал щелочной карбонат ньеререит.
Практическая значимость. Полученные данные по минеральному составу вулканических силикатных горных пород и карбонатитов важны для интерпретации результатов археологических изысканий в ущелье Олдувай и районе Лаетоли, а именно для построения правильной стратиграфической схемы и корреляции отложений туфов и пеплов в этих районах с извержениями вулканов Кратерного нагорья и рифта Грегори. Наши результаты, полученные при полевых исследованиях и лабораторных работах, указывают, что продукты извержения вулкана Садиман не могут считаться источником туфов в
районе Лаетоли, где выявлены многочисленные и хорошо сохранившиеся остатки древних животных и отпечатки человекообразных существ, как это принято специалистами-археологами.
В ходе выполнения данной работы для ряда минералов, таких как алюмоакерманит, керимасит, ньеререит, грегориит, церианит, получены новые или уточнены уже известные их характеристики - оптические и физические свойства, ИК и Рамановские спектры, рентгеновские параметры, структурные данные, химический состав и его вариации. В первую очередь это относится к минералу грегорииту, для которого до настоящего времени не были известны его оптические и рентгеновские характеристики. Открытие природного граната керимасита, содержащего до 13.5 мас.% Nb205, и церианита, содержащего 9-11 мас.% Y203, представляется значимым для исследований в области синтеза веществ, используемых для производства лазерных источников (ниобиевые гранаты) и твердотельных топливных элементов (Y-содержащий Се02).
Полученные материалы используются автором при чтении учебных курсов на геологическом факультете СПбГУ, в том числе и в рамках национального проекта «Образование» по программе «Молекулярная геохимия и биогеохимия».
Апробация работы и публикации. Отдельные положения работы представлялись и обсуждались, как лично автором, так и соавторами, на симпозиуме Карельского и Кольского отделений ВМО, Петрозаводск (1988), Всесоюзном совещании «Теория Минералогии», Сыктывкар (1991), конгрессах Международной Минералогической Ассоциации в Пизе (1994) и Эдинбурге (2002), международных симпозиумах «Минералогические Музеи» в Санкт-Петербурге (1995, 1998, 2000, 2002, 2005), Всероссийских конференциях, посвященных памяти К.О. Кратца в Апатитах (1999) и Петрозаводске (2000), Всероссийском совещании «Карбонатиты Кольской Щелочной Провинции» в Санкт-Петербурге (1999), конференции «Mineral Deposits: Processes to Processing» в Лондоне (1999), Всероссийских семинарах «Геохимия магматических пород - Щелочной магматизм Земли» в Москве (2000, 2005, 2009), Апатитах (2003) и Санкт-Петербурге (2008), совещаниях по проекту EuroCarb в Сент-Этьене (2000) и Чиети (2002), конференции Европейского геологического союза в Страсбурге (2001), совещании Германского минералогического общества в Гамбурге (2002), рабочем совещании по изотопии в Таллинне (2002), симпозиуме «PerAlk» в Тюбингене (2005), конференции «Минеральное разнообразие - исследование и сохранение» в Софии (2009).
Результаты работы опубликованы в четырех главах коллективной монографии "Phoscorites and Carbonatites from Mantle to Mine: the Key
Examples from the Kola Peninsula" под редакцией Ф. Уолл и А.Н. Зайцева, (издательство Минералогического общества Великобритании и Северной Ирландии, 2004); 29 статьях в российских и международных журналах по списку ВАК, 11 статьях в рецензируемых научных журналах и сборниках и 52 тезисах докладов на совещаниях.
Объем и структура работы. Работа состоит из введения, пяти глав, заключения и списка цитируемой литературы (555 наименований). Диссертация изложена на 451 странице машинописного текста, включая 162 рисунка и 75 таблиц.
К настоящему времени на Земле известно 527 проявлений карбонатитов, эти горные породы установлены на всех континентах, включая Антарктику (Woolley, 1987, 2001; Kogarko et al, 1995; Woolley, Kjarsgaard, 2008). Подавляющее большинство известных карбонатитов являются плутоническими интрузивными горными породами, которые образуют крупные штоки, мощные кольцевые и линейные тела - это кальцитовые и доломитовые карбонатитов (Егоров, 1991). Менее распространены магнезитовые, сидеритовые и родохрозитовые карбонатиты, образующие относительно маломощные жильные тела и штокверки, при образовании которых велика роль гидротермальных процессов и метасоматоза (Капустин, 1971). Вулканические карбонатиты, эффузивные и экструзивные, относятся к числу очень редких горных пород. Такие карбонатиты установлены всего в 49 проявлениях мира (Woolley, Church, 2005). Эти породы встречаются в виде пепловых и лапиллевых отложений, туфов и лавовых потоков. В отдельных вулканических комплексах они наблюдаются в ассоциации с интрузивными карбонатитами.
Термин «карбонатит» используется в данной работе в более широком смысле по сравнению с определением по классификации Международного союза геологических наук (Le Maitre, 2002). Под карбонатитами автором понимаются не только изверженные
карбонатные горные породы, что справедливо для так называемых ранних карбонатитов, но и гидротермальные и метасоматические карбонатиты, которые образуются на поздних стадиях карбонатито-образования (Егоров, 1990; Самойлов, 1991; Соколов, 1991; Багдасаров, 1992). Автор придерживается представлений А.Г. Булаха (Булах, Иваников, 1984) о том, что карбонатиты являются гетерогенными образованиями: первично интрузивно-магматическими и вторично гидротермально-метасоматическими (Zaitsev, 1996; Zaitsev et al, 1998).
Следует отметить, что в последние годы в зарубежных публикация, описывающих так называемые «феррокарбонатиты», признается, что часть феррокарбонатитов может кристаллизоваться из «... разнообразных поздних ... флюидов, вызывающих субсолидусные реакции» (Le Bas, 1999, с. 758), и процессы метасоматоза также важны при образовании поздних карбонатитов (Schurmann et al, 1997). То, что существуют «карбонатиты и карбонатиты и карбонатиты», т.е. породы, гетерогенные по механизму своего образования, детально рассмотрено в недавней обзорной работе Р. Митчелла (Mitchell, 2005).
Большинство вулканических карбонатитов известно на Африканском континенте (Woolley, Church, 2005), эти породы описаны и в центральной Европе, в Италии и Германии (Keller, 1989; Stoppa, Woolley, 1997), единичные проявления их установлены в Америке, Азии и Гренландии. На территории России вулканические карбонатиты присутствуют на Кольском полуострове в вулканогенной толще района Контозеро (Пятенко, Сапрыкина, 1976; Пятенко, Осокин, 1988). Карбонатиты Халюта и Аршан в западном Забайкалье также рассматриваются как вулканические породы (Рипп и др., 2000).
Современное состояние понятия термина "карбонатит"
Карбонатные горные породы, известные сейчас как карбонатиты, были установлены в конце XIX века. Первое их описание, по данным Р. Митчелла (Mitchell, 2005), относится к породам из долины Нарбада в Индии (Bose, 1884). В 1895 г. в публикации А.Г. Хёгбома (Hogbom, 1895) приводится характеристика дайковых изверженных пород острова Альнё, Швеция, содержащих значительное количество карбонатных минералов (цитируется по работе О. Таттла и Дж. Гиттинса (19696)). 25 лет спустя В. Брёггер при описании похожих карбонатных пород области Фен, Норвегия и Турьего полуострова, Россия (рис. 1), предложил использовать термин «карбонатит» (Bragger, 1920). С этого момента и начинается история исследования карбонатитов, в те годы экзотических пород, а в настоящее время - очень важных горных пород как для экономики многих стран, включая и Россию, так и для фундаментальной науки.
Интерес к изучению карбонатитов, а так же ассоциирующих с ними разнообразных горных пород, таких как фоскориты (известных также как камафориты или породы рудного комплекса), фоидолиты (уртиты, ийолитьіі и мельтейгиты), мелилитолиты (ункомпагриты, турьяиты, окаиты и кугдиты), нефелиновые сиениты, пироксениты и оливиниты, обусловлен тем, что, с одной стороны, с этими породами связаны разнообразные месторождения полезных ископаемых: магнетита, апатита, бадделеита, вермикулита, халькопирита,! борнита, пирохлора, бастнезита, флюорита и других минералов - это Палабора (ЮАР), Ковдор (Россия), Аруша (Бразилия), Маунтин Пасс (США) и Амба Донга (Индия) (Mariano, 1989; Notholt et al.3 1990; Багдасаров и др., 2001; Petrov, 2004). С другой стороны, изучение карбонатитов и генетически связанных с ними фоскоритов, являющихся неотъемлемой частью многих щелочно-ультраосновных комплексов, дает ценную информацию о процессах, происходящих в верхней мантии - глубинах, условиях зарождения и последующей дифференциации ультраосновных, щелочных и карбонатитовых магм, связи с кимберлитовым магматизмом (Кухаренко и др., 1965, 1971; Таттл, Гиттинс,-1969; Жабин, 1971; Le Bas, 1977, 1989; Булах, Иваников, 1984; Bell, Blenkinsop, 1989; Егоров, 1991; Bell, Keller, 1995; Kogarko et al„ 1995a, 2001; Wall, Zaitsev, 2004). Ультрамалые степени плавления в сочетании с низкой вязкостью расплавов делают их представительными для" характеристики больших объемов мантийного вещества.
Наши современные знания о карбонатитах основаны, в основном; на научных работах российских, европейских, канадских и американских исследователей. Среди работ необходимо отметить такие важные публикации как «Carbonatites...» (Ресога, 1956), «Каледонский комплекс...» (Кухаренко и др., 1965), «Geology of carbonatites» (Heinrich, 1966), «Карбонатиты» (Таттл, Гиттинс, 1969а), «Сингенез и метаморфизм карбонатитов» (Жабин, 1971), «Минералогия карбонатитов» (Капустин, 1971), «Петрология, минералогия и геохимия карбонатитов...» (Пожарицкая, Самойлов, 1972), «Редкометальные камафориты...» (Бородин и др., 1973), «Доломитовые и анкеритовые карбонатиты...» (Сомина, 1975), «Карбонатиты» (Самойлов, 1977), «Carbonatite-nephelinite volcanism» (Le Bas, 1977), «...Sokli carbonatite massif» (Vartiainen, 1980), «Минералы карбонатитов...» (Чернышева, 1981), «Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов» (Булах, Иваников, 1984), «Геохимия карбонатитов» (Самойлов, 1984), «Carbonatites ...» (Bell, 1989), «Ийолит-карбонатитовый плутонизм» (Егоров, 1991), «...Qaquarssuk carbonatite complex...» (Knudsen, 1991), «... генетические особенности рудоносных карбонатитовых комплексов» (Эпштейн, 1994), «Carbonatite volcanism...» (Bell, Keller, І995), «Металлогения магматических комплексов...» (Багдасаров и др., 2001), «Геология месторождений Ковдорского массива» (Римская-Корсакова, Краснова, 2002), «Phoscorites and carbonatites...» (Wall, Zaitsev, 2004a) и многие другие.
Особого внимания заслуживают энциклопедические публикации А. Вулли и Л.Н. Когарко с соавторами (Woolley, 1987, 2001; Kogarko et al., 1995b; Woolley, Kjarsgaard, 2008), в которых приводится краткое описание ВСЕХ известных проявлений щелочных пород и карбонатитов (рис. 2).
Конечно, далеко не все значимые публикации приводятся в данном, кратком обзоре (в геологической базе данных GeoRef, www.geoscienceworld.org, в конце января 2010 года содержались ссылки на 4120 публикаций в реферируемых журналах и книгах, в которых термин «карбонатит» использовался в качестве ключевого слова), многие из них будут цитироваться и обсуждаться в последующих главах.
К настоящему времени известно 527 проявлений карбонатитов, эти породы установлены на всех континентах Земли, включая и Антарктику (Woolley, Kjarsgaard, 2008).
Для. большинства геологов ответ на вопрос «что такое карбонатиты?» не вызывает особых трудностей. Это справедливо, если мы обращаемся к официальной классификации и номенклатуре изверженных пород Международного союза геологических наук, дающей следующее определение: «карбонатиты - это изверженные породы, содержащие более 50% карбонатных минералов» (Le Maitre, 2002). Данное определение повторяется практически в каждой публикации европейских, американских, индийских, китайских или других зарубежных исследователей.
Вопрос «что считать карбонатитом?» неоднократно обсуждался российскими исследователями, например, в работах А.И. Гинзбурга и B.C. Самойлова (1983) и Д.О. Онтоева (1985). Наиболее ярко это выразилось в публикациях начала 1990-х гг. (Егоров, 1990а, б; Самойлов, 1991; Соколов, 1991; Багдасаров, 1992), когда главным предметом дискуссии являлся вопрос: считать ли карбонатитами только существенно карбонатные породы изверженного происхождения (Егоров, 1990),
Вулканические конусы и эксплозивные кратеры района озеро Натрон—Энгарука
В районе рифта Грегори известно около 45 крупных центральных вулканов (эта цифра возрастает до 70, если включать в список и внерифторые вулканы, в том числе крупнейшие вулканические образования Африканского континента, такие как вулканы Килиманджаро, высотой 5964 м и Кения, высотой 5200 м) и ряд вулканических хребтов и плато (Логачев, 1977). Предполагается, что в течении 30-35 млн. лет вулканической активности в пределах рифта общий объем излившихся вулканических пород составил около 200-220 тыс. км3 (рис. 12) (Логачев, 1977; Williams, 1982). Из этого объема примерно 55-65 об.% приходится на базальты, трахибазальты, тефриты, меланефелиниты, нефелиниты, фонолитовые нефелиниты и карбонатиты. Оставшиеся 35-45 % объема вулканических пород приходятся на фонолиты, трахифонолиты, трахиты и риолиты.
В работах Л. Вильямса (Williams, 1969, 1970, 1978) вулканические породы рифта Грегори были разделены на 11 ассоциаций, которые в свою очередь отнесены к двум группы пород. Первая группа - это горные породы, образовавшиеся при трещинных и многоканальных извержениях (ассоциации: базальт-базанит, базальт-фонолит-меланефелинит, фонолит-фонолитовый трахит, кварцевый трахит-фонолитовый трахит, комендит-пантеллерит, муджиерит-трахит-риолит и нефелинит-фонолит), и вторая - это породы, излившиеся из крупных центральных вулканов (ассоциации: нефелинит-фонолит, базальт-трахит-фонолит, фонолит-трахит и базальт-трахит).
Для Восточно-Африканской рифтовой системы характерно относительно широкое проявление карбонатитового вулканизма. Здесь известно 20 малых, средних и больших вулканов и вулканических полей, в которых встречаются эффузивные карбонатиты и пирокластические породы карбонатитового состава (рис. 4) (Белоусов и др., 1974а; Le Bas, 1977; Капустин, Поляков, 1985; Woolley, 2001).
В пределах Западного рифта карбонатиты проявлены в его северной части, в провинции Торо-Анколе, которая включает вулканические поля Форт Портал (площадь лавовых и туфовых отложений к 142 км2, объем ж 0.25 км3), Катве-Кикоронго (площадь распространения туфов, агломератов и лав 350 км2) и Буньяругуру (область развития «300 км). В этой провинции известны многочисленные туфовые конусы и эксплозивные кратеры, размеры которых достигают в диаметре до 1 км, глубиной до 150 м, с насыпными валами высотой до 200 м (Nixon, Horaung, 1973; Белоусов и др., 1974а; Barker, Nixon, 1989; Stoppa et al., 2000; Woolley, 2001).
В районе Форт Портал основным типом горных пород являются карбонатиты, в то время как для вулканических областей Катве-Кикоронго и Буньяругуру характерно также присутствие кальсилит и лейцит-содержапщх камафугитовых эффузивных пород: угандитов, мафуритов, катунгитов, кальсилитовых катунгитов. Наиболее древний возраст для вулканических пород этой провинции определяется в 0.45±0.15 млн. лет для мафурита из кратера Кьямбого, Буньяругуру (Багдасарян и др., 1973). Возраст пирокластических пород из этого же вулканического поля Буньяругуру составляет 42-84 тыс. лет при ошибке определения возраста от 14 до 22 тыс. лет (Kampunzu et al., 1998).
Самыми молодыми породами являются карбонатитовые лавы и туфы района Форт Портал. Результаты лимно-стратиграфических исследований озерных илов на этой территории, включающих прослои вулканических туфов, указывают на образование вулканических туфов около 4000-5000 лет назад (Livingstone, 1967, цитируется по Белоусов и др., 1974а; Логачев, 1977). В этой же работе приводится возраст для образца древесины из туфов Форт Портал, который составляет 4070 лет. Методом радиоуглеродного анализа образцов лав и туфов карбонатитов их максимальный возраст определен в 6410±100 лет (Виноградов и др., 1978).
Другой областью развития вулканических карбонатитов является рифт Кавирондо (Ньянза) (рис. 12) (Shacleton, 1950; Le Bas, 1977; Логачев, 1977; Woolley, 2001). Рифт Кавирондо протягивается на расстояние около 200 км от северовосточного берега озера Виктория до сочленения с рифтом Грегори в его центральной части. Здесь эффузивные и пирокластические карбонатиты установлены в вулканических комплексах Рангва-Кизингири, Рури, Хома, Ньямаджи и Тиндерет (Le Bas, 1970; 1977; Deans, Roberts, 1984; Clark, Roberts, 1986; Rosatelli et al., 2003). Крупнейшим из них является сильно эродированный вулкан Кизингири, который покрывает территорию площадью около 2000 км2. В его центральной части выделяется вулканический комплекс Рангва, диаметр которого составляет около 5 км.
В составе комплексов рифта Кавирондо присутствуют не только вулканические силикатные породы, такие как нефелиниты и фонолиты с подчиненным количеством оливиновых мелилититов и меланефелинитов, здесь также известны и интрузивные силикатные породы. В сложении толщи пород вулкана Кизингири принимают участие ункомпагриты, ийолиты и нефелиновые сиениты. Именно с их внедрения и началось формирование этого комплекса примерно 38-24 млн. лет назад. Основная же вулканическая активность в приделах рифта Кавирондо началась около 20 млн. лет и с перерывами продолжалась до 2-1 млн. лет назад (Le Bas, 1977).
Нефелиновые сиениты с подчиненным количеством мельтейгитов, ийолитов и уртитов известны в вулкане Рури. Ийолитовые породы присутствуют и в вулканах Хома и Ньямаджи, в основном они встречаются в виде блоков в агломератах. Исключением является вулкан Тиндерет, где интрузивные силикатные породы достоверно не установлены (Woolley, 2001). Описание этого вулкана и слагающих его горных пород будет дано в последующих разделах главы.
Комплексы Рангва-Кизингири, Рури, Хома и Ньямаджи интересны так же тем, что здесь, кроме карбонатитовых пирокластических пород и гораздо реже представленных эффузивных карбонатитов, присутствуют и интрузивные карбонатиты. Это крупно- и мелкозернистые кальцитовые карбонатиты, так называемые «сёвиты» и «альвикиты» (Le Bas, 1977), а также кальцитовые карбонатиты с магнетитом, гематитом, баритом, монацитом и флюоритом — феррокарбонатиты (Le Bas, 1977). Интрузивные карбонатиты встречаются в виде кольцевых и пластовых даек, слагают брекчии, выполняют жерла вулканов (некки), но чаще интрузивные карбонатиты встречаются в виде блоков в агломератах.
В пределах рифта Грегори карбонатитовые вулканические породы установлены только в его южном окончании, на территории от озера Натрон до озера Басоту. В этой части рифт Грегори разделяется на три отдельных рифта, которые известны как Эуаси-Вембере, Натрон-Маньяра-Балангида и Пангани (рис. 14) (Macdonald et al., 1994; Dawson, 1992; Foster et al., 1997).
Вулканические карбонатиты известны в составе вулканов Шомболе, Олдоиньо Ленгаи, Керимаси и Хананг, а также установлены в пределах вулканических полей озеро Натрон-Энгарука, Мондули-Аруша и Басоту (Dawson, 1962а, b, 1964а, 1964b; Downie, Wilkinson, 1962; Dawson, Powell, 1969; Даусон, 1969; Белоусов и др., 1974а; Логачев, 1977; Капустин, Поляков, 1982, 1985; Peterson, 1989а, b; Woolley, 2001).
Акцессорные минералы - алабандин, ханнешит, монтичеллит, кирштейнит, фторапатит, магнетит, пирротин, расвумит, галенит, сфалерит, рудашевскит, барит, ниокалит, куспидин,нейборит
К третей группе вулканических образований относятся эксплозивные кратеры с туфовыми кольцами типа убехебе. Эта группа представлена кратером Лолуни, который расположен в нижней части северо-восточного склона Керимаси (Dawson, Powell, 1969), и Дити, расположенного в 2.3 км южнее кратера Кизете (Johnson et al., 1977).
Овальный кратер Лолуни размером примерно 450x600 м со всех сторон окружен туфовым кольцом, высота которого составляет около 130-150 м (рис. 24, 31). Внешние склоны Лолули покрыты слоем кристаллических туфов, которые содержат крупные кристаллы форстарита, флогопита, диопсида и керсутита-феррокерсутита, а также блоки оливин-биотитовых пироксенитові (Dawson, Smith, 1992). Эти породы подобны кристаллическим туфам кратеров Лулмурвак и Кизете. В обнажении на внутренней северной стенке кратера их максимальная-мощность составляет около 50 м. Под кристаллическими туфами обнажается слой карбонатитовых агломератов и туфов, видимая мощность которого составляет не менее 30 м. Здесь так же наблюдаются блоки интрузивных и эффузивных кальцитовых карбонатитов размеров до 70 см. Нижняя часть стенок и дно кратера покрыты слоем аллювиальных отложений. Определения К-Ar возраста флогопита и керсутита из кристаллических туфов Лолуни дают соответственно возраста 1.8 и 2.6 млн. лет (Белоусов и др., 1974а). Этот возраст значительно древнее по сравнению с похожими туфами картера Лулмурвак и, возможно, является завышенным.
Дити - это эродированный вулканический конус с туфовым полукольцом высотой около 50 м, обрамляющим его северную часть. Кольцо сложено мелилититовыми лапиллевыми туфами и массивными кристаллическими, туфами, в которых присутствуют многочисленные блоки перидотитов, пироксенитов и ийолитов (Johnson et al., 1997) и редкие блоки интрузивных кальцитовых карбонатитов. В лапиллевых туфах конуса Дити наблюдаются крупные идиоморфные ксенокристаллы диопсида размером до 10 см, флогопита размером до 5 см, и округлые, овальные монокристаллы амфибола ряда магнезиогастингсита-керсутита размером до 20 см (рис. 32).
Между кратером Кизете и туфовым конусом Дити располагается другой сильно эродированный вулканический конус. В работах Б. Доусона для него не приводится какого-либо названия, местные жители называют это место Мамба. Кратер конуса практически не выражен в рельефе, с севера он обрамляется невысоким, около 15-20 м, туфовым кольцом. Вулканические породы представлены кристаллическими туфами, в которых были найдены несколько обломков интрузивных карбонатитов размером 2-3 см.
Отдельные вулканические конусы и эксплозивные кратеры района озеро Натрон - Энгарука содержат ксенолиты разнообразных мантийных пород. В шлаковых лавах конуса Пело Хилл и кратера Эледой (рис. 27), по химическому составу близких к оливиновым мелилититам и оливиновым нефелинитам, присутствуют свежие ксенолиты лерцолитов, гарцбургитов, верлитов и дунитов диаметром до 30 см (Dawson, Smith, 1988). В отдельных образцах ксенолитов наблюдаются жилы, сложенные флогопитом, диопсидом и магнезиогастингситом, вокруг которых наблюдается метасоматическое изменение минералов, слагающих мантийные породы (рис. 33). Метасоматически измененные ксенолиты перидотитов (лерцолиты и верлиты) и пироксенитов известны из лапиллиевых туфов конуса Дити (Johnson et al., 1997). В пирокластических породах вулкана Олдоиньо Ленгаи и конуса Лолуни также известны ксенолиты форстерит-флогопитовых пироксенитов, которые рассматриваются как метосоматические породы, образовавшиеся при замещении мантийных перидотитов (Dawson, Smith, 1992).
По мнению упомянутых выше авторов эти наблюдения свидетельствуют о том, что породы верхней мантии, располагающиеся под южной частью рифта Грегори, претерпели интенсивное метасоматическое преобразование.
Вулканы Мосоник, Садиман, Олмоти и Эмбакай
Полевые работы проводились автором и в области вулкана Мосоник, расположенного западнее главного эскарпа вблизи озера Натрон (рис. 14, 17), и в районе трех вулканов образующих Кратерное нагорье: Садиман, Олмоти и Эмбакай (рис. 14, 15).
В аллювиальных отложениях на восточном и западном склонах вулкана Мосоник, сложенного нефелинитовыми и фонолитовыми лавами и туфами, присутствуют многочисленные блоки интрузивных кальцитових карбонатитов. По своему минеральному и химическому составу эти породы соответствуют ранним кальцитовым карбонатитам щелочно-ультраосновных комплексов, например карбонатитам Ковдорского массива (Zaitsev, Polezhaeva, 1994, Римская-Корсакова, \
Краснова, 2002). По литературным данным, в жерловой части вулкана? диаметром» около 1 км, присутствуют кальцитовые карбонатиты - «сёвиты» (Белоусов и др., 1974а; Woolley, 2001). Вулканические карбонатиты, лавы или туфы, не установлены нами в составе пород, слагающих вулкан Мосоник.
Садиман является, одним из самых известных вулканов, образующих Кратерное нагорье. Это связано с тем, что в научной литературе Садиман описывается как источник мелилит-карбонатитовых пеплов, которые законсервировали и сохранили отпечатки древних животных и «человека» плиоценового возраста в районе-Лаетоли (Hay, 1978, 1986, 1987; Leakey, Hay, 1979).
По имеющимся данным Садиман - это фонолит-нефелинитовый вулкан, который был активным в период 4.6-3.3 млн. лет (Багдасарян и»др., 1973; Dawson, 1992; Paslik et al., 1996; Mollel, 2007). В литературе также приводятся сведения о том, что Садиман содержит в своем составе мелилитовые нефелиниты и пирокластические кальцитовые карбонатиты (Wolley, Church, 2005; Dawson, 2008).
Вторичные минералы - трона, термонатрит, нахколит, пирссонит, кальцит, шортит, гайлюсит, сильвин, галит, когаркоит, шайрерит, якобсит, баритокальцит, романешит, доломит
В восьмидесятых годах прошлого века в ряде научных публикаций высказывалось предположение, что вулкан Олдоиньо Ленгаи не является единственным проявлением высокощелочных грегориит-ньеререитовых карбонатитов. Это предположение впервые было обосновано в работе Р. Хея (Hay, 1983), посвященной исследованию вулканических карбонатитов Керимаси. Гипотеза о трансформации щелочных карбонатитов в кальцитовые позднее развивалась в работах Р. Хея, Т. Динса, Б. Робертса, М. Кларка и Д. Турнера (Hay, О Neil, 1983; Deans, Roberts 1984; Clarke, Roberts 1986; Le Bas, 1987; Turner, 1988). Её обоснование основывалось на данных петрографического и минералогического исследования эффузивных и экструзивных карбонатитов из вулканов Керимаси, Тиндерет (Кения), Хома (Кения), Калуве (Замбия) и области Лаетоли (Танзания). В? эффузивных кальцитовых карбонатитах этих комплексов присутствуют два морфологических типа выделений кальцита, один из которых рассматривается упомянутыми исследователями как первичный магматический минерал, а второй - как поликристаллические псевдоморфозы по щелочному карбонату, предположительно ньеререиту.
Необходимо отметить, что возможное проявление древнего щелочного вулканизма в пределах Восточной Африки рассматривается как главная причина. сохранения уникальных останков древних животных и человека в.Кении и Танзании, в том- числе в районах ущелья Олдувай и местности Лаетоли, которые расположены вблизи вулкана Олдоиньо Ленгаи (Bishop, 1963,1968; Hay, 1986).
По мнению Р. Хея (Hay, 1986, стр. 340) «ньеререит растворяется инконгруэнтно в воде, в результате в раствор переходят щелочные элементы и карбонат-ионы, а впоследствии осаждается мелкозернистый кальцит. Эта реакция-может различным образом способствовать процессу фоссилитизации. Растворённый карбонат натрия будет кристаллизоваться при испарении, обеспечивая «мгновенную» цементацию. Растворённый карбонат натрия- создает щелочную среду, в которой апатит, слагающий кости, и карбонат кальция, слагающий окаменелости, являются относительно нерастворимыми соединениями. Осажденный из раствора кальцит может создавать цементирующую среду, пригодную для сохранения хрупких материалов и, при определенных условиях, кальцит может переотлагаться и замещать органические остатки или заполнять пустоты в окаменелостях».
Однако, идея о том, что ньеререит может переходить в кальцит и, соответственно, щелочные эффузивные карбонатиты могут трансформироваться-в кальцитовые карбонатиты, была критически разобрана и отвергнута в работах К. Бейли, Дж. Гиттинса, А. Чёрч и А. Вулли (Gittins, 1989; Ngwenya, Bailey, 1990; Gittins, Jago, 1991; Bailey, 1993; Church, 1995; Gittins, Harmer, 1997; Woolley, Church, 2005).
С одной стороны, образование поликристаллических «фенокристаллов» кальцита объяснялось трансформацией минерала при полиморфном переходе высокотемпературного кальцита V или IV в низкотемпературный кальцит I. Другим объяснением появления таких выделений кальцита было их образование в результате диссоциации первичного доломита с образованием ассоциации кальцит + периклаз и СС 2 при быстром поднятии магматического расплава и излиянии карбонатитовой магмы.
Наши результаты, полученные при исследовании карбонатитов Олдоиньо Ленгаи с различной степенью их изменения, преобразования, однозначно указывают на то, что кальцитовые карбонатиты в вулканических комплексах могут быть вторичными по своей природе. Каким же образом можно установить, что в древних вулканах, извергавшихся в досовременноую эпоху, присутствовали щелочные карбонатиты, содержащие в качестве главных минералов ньеререит или грегориит?
Минералогические и геохимические результаты, изложенные в предыдущей главе, позволяют предложить ряд критериев, которые могут быть использованы для доказательства присутствия щелочных карбонатов в древних вулканических карбонатитовых породах. Такими критериями может быть следующее:
Исследования последних лет показывают, что ньеререит и другие минералы натрия, калия й кальция встречаются в разнообразных породах в виде твердофазных включений в перовските, магнетите и ильмените (Kogarko et al., 1991; Zaitsev, Chakhmouradian, 2002). Эти минералы являются своего рода консерваторами щелочных карбонатов и сохраняют их внутри себя. Традиционное использование воды при изготовлении петрографических препаратов из образцов карбонатитов (полированных шлифов или аншлифов) приводит к растворению этих минералов и, соответственно, к невозможности их обнаружения при петрографических или электронно-микроскопических исследованиях. Также необходимо и особое хранение препаратов, предпочтительно в десикаторе, для исключения доступа атмосферной влаги и растворения минералов (рис. 111).
Химический состав кальцита, образующегося при изменении карбонатитов Олдоиньо Ленгаи, характеризуется весьма необычном набором примесных элементов. Минерал, образующийся при нормальных атмосферных условиях в і щелочной среде, всегда содержит в своем составе натрий в количестве до 1.3 мас.% NaiO. Как было показано выше, этот элемент отсутствует или присутствует в ничтожном количестве в кальците, который кристаллизовался из магматического расплава (см. стр. 205-215 и 288-297). Следует отметить, что натрий обычно не включается в список элементов при волновом» дисперсионном анализе минерала. Также важны и условия выполнения анализа - при использовании электронного пучка диаметром от 1 до 5 мкм получаются заведомо низкие концентрации натрия, т.к. этот элемент легко выжигается из кальцита и многих других натрийсодержащих минералов при микрозондовом анализе.
В кальците могут присутствовать и другие нехарактерные для минерала элементы-примеси, такие как фосфор и сера. Конечно, часть этих элементов может быть связана с другими субмикроскопическими включениями минеральных фаз.
