Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Краткая характеристика «кольской щелочной провинции » 8
Глава 2. Геолого - петрографическая характеристика массива салланлатва
2.1. Местоположение и история геологического исследования массива 14
2.2. Строение и последовательность образования пород массива 17
2.3. Геологическое строение области развития карбонатитов 21
2.4. Петрографическая характеристика карбонатитов 23
Глава 3. Химический состав карбонатитов массива салланлатва
3.1. Распределение главных элементов в карбонатитах Салланлатвы 40
3.2. Распределение редких элементов в карбонатитах Салланлатвы 51
Глава.4. Возраст массива салланлатва 55
Глава 5. Минералогия карбонатитов
5.1. Главные породообразующие карбонаты 62
5.2. Оксиды и гидроксиды Fe, Ті 84
5.3. Силикаты 92
5.4. Фосфаты 102
5.5. Zr-Nb минералы 116
5.6. REE-Sr-Ba минералы 152
Глава 6. Последовательность образования и основные черты генезиса карбонатитов салланлатвы 178
Заключение 192
- Строение и последовательность образования пород массива
- Петрографическая характеристика карбонатитов
- Распределение редких элементов в карбонатитах Салланлатвы
- Оксиды и гидроксиды Fe, Ті
Введение к работе
Актуальность исследования. Хотя карбонатиты образуют только ничтожно малую часть земной коры, изучение этих пород важно как для фундаментальных научных, так и для экономических задач. Щелочно-карбонатитовые комплексы являются уникальными объектами с многообразной и сложной минерализацией. С ними связаны месторождения слюды, Fe, Р и редких металлов Zr, Nb, а также редкоземельных элементов и барита.
Массив Салланлатва является одним из наименее изученных по сравнению с другими карбонатитовыми массивами Кольского полуострова. Вместе с тем, с ним связаны месторождения ниобиевых, редкоземельных и баритовых руд. Установление генетической позиции минералов-концентраторов Nb и REE, а также барита и выявление закономерностей их образования в общей схеме генезиса карбонатитов является важной задачей минералогических исследований.
В сравнении с другими карбонатитами Кольского полуострова, карбонатиты Салланлатвинского массива обладают рядом специфических особенностей - это относится главным образом к их минеральному составу. В составе карбонатитов практически отсутствуют такие группы минералов как оливины, пироксены, амфиболы. Вместо них широким распространением пользуются минералы ряда флогопит-аннит и группы хлорита. Фторапатит или гидроксилапатит, являющийся типичным второстепенным минералом карбонатитов здесь редок, вместо него распространен карбонат-гидроксилапатит. Минералы ряда магнезит-сидерит, слагающие в других массивах Кольского полуострова и регионах мира: Луеш (Заир), Канганкунде (Малави), Чипман Лейк (Канада), Чилва Айланд (Малави) лишь маломощные жилки, здесь образуют крупные тела. Из других особенностей массива отметим отсутствие среди установленных силикатных пород оливинитов и фоскоритов. С этой точки зрения, массив Салланлатва - интересен и заслуживает подробного изучения.
Цель и задачи настоящего исследования заключаются:
в уточнении последовательности образования карбонатитов массива Салланлатва;
определении абсолютного возраста пород массива Салланлатва
в изучении минералогии карбонатитов Салланлатвы;
в выявлении особенностей химического состава главных и акцессорных минералов Салланлатвы;
установлении характера эволюции химического состава минералов в ходе процесса карбонатитообразования в массиве Салланлатва.
Для достижения поставленных целей в ходе работы необходимо было решить следующие задачи:
- изучить последовательность образования карбонатитов массива на основе
полевых, а затем петрографических наблюдений,
- изучить U-Pb и Rb-Sr изотопные системы в минералах и валовых пробах пород
массива.
выявить и исследовать минералы Zr, Nb, REE, Ва и Sr, которые определяют металлогеническую специфику карбонатитов,
провести анализ условий формирования минералов и выявить направленность эволюции минеральных ассоциаций в карбонатитах
Научная новизна и практическая значимость работы.
1) Впервые для массива Салланлатва определен его абсолютный возраст U-Pb и Rb-Sr
методом.
На основе детальных геолого-петрографических наблюдений различных типов карбонатитов массива уточнена последовательность их образования, она отличается от предложенной ранее (Субботина, Субботин, 1990). В частности определена позиция магнезит-содержащих карбонатитов.
В результате детального минералогического исследования карбонатитов были подробно изучены главные породообразующие карбонаты, минералы-концентраторы ниобия и редких земель, стронция и бария. Установлено 7 минеральных видов, ранее не известных в Салланлатве. Выявлен ряд минералов, богатых натрием (во включениях в первичных минералах кальцитовых карбонатитов - луешите и магнетите). Выявлены основные черты эволюции минералообразования в карбонатитах Салланлатвы. Существенно расширены представления о минералогии карбонатитов Салланлатвинского массива.
Защищаемые положения.
Изотопный возраст массива Салланлатва, определенный нами по Rb-Sr и U-Pb системам, соответствует 370 млн. лет, что отвечает позднему девону и свидетельствует о принадлежности массива к палеозойской Кольской щелочной провинции
Характер геологических взаимоотношений, минеральный и петрохимический состав карбонатитов позволил выделить 6 типов (от древних к молодым): кальцитовые, доломитовые, анкеритовые, магнезит-доломитовые, сидерит-анкеритовые и сидеритовые карбонатиты. Установленная эволюция карбонатитообразующей системы
фиксировалась закономерньм изменением химического состава породообразующих карбонатов: в кальците уменьшается содержание Sr, повышается содержание Мп; в минералах ряда доломит-анкерит и магнезит-сидерит возрастает железистость.
3. Ранние кальцитовые карбонатиты массива Салланлатва существенно отличаются от поздних более низким содержанием фтора (F<1 мас.%) и высоким Na/Ca отношением в среде минералообразования. Это определило и разную редкометальную специализацию карбонатитов: цирконий-ниобиевую в ранних и барий-стронций-редкоземельную в поздних.
Фактический материал и методика исследований.
Фактический материал был собран автором во время трех полевых сезонов 1997 - 1999 годов. Отобранный материал представляет собой образцы керна скважин, пробуренных при проведении поисково-оценочных и разведочных работ Мурманской ГРЭ на ниобиевые и баритовые руды на массиве Салланлатва. В ходе работ отобран материал из 10 скважин. Образцы керна скважин были отобраны с разных интервалов на глубине от первых десятков метров до 500 м. Часть образцов карбонатитов были любезно предоставлены нам В.В. Субботиным (Геологический институт КНЦ РАН) из его личной коллекции.
В ходе исследования минеральных ассоциаций было изучено 100 образцов. Изучение взаимоотношений минералов и исследование химического состава проведено на материале более чем 50 специально приготовленных полированных препаратов из карбонатитов Салланлатвы.
Состав и свойства минералов изучались как традиционными оптическими методами, так и при помощи современных локальных методов.
Для первичной диагностики простых породообразующих карбонатов в полевых условиях применялось диагностическое окрашивание штуфов комплексным реактивом по методике Л.Е. Штеренберга, (Штеренберг, 1972).
Диагностика минералов производилась методами рентгеноструктурного анализа на приборе ДРОН-2, оптическими, электронно-микроскопическими, а также методом микрорамановской спектроскопии.
При изучении морфологии минералов использовался растровый электронный микроскоп S-430 Hitachi (Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты) и низковакуумный сканирующий электронный микроскоп ISI АВТ- 55 (Музей Естественной Истории, Лондон).
Химические анализы состава минералов выполнены энерго-дисперсионным методом на электронном микроскопе Hitachi 570, оснащенным аналитической системой LINK ISIS (университет Лейкхед, Канада), Camscan DV, снабженный спектрометром LINK 10000 (АО «Механобр-Аналит», Санкт-Петербург), и методом волновой дисперсии на микроанализаторе Сатеса SX-50 (Музей Естественной Истории, Лондон) и Сатеса SX-46 (Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты).
Возраст определялся U-Pb методом лазерной абляции в сочетании с индуктивно-связанной плазмой (LA ICP MS) на квадрупольном масспектрометре (PlasmaQuad 3, Thermo Elemental, UK) в комплексе с системой лазерной абляции (New Wave Research, USA). Используемый диаметр пучка = 213 нм. Исследования проводились в Музее Естественной истории в Лондоне.
Определение возраста Rb-Sr методом выполнялось на масс-спектрометре VG 54 MicroMass в институте минералогии г. Мюнстер, Германия.
Апробация работы. Материалы диссертации обсуждались на X Всероссийской конференции, посвященной памяти К.О. Кратца «Геология и полезные ископаемые Северо-Запада и Центра России» (Апатиты, КНЦ РАН, 1999), на Всероссийском научном совещании «Карбонатиты Кольской щелочной провинции - 100 лет исследований» (Санкт-Петербург, 1999), на V международной конференции SGA «Mineral Deposits: Processes to Processing», (Лондон, 1999), на XIX семинаре «Геохимия магматических пород» (Москва, 2000), на международной конференции "Carbonatites 2000" (Сент-Этьен, Франция, 2000), на на XI Всероссийской конференции, посвященной памяти К.О. Кратца «Геология и геоэкология Фенноскандии, Северо-запада и Центра России» (Петрозаводск: КНЦ РАН, 2000), на XI Европейской конференции «European Union of Geosciences EUG XI» (Страсбург, 2001), на международной конференции «Минералогические музеи» (Санкт-Петербург, 2000, 2002), на международном симпозиуме Международной Минералогической Ассоциации IMA 2002 (Эдинбург, 2002), на международном рабочем совещании «Carbonatites 2003" (Канарские острова, 2003). Находится в печати глава в книге «Phoscorites and Carbonatites from Mantle to Mine: the Key Example of the Kola Alkaline Province» под редакцией F.Wall & A.N. Zaitsev в издательстве The Mineralogical Society Series, London. По теме проведенных исследований опубликовано 11 печатных работ.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из б глав, введения и заключения. Работа имеет общий объем 221 страница, в том числе 99 рисунков, 34 таблицы. Список литературы включает 181 наименование.
Благодарности.
Автор выражает искреннюю признательность своему научному руководителю, к.г.-м.н. А.Н. Зайцеву за постановку интересной темы, за внимание и помощь в проведении исследований, советы и дискуссии при подготовке диссертации. Автор выражает особую благодарность научному руководителю к.г.-м.н. Н.И. Красновой за обсуждение результатов, консультации и советы по написанию работы. За помощь в проведении полевых работ и сбору коллекции по массиву и консультации автор благодарит д. г.-м. н. А.В. Волошина и к.г.-м.н. В.В. Субботина.
Автор хотел бы поблагодарить всех, кто помогал в проведении аналитических работ. Выполнение данной работы было бы невозможньм без тесного сотрудничества с Я.А. Пахомовским, В.Н. Яковенчуком, В.В. Субботиным (ГИ КНЦ РАН), А.Р. Шахмурадяном (университет Манитоба, Канада), Н.В. Чукановым (ИХФЧ РАН), Ю.Л. Крецером («Механобр-Аналит»), А.Р. Нестеровым (СПбГУ), В.Ф. СапегоЙ, А.В. Антоновым (ВСЕГЕИ), Ч.Т. Вилиамсом, Ф. Уолл, Дж. Спратом, Т. Гринвудом, Т. Джефрис, К. Джонсом (Музей естественной истории, Лондон), М. Смитом (университет г. Брайтона, Англия), У. Краммом, С. Синдерном и Т. Кернером, Ю. Якуби (университет г. Аахен, Германия), Ж. Мутом (Горная школа г. Ст.Этьен, Франция).
Автор признателен за ценные замечания и помощь в обработке данных и оформлении работы А.Г. Булаху, А.А. Золотареву, С.Н. Бритвину, А.И. Брусницыну, Е.В. Стариковой, А.А. Антонову, Замираловой Е.А. (СПбГУ), Д.И. Матукову, С.Л. Преснякову, Р.Ш. Крымскому, Е.В. Толмачевой, Е.Н. Лепехиной, Н.В. Родионову (ВСЕГЕИ), Ю.Д. Пушкареву, Б.В. Беляцкому (ИГГД РАН).
Особую благодарность хочется выразить всем сотрудникам кафедры минералогии геологического факультета СПбГУ за ценные консультации и помощь при написании работы.
Работа выполнена на кафедре минералогии геологического факультета СПбГУ при финанасовой поддержке грантов INTAS ( проекты YS-0194 и 97-0722), American Society of Economic Geology - 2002, РФФИ 98-05-65644 и программы «Соросовские аспиранты» - 2000, 2001, 2002.
Строение и последовательность образования пород массива
На территории Салланлатвинского массива имеется лишь несколько естественных выходов горных пород. Представления о его геологическом строении основаны на результатах документации горных выработок (канавы, шурфы) и керна буровых скважин (до глубины 500 м); контакт массива с вмещающими породами вскрыт только в одной точке и контуры его установлены по геофизическим данным.
Основные сведения о строении массива и характеристика слагающих его пород приведены в работах Б.И. Сербы (1962) и А.А. Кухаренко с соавторами (1965), а также в отчетах геолого-разведочных партий.
Массив располагается в толще протерозойских метадиабазов, которые в непосредственном контакте со щелочными породами превращены в фениты. Массив Салланлатва представляет собой концентрически-зональную многофазную интрузию центрального типа площадью около 4.2 км2. Породы, слагающие массив, представлены фоидолитами (мельтейгиты, ийолиты и уртиты), занимающими около 83% площади, и разнообразными карбонатитами. По представлениям А.А. Кухаренко с соавторами (1965) Салланлатва относится к наименее глубинным массивам с глубиной формирования 1-2 км. В строении массива выделяется три зоны (1) периферическая, сложенная мельтейгитами, (2) внутренняя, сложенная ийолитами и уртитами и (3) центральная - карбонатитовая (рис. 2.1).
Мельтейгиты являются первыми по времени образования породами и слагают прерывистое дугообразное тело шириной от 100-150 м на юго-востоке и северо-западе до 800 м в его западной части. Мельтейгиты представляют собой тонкозернистые породы с флюидально-полосчатой текстурой. Простирание полосчатости параллельно контурам интрузии, а ее падение направлено к центру массива под углами 60-70. Полосчатость обусловлена линзовидным распределением эгирин-диопсида (60-70%) и нефелина (20-30%), являющихся главными минералами мельтейгитов. Второстепенные минералы представлены титаномагнетитом (7-8%), титанитом и апатитом, а также наблюдаются отдельные зерна перовскита. Минеральный состав мельтейгитов довольно постоянен, но в отдельных участках приконтактовой западной зоны встречаются меланократовые разновидности, по составу приближающиеся к щелочным пироксенитам, отдельные реликтовые блоки которых отмечались среди карбонатитов в центральной части массива.
Местами наблюдается чередование прерывистых полос мельтейгитов с лейкократовыми породами, более богатыми нефелином. По направлению к центру массива наблюдаются увеличение количества лейкократовых прослоев, и мельтейгиты постепенно сменяются ийолитами.
Ийолиты - следующие по времени образования породы, расположены во внутренней части массива и образуют мощное, до 1 км в поперечнике, полнокольцевое тело. Порода характеризуются среднезернистым, массивным сложением, иногда наблюдается полосчатость, обусловленная чередованием меланократовых и лейкократовых слоев. Структура ийолита порфировидная. Местами, в мелкозернистых разновидностях встречаются участки грубозернистого сложения. В них порода имеет пойкилитовую структуру, где призматические кристаллы пироксена включены в таблитчатые выделения нефелина. Ийолиты сложены эгирин-диопсидом и нефелином, присутствующими приблизительно в равных количествах. Подчиненное значение имеют апатит, титаномагнетит, титанит, меланит, как акцессорный минерал встречается перовскит. Минеральный состав их качественно не отличается от состава мельтейгитов.
Уртиты являются наименее распространенными среди щелочных пород массива. Они встречаются во внутренней зоне ийолитов и образуют гнездообразные и жилоподобные тела размером от нескольких сантиметров до десятков метров. По направлению к центру массива количество уртитовых тел возрастает и в его западной части выделяется зона, шириной 100-200 м, где уртиты являются преобладающим типом пород. Уртиты это средне-, крупнозернистые породы с гипидиоморфнозернистой структурой. Главным минералом породы является нефелин (85-90%), в подчиненном количестве присутствует эгирин-диопсид (2-20%), акцессорные минералы представлены апатитом, титаномагнетитом, титанитом, шорломитом, кальцитом, канкринитом, вермикулитом, пиритом, натролитом. Нефелин, как правило, шпреуштейнизирован и замещен натролитом и канкринитом.
Ийолит-пегматиты образуют секущие и согласные с полосчатостью в ийолитах жилы мощностью 0.5-2 м, прослеженные по простиранию на расстояние до 200 м. Простирание жил большей частью субмеридиональное или северо-западное (320-330), падение на запад или к центру массива с углом 40-30 (Кириллов, 1968). Наибольшим распространением ийолит-пегматиты пользуются во внутренней зоне ийолитов, главным образом, к западу от карбонатитового поля, но отдельные маломощные жилы наблюдались и в периферической зоне массива. Порода характеризуются пегматоидным сложением, где хорошо образованные кристаллы нефелина, достигающие 1-2 см в поперечнике, располагаются среди ксеноморфных выделений шорломита и мелкозернистого эгирин-диопсида. Структура ийолит-пегматитов гипидиоморфнозернистая с отчетливо выраженным идиоморфизмом нефелина. Порода по своему минеральному составу близка к ийолиту. Она сложена нефелином (до 40%), эгирин-диопсидом (до 30%), с подчиненным количеством шорломита и апатита, как второстепенные минералы присутствуют титанит и титаном агнетит.
Среди постмагматических образований наиболее ранними являются слюдитовые породы, в состав которых (в зоне доступной для изучения) входят вермикулит, гидробиотит и гидратированный железистый флогопит. Эти образования встречаются в щелочных породах в виде отдельных гнезд и жил, создающих в совокупности отдельные зоны ослюденения в уртитах и ийолитах шириною иногда 10-15 м. Зоны ослюденения и жилки слюды имеют 2 преимущественных направления:1) субмеридиональное (15-25) с падением к центру массива под углом 55-702) северо-западное (295-320) с вертикальным падением.
Кроме того, редко отмечалось субширотное простирание слюдитовых жил. Обычно скопления вермикулита сопровождают карбонатитовые жилы.В щелочных породах иногда встречались единичные жилки вермикулит-магнетитового состава, состоящие на 50-80% из магнетита и ориентированные, как правило, в северо-западном направлении (около 300) с падением к центру массива от 5 до 90 (Кириллов, 1968).
Образование апатитовых жил и зон апатитизации в ийолитах непосредственно предшествует возникновению карбонатитов, но на Салланлатвинском массиве, в отличие от Ковдорского и Вуориярвинского, процесс этот получил лишь локальное развитие.
Петрографическая характеристика карбонатитов
Кальцитовые карбонатиты, являясь самым распространенным типом пород, одновременно характеризуются значительным разнообразием текстур, структур и минерального состава.
Текстуры карбонатитов - массивные, микроскладчатые (рис.2.5), пятнистые и полосчатые. Две последние обусловлены неравномерным распределением темноцветных и акцессорных минералов. Широко распространены брекчиевидные текстуры, где в качестве цемента выступает хлорит. Полосчатые карбонатиты часто содержат округлые ксенолиты вмещающих ийолитов (рис.2.4), которые в некоторых образцах почти нацело превращены в мелкозернистую слюдистую породу. Ксенолиты в карбонатитах имеют резкие и четкие контакты, нередко вокруг ксенолитов наблюдается слюдяная оторочка.
Структура карбонатитов обычно массивная мелко- и среднезернистая, единичные тела карбонатитов характеризуются крупнозернистой структурой до пегматоидной. Размер зерен минералов варьирует в широких пределах - от 0.1 мм до 10 мм.
Вариации минерального состава кальцитовых карбонатитов, как количественно, так и качественно, весьма широки: от меланократовых пород, обогащенных слюдой, Петрографические наблюдения позволяют выделить 2 типа кальцитовых карбонатитов по текстурно-структурным особенностям и минеральному составу. К первому типу относятся крупнозернистые лейкократовые карбонатиты (С1а), которые встречаются редко (Кириллов, 1968) и представляют собой типичный севит (Ле Метр и др., 1997). По своему внешнему виду и минеральному составу он может быть сопоставлен с ранними кальцитовыми карбонатитами из массивов Ковдор, Вуориярви или Турий мыс. Все другие разновидности кальцитовых карбонатитов Салланлатвинского массива сильно отличаются по текстурно-структурным особенностям и минеральному составу от карбонатитов из других массивов Кольского полуострова.
Крупнозернистые лейкократовые карбонатиты (С1а) - эта разновидность в нашей коллекции представлена единственной жилой мощностью около 0.5 м, но также отмечалась в описаниях А.С. Кириллова (Кириллов, 1968). Здесь кальцит образует крупные ромбоэдрические кристаллы, размером до 3-7 мм. По объему кальцит слагает около 85%. Углы сочленения зерен близки к 120. В шлифах минерал характеризуется яркими перламутровыми окрасками, «нормальным» угасанием (в отличие от кальцита из всех остальных разновидностей карбонатитов в Салланлатве), и большим количеством полисинтетических двойников. Не замечено никаких следов замещения или рекристаллизации кальцита. Все эти признаки типичны для ранних карбонатитов (Капустин, 1971).
Второстепенные минералы представлены флогопитом, гидроксилапатитом, магнетитом, реже пиритом и образуют вкрапленники в породе. Флогопит присутствует в виде «бочонкообразных» кристаллов коричнево-бурого цвета размером до 5 мм. Гидроксилапатит образует идиоморфные призматические кристаллы зеленоватого цвета, размером до 1 мм. По удлинению кристаллов наблюдаются многочисленные газово-жидкие включения. Обычно такие зерна гидроксилапатита группируются в гнезда. Магнетит образует ксеноформные выделения, размером до 5 мм.
Возрастные взаимоотношения между карбонатитами С1а и Сів по полевым наблюдениям установить не удалось, но принимая во внимание тот факт, что тип О а не затронут никакими поздними изменениями, мы предполагаем. Что он образовался самым ранним среди карбонатитов Салланлатвы.
Второй главный тип кальцитовых карбонатитов (Сів) представляет собой мелко-, среднезернистую породу массивной, полосчатой или такситовой структуры. Кальцит в карбонатитах Сів образует неправильные зерна 0.01-0.5 мм и при рассмотрении под оптическим и электронным микроскопом обычно наблюдается их рекристаллизация. В шлифах зерна кальцита характеризуются волнистым погасанием и необычными для карбонатов грязно-серыми цветами интерференции.
В качестве второстепенных минералов здесь встречаются флогопит, магнетит, пирит. Широким распространением пользуются поздний мелкозернистый доломит, карбонат-гидроксилапатит и хлорит, которые образуют прожилки и гнезда в кальцитовом карбонатите. Акцессорные минералы представлены луешитом, пирохлором, уранпирохлором, анкилитом-(Се) и анкилитом-(Ьа), стронцианитом, баритом, реже цирконом и бадделеитом.
На основе текстурно-структурных особенностей, минерального состава и наблюдаемых пересечений кальцитовых карбонатитов друг другом нами выделяется, по крайней мере, 4 разновидности данного (Сів) типа карбонатитов:
Лейкократовые полосчатые карбонатиты(С1в-1) - широко распространенная разновидность карбонатитов. Породы располагаются во внешней и внутренней части тела кальцитовых карбонатитов и как бы окаймляют меланократовые «редкометальные» карбонатиты. Этот тип карбонатитов (С1в-1) секут все остальные разновидности кальцитовых карбонатитов, кроме С 1а. По внешнему виду это среднезернистые тонкополосчатые породы светло-серо-зеленого цвета, рассекаемые многочисленными тонкими хлоритовыми прожилками, что и обусловливает полосчатость (рис.2.6).
Главным минералом является кальцит, в отдельных образцах его содержание достигает 90% объема породы. Хлорит - второй по распространенности минерал, и содержится в количестве до 30%. Характерный второстепенный минерал - флогопит, представленный мелкими чешуйчатыми выделениями. Магнетит здесь редок и встречается эпизодически. Акцессорные минералы - анкилит-(Се), стронцианит, барит и карбонат-гидроксилапатит образуют тонкие прожилки мощностью 1-3 мм. В отдельных образцах наблюдаются полости растворения (диаметром до 5 см), которые заполнены мелкими розовыми (0.5-1 мм) кристаллами бариевого цеолита - эдингтонита, который ассоциирует с белым мелкозернистым кальцитом, зеленым скрытокристаллическим хлоритом и
Распределение редких элементов в карбонатитах Салланлатвы
В отличие от халютинских карбонатитов, среди которых распространены лишь кальцитовые разновидности с разньм содержанием силикатов, в массиве Салланлатва большую роль играют также карбонатиты, богатые магнием и железом, то есть, сложенные доломитом, анкеритом, сидеритом, или смесью разных карбонатов.
Важная геохимическая специфика поздних карбонатитов Салланлатвы и Халютинского месторождения, а именно, высокая концентрация S, Ва и Sr, отчетливо видна в табл. 3.2 и 3.3: эти элементы часто находятся уже в 4-5 ранге, причем, халютинские карбонатиты обычно богаче S и Ва, тогда как концентрация Sr в тех и других карбонатитах сходна, и этот элемент обычно занимает 6-10 позиции в R. По данным более 200 химических анализов для карбонатитов из разных массивов Кольского п-ова и других регионов, S и Ва обычно располагаются не ближе 11-ой позиции, а содержание Sr более сопоставимо с таковым для салланлатвинских и халютинских карбонатитов, и лишь для некоторых из них оно на порядок выше. Это отражено также на рис. 3.3, где показаны концентрации Ва и Sr (в ат. %) в карбонатитах из Салланлатвы, Ковдора, Вуориярви и Турьего мыса (всего 100 анализов, выполненных в лаборатории Сент-Этьен). Номера образцов соответствуют номерам в таблице 3.2. Эта специфика химического состава поздних салланлатвинских карбонатитов позволяет отнести их к бариевому карбонатно-сульфатному геохимическому типу.
А.Г. Дорошкевич (2002) предложила выделить сульфатный тип карбонатитов, к которому можно отнести также и карбонатиты Салланлатвы, наряду с породами изученного ею Халютинского месторождения и известными по литературным данным карбонатитами в массивах Мушугай-Худук, Баян-Хошуу, Монголия , Баян-Обо, Китай (Онтоев, 1984), Малави, Ю. Африка (Гарсон, 1969; Woolley, 2001), Маунтин-Пасс, Калифорния (Гиттинс, 1969).
Следует отметить, что по содержанию фосфора салланлатвинские и халютинские карбонатиты значительно беднее, чем большая часть типичных кальцитовых и доломитовых карбонатитов Кольской провинции (рис. 3.4). 3.2. Распределение редких элементов в карбонатитах Салланлатвы.
Карбонатиты Салланлатвы обогащены многими редкими элементами - (табл. 3.1) -ниобием - до 2550 г/т, торием - до 362 г/т, иттрием - до 125 г/т. Поздние типы карбонатитов обогащены цинком (это связано с присутствием акцессорного сфалерита) исвинцом (это связано с присутствием акцессорного галенита) до 2507 и 2222 г/т соответственно. В целом, распределение редких элементов в карбонатитах Салланлатвы похоже на распределение редких элементов в других карбонатитовых комплексах (Nelson et al, 1988). Спайдер-диаграммы (рис.3.5) показывают типичную карбонатитовую модель распределения элементов, в которой некоторые элементы характеризуются положительными, а другие отрицательными аномалиями. Все карбонатиты Салланлатвы демонстрируют резко отрицательные аномалии в содержании К, Р (исключая сидеритовые карбонатиты), а также Zr-Hf и Ті.
Такие элементы как Nb, Та, U и Th характеризуются различной степенью обогащения в зависимости от присутствия акцессорного луешита и минералов группы пирохлора. Содержания редкоземельных элементов в карбонатитах варьирует от 124 до 4887 г/т, исключение составляет один образец "редкоземельный" кальцитовый карбонатит (С1в-4), где содержания REE достигает 34100 г/т (табл. 3.1). Сидеритовые карбонатиты характеризуются самыми низкими содержаниями REE - 124-596 г/т, тогда как в кальцитовых, доломит-анкеритовых и магнезит-содержащих карбонатитах эти значения всегда больше 510 г/т.
Содержания редкоземельных элементов, нормализованные к хондритовому метеориту, нанесенные на диаграмму (рис. 3.6) четко разделяются на две группы. Первая группа включает кальцитовые, доломит-анкеритовые и магнезитовые карбонатиты, которые демонстрируют "типично карбонатитовое" обогащение легкими редкоземельными элементами (Hornig-Kjarsgaard, 1998) с La/Ndcn отношением 2.5 - 5.2 и La/Ybcn отношением 96-936. Некоторые карбонатиты обнаруживают отрицательную европиевую аномалию (Eu/Eu )cn = 0.69 -1.01.
Сидеритовые карбонатиты редкоземельных элементов менее обогащены редкими землями (La/Ybcn= 7.2 - 38.9), а их распределение характеризуется довольно пологой кривой на участке от La до Ей (легкие и средние редкие земли) с La/Ndcn отношением = 0.7 - 1.8 и плавным наклоном между Ей и Lu. Небольшие отрицательная и положительная Ей аномалии отмечаются в сидеритовьгх карбонатитах с отношением (Eu/Eu )cn = 0.96 и 1.15— 1.20 соответственно.
Оксиды и гидроксиды Fe, Ті
Сквозной минерал в карбонатитах Салланлатвы. В кальцитовых карбонатитах его содержание наибольшее, в отдельных случаях оно достигает 15-20 объемн.%, как, например, в «рудных» кальцитовых карбонатитах (С1в-2). В остальных разновидностях карбонатитов количество магнетита весьма непостоянно.
В кальцитовых карбонатитах ранний магнетит образует крупные октаэдрические кристаллы от 1 до 7 мм.
В магнетите из «рудных» кальцитовых карбонатитов (С1в-2) наблюдается ильменит в виде продуктов распада твердого раствора (рис.5.13). Неоднородное внутреннее строение зерен магнетита из этих карбонатитов с пластинчатыми выделениями ильменита ранее установлено Ю.М. Кирнарским, Б.В. Афанасьевым и П.Л. Кацеблиным (1982). В доломитовых карбонатитах эти авторы отмечают гомогенное внутреннее строение зерен магнетита без структур распада, что подтверждается нашими наблюдениями.
Такие структуры распада типичны для магнетита редкометальных фоскоритов и отчасти кальцитовых карбонатитов других массивов КЩП (Римская-Корсакова, 1950; Капустин, Денисова, 1985; Копылова и др., 1985; Краснова, Балмасов, 1987). Структуры распада ильменита в магнетите могут быть использованы в качестве геотермометра, так как известно, что твердые растворы Fei-шпинелидов устойчивы при температурах выше 500-600С, а при охлаждении они распадаются на 2 фазы (Рамдор, 1962; Минералы, 1967; Ghiorso, Sack, 1991). Следовательно, можно говорить об образовании данного типа кальцитовых карбонатитов при температуре выше 500-600С. Во всех остальных карбонатитах Салланлатвы магнетит не содержит ильменитовых пластинчатых включений, а ильменит образует самостоятельные выделения. Этот факт наряду с обеднением магнетита титаном свидетельствуют о более низких температурах формирования поздних карбонатитов Салланлатвы.
В магнетите были обнаружены также включения кальцита и флогопита. Очень часто в магнетите из кальцитовых карбонатитов наблюдаются вростки уранпирохлора, кроме того, были обнаружены включения натрово-кальциевых карбонатов - эйтелита, шортита, норсетита, бурбанкита, бариевого карбоната -норсетита и натриевого карбонато-фосфата - бредлеита. Вдоль трещинок в магнетите развивается поздний стронциопирохлор и поздняя ассоциация минералов: анкилит, стронцианит.
При изучении химического состава магнетита выяснилось, что он относительно беден элементами примесями (Mg, А1, Ті) по сравнению с типичным магнетитом из карбонатитов (Капустин, 1971; Быкова, Ильинский, 1978). Содержания MgO варьирует от 0.0 до 0.25 мас.%, А120з - от 0.00 до 0.30 мас.% (табл. 5.7), причем следует отметить постоянное отсутствие включений шпинели в магнетитах Салланлатвы. Концентрация титана в магнетите из кальцитовых карбонатитов Салланлатвы сходна с таковой в минерале из других карбонатитов Кольской щелочной провинции, и варьирует от 0.30 до 1.33 мас.% ТіОг. В магнетите из всех остальных разновидностей карбонатитов Салланлатвы содержание ТіОг ниже и находится в пределах от 0.06 до 0.50 мас.% ТіОг.
Ильменит является сквозным минералом во всех типах карбонатитов Салланлатвы. Три разновидности были выделены нами в процессе его изучения.
В ранних кальцитовых карбонатитах (С 1а) ильменит встречен в виде неориентированных включений в магнетите (рис.5.146) или срастаний с ним (рис.5.14а) - ильменит-1. Вероятно, этот ильменит образовался раньше магнетита, почти одновременно с ранней разновидностью пирохлора - бариевого уранпирохлора и уранового бариопирохлора, которые также встречаются в виде включений в магнетите. Илъменит-2 образует закономерно ориентированные тонкопластинчатые выделения - продукты распада твердого раствора в магнетите (рис. 5.13). Толщина пластинок не превышает 1-2 щп.
Во всех остальных разновидностях карбонатитов ильменит встречается в виде мелких игольчатых кристаллов или их агрегатов (рис.5.15), располагающихся в карбонатной матрице - илъменит-3. Размер кристаллов варьирует от 10 до діл. Часто ильменит-3 содержит мелкие включения пирохлора, размером около 5 дні (рис.5.15).
Наблюдения в обратно-рассеянных электронах выявили однородное внутреннее строение ильменита-1 и -2 и неоднородную структуру ильменита-3. По химическому составу эти разновидности также различаются. Ильменит-1 из кальцитовых карбонатитов обогащен марганцем (до 4.28 мас.% МпО) и содержит небольшую примесь ниобия (до 1.76 мас.% ND2O5) -табл.5.8, ан.З, 6. Ильменит-3 характеризуется широкими вариациями содержания ниобия - от 0.2 до 8.5 мас.% № 205. Повышенные концентрации ND2O5 по сравнению с известными составами минерала из карбонатитов и щелочно-ульраосновных пород ранее также отмечались рядом авторов (Gaspar, Wyllie, 1983, 1984, Lapin, 1979, Garanin et al.3 1980). Кроме того, ильменит из Салланлатвы характеризуется весьма низкими содержаниями MgO (табл.5.8).
Игольчатые кристаллы ильменита-3 из сидеритовых карбонатитов, в отличие от минерала из доломитовых и магнезит-доломитовых карбонатитов, имеют однородное внутреннее строение. Этот ильменит-3 также характеризуется высоким содержанием ниобия - до 5.7 мас.% ND2O5 и относительно низким содержанием марганца от 0.7 до 0.9 мас.% МпО (табл.5.8, ан. 3,10). 5.2.3. Гетит Fe3+0(OH) - широко распространенный минерал в поздних карбонатитах Салланлатвы. Заполняет карманы-пустоты в породе, где он ассоциирует с анкилитом, стронцианитом, баритом, хлоритом, а также вместе с хлоритом заполняет секущие прожилки. Детально нами не изучался.
Особенностью карбонатитов Салланлатвинского массива является отсутствие в них таких групп силикатов как оливины, пироксены и амфиболы, минералов типичных для карбонатитовых массивов Кольского полуострова. Вместо них широким распространением пользуются минералы ряда флогопит-аннит и группы хлорита.5.3.1. Слюды ряда флогопит-аннит, KMg3(AlSi30io)(OH)2-KFe3(AlSi30io)(OH)2 Слюды этого ряда являются главными породообразующими минералами в кальцитовых и доломитовых карбонатитах Салланлатвы и второстепенными в магнезит-доломитовых и сидеритовых (табл.5.1).
Слюда образует отдельные таблитчатые выделения (размером 1-5 мм) с характерным псевдогексагональньм сечением. Они располагаются между зернами карбонатов или вьшолняют поздние секущие прожилки и гнезда, мощностью до нескольких сантиметров. На контакте щелочных пород и карбонатитов наблюдаются зоны ослюденения, мощностью до 30 см.
Нами выделено по крайней мере 4 генерации слюды в карбонатитах Салланлатвы: коричнево-бурый незональный флогопит - в ранних
