Содержание к диссертации
Введение
1. Проблема происхождения карбонатитов 11
1.1 Систематика, номенклатура, формационная принадлежность и вещественный состав карбонатитов 12
1.2 Современные петрологические модели карбонатитогенеза 20
1.3 Карбонатитовые магмы как продукты парциального плавления мантийных перидотитов 22
1.4 Карбонатитовые жидкости — дифференциаты карбонатизированных щелочных магм 37
2. Геология, вещественный состав и геодинамика карбонатитовых комплексов складчатых областей южной сибири и тянь-шаня 58
2.1 Метамагматические фенит-карбонатитовые комплексы 61
2.2 Пенченгинский комплекс Енисейского кряжа 61
2.3 Ортомагматические карбонатитсодержащие комплексы 80
2.4 Верхнепетропавловский комплекс Кузнецкого Алатау 80
2.5 Комплекс эдельвейс Горного Алтая 114
2.6 Харлинский комплекс Юго-Восточной Тувы 130
2.7Матчайский комплекс Южного Тянь-Шаня 141
3. Изотопная систематика и геохронология карбонатитовых комплексов складчатых областей 162
3.1 Методика исследований 163
3.2 Эволюция изотопного состава неодима и стронция и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих силикатных пород 164
3.4 Геохимия стабильных изотопов 179
3.5 Изотопный состав углерода и кислорода 179
3.6 Особенности изотопно-водородной системы в силикатных минералах карбонатитов 199
3.7 Изотопный состав серы 205
4. Петрогенезис карбонатитов в областях завершенной складчатости 208
4.1 Изотопно-геохимическая специфика и эволюция источников вещества карбонатитсодержащих комплексов в разновозрастных позднеколлизионных обстановках 208
4.2 Первичная мантийная природа и Nd-Sr-изотопная систематика карбонатитов и комагматичных щелочных пород 210
4.3 Роль и эффекты коровой контаминации и постмагматических преобразований в процессах карбонатитогенеза 220
4.4 Генетические типы и физико-химические условия формирования карбонатитов в консолидированных складчатых областях 237
4.5 Ортомагматические карбонатитовые комплексы 238
4.6 Метамагматические карбонатитовые комплексы 256
Заключение 263
- Карбонатитовые магмы как продукты парциального плавления мантийных перидотитов
- Верхнепетропавловский комплекс Кузнецкого Алатау
- Эволюция изотопного состава неодима и стронция и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих силикатных пород
- Роль и эффекты коровой контаминации и постмагматических преобразований в процессах карбонатитогенеза
Введение к работе
Постоянный интерес петрологов к карбонатитам обусловлен не только специфической рудоносностью, нередко достигающей промышленных масштабов, но и уникальностью этих горных пород в генетическом отношении. При этом, несмотря на длительную историю изучения карбонатитов, вопросы, касающиеся природы, механизма и физико-химических параметров их образования, остаются предметом острой дискуссии.
За последние два десятилетия, во многом благодаря развитию изотопной геохимии, накоплены многочисленные данные, свидетельствующие о первично-мантийной природе источников вещества, гетерогенности, широком возрастном диапазоне и полиформационном характере карбонатитов (Самойлов, 1984; Орлова, 1985; Carbonatites: ..., 1989; Егоров, 1990; Соколов, 1993; Бородин, 1966, 1994; Bell et al., 1998; Harmer, Gittins, 1998). При этом на основании особенностей изотопного состава Sr, Nd, Pb утверждается, что для формировании большинства карбонатитов характерно различное по масштабам смешение материала мантийных компонентов типа ЕМ I и HIMU. Наиболее широко распространены комплексы щелочных ультраосновных пород и карбонатитов, возникающих в процессе рифтинга платформенных областей. В соответствии с современными экспериментальными данными предполагается возможность не только генерации первичной магнезиокарбонатитовой магмы в результате частичного плавления мантийного перидотита, но также образование остаточных карбонатитовых жидкостей и кумулатов в результате кристаллизационного фракционирования или ликвации глубинных карбонатизированных щелочных силикатных магм на коревых уровнях (Wyllie, Huang, 1975; Eggler, 1978; Freestone, Hamilton, 1980; Kjarsgaard, Hamilton, 1988; Wallace, Green, 1988; Carbonatites: ..., 1989; Thibault et al„ 1992; Dalton, Wood, 1993; Рябчиков и др., 1989, 1993; Sweeney, 1994; Kjarsgaard et al., 1995; Harmer, Gittins, 1997; Moore, Wood, 1998; Kjarsgaard, 1998; Dalton, Presnall, 1998; Wyllie, Lee, 1998; Lee, Wyllie, 1997а,б, 1998a,6,2000 и др.). По-видимому, сочетанием этих факторов в различной степени может контролироваться карбонатитообразование в процессе становления магматических щелочных комплексов различной формационной принадлежности.
Актуальность исследований
В отличие от платформенных карбонатитовых комплексов, проявление карбонатитов в консолидированных складчатых областях (КСО) носит более эпизодический характер. Вместе с тем, являясь индикаторами рифтогеиного режима и темпов наращивания континентальной коры, подобные образования складчатых зон требуют надежной возрастной и генетической интерпретации. По сравнению с платформами их идентификация осложняется большей вариативностью формационных типов, отсутствием периодичности проявления карбонатитсодер-жащих породных парагенезов, а также более значительным участием корового вещества в петрогенетических процессах. Установление первичной природы, закономерностей изменения вещественного состава и хронологической последовательности формирования карбонатитовых комплексов в складчатых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня позволяет расширить существующие представления о геодинамических обстановках, механизме и физико-химических параметрах карбонатитообразования, уточнить временные рубежи основных эпох континентального рифтогенеза и аккреции земной коры, характер и направленность химической эволюции и плюмовой активности мантии под разновозрастными литосферными блоками, а также оценить перспективы рудоносности кар-бонатитов подобного класса.
Цели и задачи исследований
В связи с недостаточной изученностью и отсутствием систематизированной информации по составу и происхождению карбонатитовых комплексов орогенов основная цель исследований состояла в разработке принципиальных петрологических моделей мантийно-корового карбонатитообразования, происходившего в обстановке специфического позднеколлизионного "рассеянного" рифтинга разновозрастных складчатых структур Енисейского кряжа, Алтае-Саянской складчатой области (АССО) и Южного Тянь-Шаня. Для решения поставленной проблемы было необходимо комплексное выполнение следующих задач:
• уточнение геолого-тектонической позиции карбонатитовых комплексов в структуре складчато-глыбовых поясов;
• формационная типизация карбонатитсодержащих породных парагенезов на основе анализа их вещественного состава и рудоносности;
• изотопное датирование карбонатитовых комплексов с их последующей возрастной корреляцией с основными эпохами тектоно-магматической активизации складчатых областей;
• установление природы и закономерностей эволюции источников вещества карбонатитов; • сравнительный анализ общих закономерностей карбонатитового магматизма складчатых областей на примере Северной Азии.
Фактический материал и методы исследований
В основу диссертационной работы положены результаты исследований, проводившихся автором в течение 1979-2001 г.г. на территории Северной Азии в составе научных групп Томского госуниверситета и ИГЕМ РАН (г. Москва), включая работы в рамках федеральных программ: "Интеграция", "Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов для Госгеол-карты-1000", "Изучение карбонатитов юга Сибири".
Автором изучено 5 карбонатитовых комплексов, расположенных в пределах складчатых сооружений АССО (Кузнецкий Алатау, Горный Алтай, Юго-Восточная Тува), Енисейского кряжа и Южного Тянь-Шаня. Для сравнительного анализа привлечены литературные данные по другим карбонатитовым комплексам складчатых областей Южной Сибири - Восточного Саяна, Южной Монголии , Западного Забайкалья. Материал для прецизионных аналитических исследований отбирался по схеме, предусматривающей петрографическое изучение (-2000 прозрачных шлифов и аншлифов) и подготовку мономинеральных фракций (235 обр.). За время работы выполнено более 300 микрозондовых анализов минеральных фаз и микровключений в них, 228 определений химического состава пород методами РФА, ИНАА и ICP-MS, 212 измерений изотопного состава кислорода (132 ан.), углерода (54 ан.), водорода (16 ан.) и серы (10 ан.), 73 изотопных Rb-Sr (53 опр.) и Sm-Nd (20 опр.) анализа в породах и минералах, проведены термометрические исследования (107 опр.) методами гомогенизации, дек-репитации, газовой хроматографии и люминесценции. Аналитические результаты обрабатывались методами многомерного регрессионного анализа, математического программирования и факторного анализа.
Научная новизна
Диссертация представляет петрологическое исследование карбонатитовых комплексов, расположенных в складчато-глыбовых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня. На основании впервые полученных данных по изменчивости химизма породообразующих минералов, геохимии петрогенных и редких элементов, изотопному составу стронция, неодима, кислорода, углерода, водорода и серы установлены мантийно-коровая природа, магматическое (метамагматическое) происхождение и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих щелочных силикатных пород. Методом сравнительного анализа проведена формаци-онная типизация карбонатитовых комплексов орогенных поясов, выявлена их индикаторная роль в процессах континентального позднеколлизионного рифто-генеза, вызванного периодичностью плюмовой активности мантии под Северной Азией. Совокупность полученных научных результатов позволила разработать концептуальные петрологические модели карбонатитообразования в менее жестких по сравнению с платформами участках земной коры.
Основные защищаемые положения
1. Карбонатитовый магматизм в консолидированных складчатых областях Южной Сибири и Тянь-Шаня проявлялся неоднократно в широком возрастном диапазоне от позднего рифея-венда до позднего мезозоя включительно и имел полиформационный характер. По петрографическим и морфогенетическим признакам породных ассоциаций выделяются: (а) ортомагматические карбонатито-вые комплексы щелочно-основной и щелочно-ультраосновной формаций; (б) метамагматические линейные фенит-карбонатитовые комплексы, пространственно не связанные с щелочными изверженными породами.
2. Карбонатиты ортомагматических комплексов формируются в результате кристаллизационного фракционирования и последующего ликвационного расслоения карбонатизированных щелочных расплавов различной основности. Магнезиокарбонатиты линейных метамагматических комплексов представляют собой продукты кристаллизации субсолидусной щелочнодоломитовой магмы, образующейся при парциальном плавлении карбонатизированных мантийных перидотитов. Дегазация этого расплава в верхних горизонтах литосферы приводит к фенитизации вмещающих пород и обособлению гетерогенного флюида с метеорной компонентой, под воздействием которого происходят поздне- и постмагматические преобразования, маскирующие первично-магматическую природу карбонатитов.
3. Геодинамический режим формирования карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей, в отличие от платформенных сегмен тов земной коры с проявлением крупных рифтовых структур, соответствовал сложной обстановке активных континентальных окраин и определялся процес сами рассеянного рифтинга, происходившего на завершающих стадиях косой коллизии типа островная дуга-континент или микроконтинент-континент. Возникновение локальных магмопроницаемых зон растяжения (по типу структур pull-apart) обусловлено сдвиговыми деформациями в уже достаточно консолидированной окраинно-континентальной коре на фоне еще продолжающегося коллизионного сжатия. Пространственное совмещение островодужной и внут-риплитной геодинамических обстановок приводит к смешению вещества разноуровневых мантийных источников и конвергентное™ геохимических признаков интрузивных образований.
4. Магматические породы карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей имеют смешанную мантийно-коровую природу. Собственно мантийная компонента разновозрастных ассоциаций отличается степенью деплетированности магмогенерирующего субстрата. Максимальной истощенностью источников, сопоставимой с eNd-параметрами астеносферных и нижнемантийных резервуаров HIMU и PREMA или их комбинаций с материалом MORB-и ЕМ I-доменов, характеризуются древние позднедокембрийско-раннепалеозой-ские карбонатитовые комплексы в складчатом обрамлении Сибирского кратона. В составе мезозойских и более молодых карбонатитсодержащих ассоциаций, сформировавшихся на континентальной коре повышенной мощности, преобладает вещество обогащенной литосферной мантии типа ЕМ I.
5. Отсутствие сквозных тектонически ослабленных зон в условиях общего регионального сжатия и повышенной мощности земной коры существенно осложняет подъем магматических расплавов к поверхности и способствует их более широкомасштабной контаминации компонентами вмещающих пород на уровне подводящих каналов и промежуточных камер. Ее коровый характер особенно отчетливо проявляется в закономерных вариациях изотопного состава стронция, кислорода и углерода, которые свидетельствуют о селективном поступлении в магму вещества обогащенных стронцием захороненных рассолов, мобилизованных из осадочных пород благодаря тепловому воздействию интрузий.
Практическая значимость исследований
Полученные результаты позволяют уточнить временные рубежи основных эпох тектоно-магматической активизации, связанной с плюмовой активностью мантии под Северно-Азиатским сегментом литосферы, а также провести возрастную корреляцию и определить позицию изученных карбонатитовых комплексов в общей схеме магматизма региона. Установление природы карбонатитов КСО как полиформационных и гетерогенных образований повышает вероятность их обнаружения, в том числе и более низкотемпературных рудоносных фаций, в различных магматических комплексах повышенной щелочности. Выявленные особенности поведения редких элементов, стабильных и радиогенных изотопов дают возможность разработки геохимических критериев для оценки и уточнения геодинамических режимов формирования карбонатитовых комплексов, их потенциальной рудоносности и металлогении в зависимости от характера и масштабов мантийно-корового взаимодействия и постмагматических процессов.
Публикации и апробация работы
Результаты проведенных исследований опубликованы в 44 статьях и тезисах докладов, изложены в содержании трех тематических научных отчетов. Основные материалы и положения работы были представлены на международных конференциях ("Структура и эволюция минерального мира", Сыктывкар, 1997; "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород", Санкт-Петербург, 1998; "Структурный анализ в геологических исследованиях", Томск, 1999; "Новые идеи в науках о Земле", Москва, 1999; "Континентальный рост коры в фанерозое: на примере Центральной Азии", Новосибирск, 2001), 9, 11 и 12 ежегодных международных геохимических конференциях им. В.М. Гольдшмидта (Кембридж, Хот-Спрингс, США, 1999, 2001; Давос, Швейцария, 2002), 31 Международном геологическом конгрессе (Рио де Жанейро, Бразилия, 2000), Втором Всероссийском петрографическом совещании "Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы" (Сыктывкар, 2000), XIV, XVI и XIX семинарах по геохимии магматических пород (ГЕОХИ, Москва, 1988,1991,2000), XI, XII и XV симпозиумах по геохимии изотопов (Москва, 1986, 1989, 1998), всесоюзных, всероссийских и региональных конференциях по проблемам геологии, петрологии и геохимии (Томск, 1983, 1998, 1999, 2000, 2001, 2002; Сыктывкар, 1985; Москва, 1987, 2002; Иркутск, 1998; Санкт-Петербург, 1999).
Диссертация состоит из четырех частей, введения и заключения. Общий объем работы составляет 303 страниц, включая 109 иллюстраций и 51 таблицу с аналитическими данными, список литературы из 472 наименований.
Благодарности
Моими первыми учителями по петрологии магматических пород были профессор М.П. Корту сов, ныне покойный, доктор геол.-минер, наук Р.М.Яшина и мой отец. В течение всей работы над диссертацией автор пользовался постоянной поддержкой и вниманием своего научного консультанта - профессора В.П.Парначева. Сбор и обработка полевых материалов были бы невозможными без содействия коллег-геологов П.В.Осипова, Н.А.Макаренко, О.М.Гринева, В.Н.Елисафенко, С.Ю.Гельрода, А.И.Мостовского, С.А.Корчагина, В.Н.Маркова, Б.Б.Саковича, В.И.Крупчатникова, В.М.Ненахова, П.А.Хрестенкова.
Особую благодарность автор выражает сотрудникам кафедры петрографии и лаборатории структурной петрологии и минерагении Томского госуниверситета за всемерную помощь при проведении исследований, ценные советы и критические замечания. Организации научной работы во многом способствовала поддержка заведующего лабораторией И.Ф.Гертнера, декана геолого-географического факультета Г.М.Татьянина, а также председателя Геологического общества России В.П.Орлова.
Искреннюю признательность за проведение аналитических исследований автор выражает научным сотрудникам лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГИН РАН и ИМГРЭ Б.Г.Покровскому, В.Н.Кулешову и Д.З.Журавлеву. Совместное с ними обсуждение проблем изотопной геохимии оказало неоценимую помощь в понимании важнейших закономерностей карбонатитогенеза. Многим автор обязан сотрудникам ИГЕМ РАН, ОИГГМ СО РАН и ТГУ А.Д.Ба-банскому, И.П.Солововой, А.В.Гирнису, С.Е.Борисовскому, А.ИЦепину, В.А.Бо-ронихину, Г.Н.Муравицкой, Н.В.Троневой, И.П. Лапутиной, Г.Н. Аношину, В.ККо-ролюку, А.А.Томиленко, С.И.Коноваленко, Ю.Л.Погорелову, Н.Н.Борозновской, Т.С.Небера, а также работникам Аналитических центров ТПУ, ИМГРЭ, СО РАН и УрО РАН, обеспечившим выполнение микрозондовых, минералотермометри-ческих и геохимических исследований.
На окончательное формирование научных взглядов автора плодотворно повлияли консультации и обсуждение различных петрологических аспектов щелочного магматизма и карбонатитогенеза с Р.М.Яшиной, В.А.Кононовой, О.А.Бо-гатиковым, Е.ДАндреевой, В.А.Первовым, Е.В.Свешниковой, В.П.Петровым, В.И. Коваленко, В.В. Ярмолюком, В.А.Павловым, А.А.Глаголевым, И.Т.Расс (ИГЕМ РАН), Л.С.Бородиным (ИЛС РАН), МЛ.Орловой (ВСЕГЕИ), А.Э.Изо-хом, Н.М.Подгорных, В.В.Ревердатто, Г.В.Поляковым, А.Г.Владимировым, П.А.Балыкиньш (ОИГГМ СО РАН), М.П.Кортусовым, А.И.Гончаренко, И.Ф.Гер-тнером, П.А.Тишиным, О.М.Гриневым, В.П.Парначевым, Н.А.Макаренко (ТГУ), Л.П.Рихвановым (ТПУ). Безотказную помощь в оформлении работы оказали Д.Ю.Голованов, Т.Ф.Наумова, Т.С.Краснова, Д.Н. Войтенко, И.КХУткин. Пользуясь случаем, автор выражает всем глубокую благодарность,
Исследования по теме диссертационной работы проводились при финансовой поддержке Минобразования России (грант Е 02-9.0-92), ФЦП "Интеграция" (проект Е 0254), НП "Университеты России" (проект УР 09.001.08), федеральных программ МПР России "Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов для Госгеолкарты-1000" и "Изучение кар-бонатитов юга Сибири".
Карбонатитовые магмы как продукты парциального плавления мантийных перидотитов
Гипотеза о существовани родоначальной карбонатитовой магмы особенно актуальна и привлекательна в тех случаях, когда формирование карбонатитовых комплексов не сопровождается сколько-нибудь значительными объемами обычно ассоциирующих с ними щелочных силикатных пород и в то же время отсутствуют явные признаки развития метасоматического карбонатитообразования. О принципиальной возможности возникновения первичных карбонатитовых магм в мантии свидетельствуют результаты многочисленных экспериментов по частичному плавлению карбонатизированных перидотитов (Wyllie, Huang, 1975; Eggler, 1978, 1989; Wyllie et al., 1983; Wallace, Green, 1988; Рябчиков и др., 1989, 1993;Thibault etal., 1992; Dalton, Wood, 1993; Sweeney, 1994; Yaxley,Green, 1996; Dalton, Presnall, 1998; Lee, Wyllie, 1998,2000). В опытах с валовыми составами и смесями минералов природных лерцолитов и гарцбургитов было установлено, что при очень малой степени парциального плавления этих пород в интервале давлений от 2,0 до 3,2 ГПа образуются близсолидусные высокомагнезиальные карбонатные жидкости преимущественно доломитового состава с Ca/Ca+Mg 4),5-0,7 и Si02 8 мас. %. Для них характерно повышенное суммарное содержание щелочей, обычно составляющее 5-7 мас. % в зависимости от валового состава экспериментальных образцов (табл. 1.3). Д.Уоллис и Д.Грин (Wallace, Green, 1988) определили диапазон Р-Т условий, при которых магнезиальный карбонатитовый расплав существует в равновесии с амфиболсодержащим (паргаситовым) лерцолитом (+ 0,3 мае. % Н20 и 0,5-2,5 мае. % С02), выбранным в качестве мантийного эквивалента пиролита под Гавайскими островами. При этом исследователи показали, что появление карбонатной жидкости происходит при давлении уже более 2,1 ГПа вблизи термального максимума ( 1080С) на солидусе пиролита Гавайев (рис. 1.3). Вместе с тем, в ходе экспериментов с системами, имеющими повышенное содержание К20, были продемонстрированы стабильность флогопита в мантийных условиях и возможность равновесного сосуществования подобных магнезиальных карбонатных расплавов с флогопитсодержащим лерцолитом (Thibault et al., 1992; Sweeney, 1994). Их отличительными чертами являются только несколько более высокие концентрации Si02 и отношение IC/Na, тогда как по магнезиальности и кальциевости они хорошо сопоставимы с производными паргаситового лерцо-лита (табл. 1.3). Дж.Дальтон и Б.Вуд (Dalton, Wood, 1993) показали, что при снижении давления с 3,0 до 1,5 ГПа (рис. 1.3) карбонатный расплав, находящийся в равновесии с шпинелевыми гарцбургитом, а затем верлитом, последовательно обогащается кальцием с увеличением Ca/Ca+Mg до 0,8-0,9 и уменьшением щелочности. На основании этих данных исследователи посчитали возможной генерацию кальциокарбонатитовой магмы в мантийных условиях.
Результаты изучения фазовых равновесий в синтетических модельных системах типа CaO-MgO-SiCyCCyHA CaO-MgO-CO H O, CaO-MgO-Al203-Si02-С02-Н20, Na20-CaO-MgO-Si02-C02, CaO-(MgO+FeO )-(Na20+K20)-(Si02+Al203+Ti02)-C02, имитирующих натуральные перидотиты, также свидетельствуют о том, что при степени плавления вещества 1 % их карбонатизиро-ванных лерцолитовых и гарцбургитовых разновидностей происходит образование малых фракций субсолидусного магнезиокарбонатитового расплава в интервале давлений 2,5-7,0 ГПа и температур 1230-1450С (Wyllie, Huang, 1975; Eggler, 1978, 1989; Wyllie et al, 1983; Wyllie, 1989; Рябчиков и др., 1989, 1993; Yaxley, Green, 1996; Dalton, Presnall, 1998a,b; Moore, Wood, 1998; Lee, Wyllie, 1998a, 2000). Высокобарические фазовые превращения в указанных природных и модельных перидотитах, а также композиционные параметры образующейся карбонатито-вой жидкости контролируются и управляются не только реакциями карбонатиза-ции/декарбонатизации перидотитов в твердом состоянии, но и траекториями их плавления при изменении Р-Т-Х-условий в мантии (рис. 1.4). Происходящая реакция карбонатизации (А или G, рис. 1.4) перидотитов (лерцолитов) принципиально разделяет области мантии, где СОг существует либо как свободная флюидная фаза, либо находится в виде устойчивой минеральной фазы -доломита (1), а при более высоких давлениях - магнезита (2): На основании результатов изучения самой простой модельной системы СаО-MgO-Si02-C02-II20 (Wyllie, Huang, 1975; Egglcr, 1978; Wyllie et al., 1983; White, Wyllic, 1992 и др.) и минеральных ассоциаций перидотитов (Olafsson, Eggier, 1983; Wallace, Green, 1988; Fallon, Green, 1989; Dalton, Wood, 1993) было установлено положение кривых их солидуса, которое определяется условиями плавления в мантии и зависит от соотношений в породах клинопирокссна, доломитового карбоната и субсолидусной жидкости. С позиции теории карбонатитогепеза среди множества реакций плавления модельных перидотитов наибольший интерес представляют траектории солидуса карбонатизированных лерцолитов, гарц-бургитов и верлитов, располагающиеся вблизи ноивариантной точки Q (рис. 1.4). Бе позиция характеризует равновесную ассоциацию энстатита, диопсида, форстерита, магнезиального кальцита/доломита, сосуществующих с жидкостью и газом (Lee, Wyllie, 2000). В экспериментальной системе CaO-MgO-Si02-C02 с этой инвариантной точкой связан почти изобарический выступ солидуса карбо-натизированного лердолита, на котором вблизи Q (2,8 ГПа, 1230С) появляются первые парциальные выплавки перидотита, соответствующие малообъемным фракциям перитектической магнезиокарбонатитовой жидкости. Установлено, что ее состав при этом давлении сохраняется как существенно доломитовый на протяжении температурного интервала 200С выше солидуса (Moore, Wood, 1998; Lee, Wyllie, 2000). При давлениях ниже инвариатной точки Q карбонатизирован-ный лерцолит будет находиться либо в условиях солидусной реакции А, либо плавиться в присутствии газообразного С02 (реакция В-В , рис. 1.4). Следует отметить, что в более низкобарических условиях экспериментальные магнезио-карбонатитовые расплавы уже не могут равновесно сосуществовать с лерцоли-том или гарцбургитом. Как показали Дж.Дальтон и Б.Вуд (Dalton, Wood, 1993), поднимающиеся с больших глубин карбонатитовые жидкости преобразовывали бы вмещающий лерцолит с заменой энстатита на оливин-клинопнроксеновую ассоциацию верлита (кривая F-F , рис. 1.4): 5MgSi03(en) + 2CaMg(C03)2 (доломитовый расплав) = 3Mg2Si04(fo) + +CaMgSi206(di) + СаС03(кальциокарбонатный расплав) + ЗС02(флюид). При этом сам магнезиокарбонатитовый расплав будет обогащаться СаО, трансформируясь в кальциокарбонатную жидкость.
При более высоких, чем 2,8 ГПа, давлениях сухое плавление доломитизи-рованного лерцолита приводит к образованию обогащенных карбонатом жидкостей вдоль кривой солидуса D (Рябчиков и др., 1993; Moore, Wood, 1998; Dalton, Presnall, 1998а,б), показанного на рис. 1.4. Вместе с тем, в условиях избытка С02 практически все вещество клинопироксена будет затрачено в ходе реакции кар-бонатизации Айв этом случае выше точки Q происходит уже плавление доломи-тизированного гарцбургита (кривая С, рис. 1.4). Композиционные изменения и фазовые взаимоотношения в подобных модельных карбонатитовых магмах достаточно детально изучены благодаря исследованиям, проведенным сотрудниками Калифорнийского технологического института (Пассадена, США) П.Дж.Уайли и У-Дж.Ли (Wyllie, Lee, 1998; Lee, Wyllie, 2000). На основании установленных Р-Т параметров и геометрии изобарической поверхности паронасыщенного ликвидуса в системе CaO-MgOSi02-C02 они показали, что составы близсолидусных Mg-карбонатитовых жидкостей, находящихся в равновесии с С02-перидотитами, контролируются положением эвтектики и перитектики на границе полей силикатного и карбонатного компонентов (рис. 1.5). Таким образом, в принципе, плавление практически всех модельных карбо-натизированных перидотитов должно начинаться только в точках, расположенных вдоль этой фазовой границы.
Верхнепетропавловский комплекс Кузнецкого Алатау
Согласно современным геодинамическим воззрениям Алтае-Саянская складчатая область (АССО), крупным структурным элементом которой является Кузнецкий Алатау, сформировалась в результате последовательной коллизии нескольких разновеликих террейнов на окраине Сибирского кратона. В связи с тем, что они представлены не только континентальными блоками, но и фрагментами островодужных систем (Берзин и др., 1994; Берзин, Кунгурцев, 1996), строение АССО характеризуется исключительной неоднородностью и развитием складчатых сооружений различного геологического возраста. Сравнительно древняя структура Кузнецкого Алатау, простираясь в субмеридиональном направлении, занимает западную часть АССО и сочленяется на юге по серии глубинных разломов с более молодым Горно-Алтайским блоком. На своем северном окончании эта система погружается под мезозойско-кайно-зойский осадочный чехол Западно-Сибирской плиты, а с востока и запада отделяется от других сегментов АССО областями среднепалеозойских межгорных впадин и прогибов (Тектоника..., 1988). Исходя из существующих представлений о геологическом развитии Кузнецкого Алатау, большинство исследователей рассматривает этот регион в качестве типичной раннекаледонской (салаирской) тектонической структуры, складчатые процессы в которой завершились во второй половине кембрия (Моссаковский, 1963; Скобелев, 1963; Корту сов, 1967; Алабин, 1983 и др.). Благодаря неоднократной эндогенной активности и заложению многочисленных разломов северо-западного, субмеридионального и северо-восточного простирания, для Кузнецко-Алатаусского орогена характерно отчетливо выраженное блоковое строение с чередованием выступов докембрийс-кого фундамента, раннекаледонских поднятий и прогибов, наложенных средне-палеозойских впадин грабен-синклинального типа (рис. 2.14). По этой причине отмечается исключительно неоднородное по латерали распространение развитых здесь позднепротерозойских и кембрийских карбонатно-терригенно-вулка-ногенных интенсивно дислоцированных образований, а также субконтинентальных вулканогенно-осадочных отложений среднего палеозоя.
Эволюция магматизма Кузне цко-Алатаусс ко го террейна носила сложный многоэтапный характер. Наибольшим распространением в его структурах характеризуются магматические образования раннекаледонской эпохи тектогенеза (Скобелев, 1963; Корту сов, 1967;Раннепалеозойская..., 1971; Минин, 1977; Довгаль, Широких, 1980; Корреляция..., 2000), проявление которых фиксируется на протяжении трех длительных временных периодов. С наиболее ранним, позднерифейско-раннекембрийским этапом связывается формирование базит-гипербазитовых магматических комплексов, традиционно объединяемых в офиолитовую ассоциацию (Офиолитовая..., 1982; Гончаренко, 1989; Симонов, 1993; Плотников и др., 2000). В среднем кембрии магматизм начинался с интенсивных вулканических излияний и возникновения дифференцированных известково-щелочных серий с широким участием пород среднего и кислого состава. По мнению некоторых исследователей, его своеобразие определялось развитием зрелой островодужной системы (Берзин, Кунгурцев, 1996; Гертнер и др., 2001). К заключительным стадиям среднекембрийского этапа магматизм приобретает гип- и мезоабиссальный характер, что выражается в становлении крупных полиформационных интрузий пестрого состава, объединяющих широкий спектр петрографических разновидностей от пироксенитов и габброидов до пород гранитоидного ряда. В наиболее северном, Мартайгинском секторе Кузнецкого Алатау они формируют несколько протяженных в северовосточном направлении зон, трасссирующих, по-видимому, глубинные разломы. Третий, завершающий этап раннекаледонского магматизма, достаточно условно ограниченный временным промежутком от позднего кембрия до раннего ордовика, фиксируется становлением синиверсионных гранитных батолитов. С геодинамических позиций их формирование связывается с процессами коллизии раннепалеозойской Алтае-Кузнецкой островодужной системы с окраиной Сибирского континента (Берзин, Кунгурцев, 1996) и по времени отвечает одному из пиков гранитообразования в АССО.
Отличительной чертой развития Кузнецко-Алатаусского складчатого сегмента АССО является широкое распространение на его территории, особенно в северной части - Мариинской тайге, субщелочных и щелочных магматических образований. До последнего времени их формирование связывалось с процессами ранне-среднедевонской тектоно-магматической активизации региона, происходившими в режиме субконтинентального и, скорее всего, постколлизионного рифтинга (Андреева, 1968; Довгаль, Широких, 1980; Марков, 1984; Кортусов и др., 1986; Гринев, 1990; Макаренко, Кортусов, 1991; Континентальный..., 1996). Значительный интерес представляют сравнительно небольшие по размерам (0,5-3,0 км2), но многочисленные и сложнодифференцированные интрузии щелочно-основного состава с преимущественно K-Na-геохимической спецификой и уникальным петрографическим составом, в разной степени варьирующим и включающим субщелочные габброиды, тералиты, фойяиты и обогащенные нефелином основные и ультраосновные фойдолиты (ийолит-мельтейгиты, уртиты, полевошпатовые ийолиты и ийолит-уртиты,). При этом основной ареал распространения плутонов имеет в плане довольно изометричную форму с диаметром около 100 км и слабо вытянут в северо-восточном направлении (рис. 2.15). Все многообразие нефелинсодержащих пород предлагается объединять в рамках го-рячегорского комплекса раннего девона (Корреляция..., 2000), а сами интрузивные тела рассматривать в качестве ядерных частей эродированных щелочно-ба-зальтоидных вулканов, расположенных по периферии эпиорогенных рифтоген-ных структур (Кортусов и др., 1986). Вместе с тем, согласно только недавно полученным изотопным данным по Sm-Nd-, Rb-Sr- и U-Pb-изохронному датированию минералов и пород в некоторых из этих щелочно-мафитовых плутонов (Vrublevsky et al.s 2001а, б; Врублевский, 2002; Врублевский и др., 2002), можно предположить, что их становление происходило в более широком временном диапазоне 510-400 млн. лет между хронологическими границами "кембрий-ордовик" (не позднее тремадока) и "силур-девон". Несмотря на свой предварительный характер, приведенные результаты исследований указывают на вероятную полихронность магматизма повышенной щелочности в Кузнецком Алатау. Кроме того, частично перекрывающиеся возрастные интервалы формирования коллизионных гранитоидов (510-470 млн. лет; Рублев и др., 1992,1995; Борисов и др., 1999; Владимиров и др., 2001) и пород отдельных щелочно-базитовых массивов на северном склоне Кузнецко-Алатаусского хребта ставят под сомнение исключительно континентальную природу происходивших здесь процессов риф-тинга. Принимая во внимание установленную нами редкоэлементную специализацию мафитовых пород повышенной щелочности (Гертнер и др., 2002), нельзя отрицать возможность того, что в ордовикско-силурийское время в регионе проявился конвергентный щелочно-габброидный магматизм рифтогенного типа, эволюция которого протекала в геодинамических условиях пространственного совмещения и последовательной смены окраинно-континентальной и внутриплит-ной палеообстановок. Пока только в одном из представителей такого магматизма - Верхнепетропавловском массиве установлена комагматичная ассоциация щелочных основных пород и карбонатитов в виде дифференцированной серии: те-ралит-полевошпатовый ийолит-фойяит-кальцитовый карбонатит (Врублевский, 1989). Необычность совместной локализации этих пород и полученные нами радиологические данные позволяют рассматривать такую ассоциацию как самостоятельный магматический комплекс.
Эволюция изотопного состава неодима и стронция и абсолютный возраст карбонатитов и ассоциирующих силикатных пород
Как уже отмечалось, ранее предпринимались попытки оценить радиологический возраст и источники вещества рассматриваемых карбонатитовых комплексов на основе К-Аг и Rb-Sr изотопного изучения слагающих их пород и минералов (Лапин и др., 1986; Собаченко и др., 1986; Покровский и др., 1991, 1998; Оболенская, 1983; Гусев и др., 1991;Шинкарев., 1978;-Яшина, Борисевич, 1966). # Однако, в связи с тем, что в ходе различных петрогенетических процессов Rb-Sr, также как и K-Ar-системы редко эволюционируют в совершенно закрытом со стоянии и обычно испытывают контаминацию чужеродным радиогенным изото пом, некоторые из полученных результатов, особенно возрастные датировки верхнепетропавловского и эдельвейс комплексов, вызывают сомнение и требуют проверки. С этой целью мы попытались провести верификацию уже имеющихся возрастных датировок, а также уточнить природу источников вещества карбона титов на основе совместного изучения изотопного состава стронция и неодима минералов и пород. В качестве контролирующего параметра Sm-Nd-изотопная і система выбрана нами не случайно, так как ведет себя во многих случаях более стабильно даже при вторичных процессах (Фор, 1989). Пенченгинскнй комплекс.
Минеральная Sm-Nd-изохрона карбонатитов пенченгинского комплекса, определяемая составами породообразующих минералов - пирохлора, апатита, амфибола и валовой пробы, соответствует линии регрессии с наклоном, отвечающим возрасту 672±93 млн. лет при начальном отношении sNd(T) = 5,4±1,1 и MSWD = 8,1 (рис. 3.1). В целом, установленный нами возрастной интервал "поздний рифей - венд" согласуется с результатами проведенного ранее К-Аг и Rb-Sr-изотопного датирования (640-660 млн. лет) карбонатитов и фенитов (Лапин и др., 1986; Собаченко и др., 1986) и, возможно, свидетельствует о несколько более длительном формировании комплекса. Вместе с тем, рассчитанные нами значения возраста пока не подтверждают единичных геохронологических данных, полученных по пирохлору карбонатитов (1,5-1,75 млрд. лет) Pb-Pb-методом (Корнев и др., 1999). Дайки камптонитов, которые пространственно совмещены с породами пенченгинского комплекса и ранее рассматривались в качестве его комагматов (Забродин, Малышев, 1975), очевидно, следует относить к более древним (Гом =1,11 млрд. лет) образованиям, генерированным из слабее дегшетированного мантийного источника (eSr{672 = 1,35; ENd( ==1,83). При этом нельзя исключить и, возможно, несколько большую по сравнению с карбонатитами степень коровой контаминации. Полученные нами первичные отношения (87Sr/86Sr)r в апатите (0,702278) и амфиболе (0,702346) карбонатитов удовлетворительно согласуются с опубликованными ранее (Лапин и др., 1986) значениями Sr/ Sr в ферродоломите (0,7025, 0,7026), если не принимать во внимание приведенную этими же авторами величину 87Sr/86Sr = 0,7009, что меньше, чем даже в сильно деплетированной мантии и вызывает сомнение.
Нам представляется, что наиболее точно первичный изотопный состав стронция источника данных карбонатитов отражает отношение 87Sr/86Sr в апатите - главном концентраторе стронция (12040 г/т, табл. ЗЛ). Установленные низкие первичные отношения изотопов стронция (eSr(672)-19,4. -20,4) и высокие eNd,,„, (5.1-5,5) в карбонатитах пенченгинского комплекса (рис. 3.2) со всей очевидностью указывают на преобладание материала деплетированной мантии в процессе их формирования, однако провести более точную идентификацию источника вещества весьма затруднительно. При необычайно низких (заметно ниже по сравнению с большинством проявлений карбонатитов Сибирской платформы и ее складчатого обрамления) изотопных отношениях стронция, в большей степени свойственных для MORB-резервуара, наблюдаемый диапазон значений sNd позволяет предполагать совместное участие в карбонатитогенезе каких-либо других, относительно обогащенных редкоземельными элементами источников, В данном случае определенное влияние могло оказывать вещество из таких мантийных резервуаров как HIMU, PREMA или ЕМ I, обычно используемых для генетической систематики современных базальтов островных дуг, задуговых бассейнов и океанических островов (Zindler, Hart, 1986; Hart, 1988). К сожалению, эволюция изотопного состава этих доменов мантии во времени практически не установлена. Тем не менее, в связи с этим следует отметить, что как и некоторые другие протерозойские карбонатиты (комплексы Северной Америки, Восточного Саяна), породы пенченгинского комплекса по своим eSr-eNd-napa-метрам сопоставимы и с более молодыми ( 200 млн. лет) карбонатитами (рис. 3.2), для формирования большинства из которых предполагается различное по масштабам смешение плюмового HIMU-компонента с веществом обогащенного мантийного резервуара типа ЕМ I (Bell, Blenkinsop, 1989; Bell, Simonetti, 1996; Harmer, Gittins, 1998; Bell et al., 1998; Tilton et al., 1998; Albert) et al., 1999; Cooper, Reid, 1998, 2000 и др.).
При этом упомянутые позднерифейско-векдекие карбо-натиты зиминского щелочно-ультраосновного рифтогенного комплекса Восточного Саяна (Фролов, Белов, 1999) имеют не только сопоставимый с карбонатита-ми Енисейского кряжа Nd-Sr-изотопный состав и абсолютный возраст (630-670 млн. лет), но также близкие модельные (Тт 0,83-0,96) датировки (Чернышова и др., 1995; Miyazaki, 1996; Чернышова, Морикио, 1999; Morikiyo et al., 2001), свидетельствующие как о сходной природе источников их вещества, так и сопряженном формировании в процессе позднепротерозойского рифтогенеза в краевой части Сибирского кратона. Карбонати товые комплексы западной части Алтае-Саянской складчатой области. Для верхнепетропавловского и эдельвейс комплексов, расположенных соответственно на севере Кузнецкого Алатау и в юго-восточной части Горного Алтая (см. часть 2), комплексное изучение изотопного состава стронция и неодима пород и минералов, предпринятое нами с целью установления возраста и источников вещества карбонатитов и ассоциирующих щелочных пород, проводилось впервые. До этого времени изотопно-геохронологические данные ограничивались только единичными К-Аг определениями, которые фиксируют приблизительные возрастные рубежи породообразования около 400 и 200 млн. лет для верхнепетропавловского и эдельвейс комплексов соответственно (Оболенская, 1983; Кортусов, Макаренко, 1987).
Результаты проведенного изотопного анализа самария и неодима свидетельствуют о том, что Sm-Nd системы пород и минералов этих петрографических ассоциаций оказываются неожиданно более древними, чем считалось ранее (Vrublevsky et al., 2001а,б). Верхнепетропавловский комплекс. Расположение аналитических точек на полученной Sm-Nd-изохроне Верхнепетропавловского массива (комплекса), определяемое составами карбонатита (обр. 45/208,7), его породообразующих минералов - пироксена и апатита, а также ассоциирующего основного фойдолита (обр. ПТ-14), практически идеально (MSWD = 0,1) аппроксимируется линией регрессии с наклоном, соответствующим возрасту 509 ± 10 млн. лет при sNd(T) = 5,1 ± 0,2 (рис. 3.3, табл. 3.2). При этом из расчета регрессии была исключена валовая проба субщелочного габбро, которое по своим вычисленным изотопным параметрам (eNd(Sog= 7,23; TDM= 0,85; EST(509)= 3,13) заметно отличается от других пород Верхнепетропавловского массива (табл. 3.2, обр. 6/239,6).
Роль и эффекты коровой контаминации и постмагматических преобразований в процессах карбонатитогенеза
В последнее время накапливается все больше изотопно-геохимических данных, интерпретация которых не оставляет сомнений в том, что многие мантийные магмы в ходе своей эволюции в той или иной степени испытывают контаминацию веществом корового происхождения (Покровский, 2000). Обычно предполагается только два, принципиально различных, способа его поступления в магматические расплавы. Один из них, т. н. "мантийная контаминация", предусматривает "заражение" непосредственно мантийных источников и зон магмоге-нерации осадочным материалом, который попадает на такие глубинные уровни благодаря субдукции океанической литосферы. Вместе с тем, признаки происходившего в этом случае взаимодействия мантия - кора не так однозначны, как при более распространенном процессе собственно "коровой" контаминации магм на уровне промежуточных камер и подводящих каналов в верхних частях литосферы. Не рассматривая детально физико-химические условия контаминации в подобных системах (Huppert, Sparks, 1985; Sparks, 1986), тем не менее следует отметить, что одним из важнейших теоретических аспектов данных представлений является решение вопроса о масштабах поглощения и агрегатном состоянии ассимилируемого вещества. В этом отношении наиболее предпочтительной и последовательно аргументированной с нашей точки зрения выглядит позиция ученых Геологического института РАН, допускающих исключительно селективный характер контаминанта, поступающего в магматический расплав, например, в виде высококонцентрированных формационных рассолов, мобилизованных из осадочных пород при тепловом воздействии интрузий (Покровский, Виноградов, 1987; Покровский, 2000). Результаты проведенных совместно с ними изотопных исследований комплексов щелочных пород и карбонатитов в складчато-глыбовых областях (Покровский и др., 1991,1998; Vrublevsky et al., 1999, 20016; Врублевский, 2002; Врублевский и др., 2003), свидетельствуют об универсальности предложенного механизма коровой контаминации, действующего, по-видимому, одинаково эффективно в различных геологических обстановках.
Большинство существующих методик как качественного, так и количественного определения масштабов и характера контаминации базируется, в основном, на установлении диапазона скоррелированных вариаций отношений различных радиогенных и стабильных изотопов. Наряду с данными по распределению изотопов О, С, S, Н в породах конкретных магматических ассоциаций, для выявления природы контаминанта широко применяется их Sr-Nd-изотопная систематика, однако ее эффективное использование возможно только при условии значительных ( 10-15 %) степеней ассимиляции вещества. Кроме этого, по мнению некоторых исследователей (Taylor, 1980; James, 1981; Taylor, Sheppard, 1986; Покровский, 2000), генетическая интерпретация изотопных зависимостей типа 5lsO-87Sr/86Sr и 6180-Nd, характер которых, главным образом, обусловлен количественными соотношениями содержаний Sr и Nd в магме и контаминанте, позволяет вполне однозначно отличать друг от друга продукты мантийной и коровой контаминации на уровне, достаточном для качественных петрологических моделей. На основании аналогичного комплекса данных по геохимии стабильных и радиогенных изотопов в породах карбонатитовых комплексов складчатых областей нами установлены предполагаемые источники, а также значительные масштабы именно коровой контаминации, сопровождавшей процессы магматической и кристаллизационной дифференциации в ходе эволюции исходных мантийных расплавов. Наряду с этим, на окончательный облик карбонатитов, очевидно, повлияли поздне- и постмагматические преобразования, вызванные смешением ювенильных флюидов с метеорными и подземными водами приповерхностных систем циркуляции.
Как показали проведенные исследования, более чуткими и однозначными, в отличие от неодима, индикаторами коровой контаминации и низкотемпературных гидротермальных изменений, оказавших влияние на формирование посто-рогенных карбонатитовых комплексов, проявили себя изотопные системы стронция, кислорода, углерода, серы и водорода. Естественно, что степень их трансформированное в породах по сравнению с веществом мантийных резервуаров различна и зависит не только от кинетических особенностей изотопного обмена между магматическим расплавом и контаминантом, но также определяется температурным режимом фракционирования стабильных изотопов и способностью кристаллической структуры минералов накапливать их тяжелые разновидности. Эффекты происходившей коровой контаминации в той или иной степени фиксируются во всех силикатных породах, входящих в состав изученных карбо-натитовых ассоциаций, однако наиболее заметно они отразились на изотопном балансе самих карбонатитов. При этом большинство значений 513С и 5180 породообразующих карбонатов попадает в промежуточную область между полями составов первичных неконтаминированных магматогенных карбонатитов и нормально-осадочных морских карбонатов, группируясь в виде линейных трендов, связывающих различные по генезису породы (рис. 4.3). Возникновение наблюдаемой положительной корреляции между величинами 513С и 5180 нередко рассматривается с позиции релеевского изотопного фракционирования. Предполагается, что оно происходит в условиях высокотемпературной (600-800С) кристаллизационной дифференциации карбонатитового расплава с последовательным образованием относительно обедненных ,3С и 180 твердых карбонатных минеральных фаз при одновременном отделении С02-Н20-флюида, обогащенного этими изотопами (Pineau et al., 1973; Javoy et al, 1986; Demes, 1989; Ray, Ramesh, 2000). Возможно, в данном случае это явление имело место, но только на самых начальных стадиях карбонатитообразования. Принимая во внимание существующее ограничение масштабов подобного высокотемпературного фракционирования по уровню накопления 180 (5180 не более 13,5 %о), а также сравнительно высокие отношения 13С/12С и 180/160, измеренные в карбонатах, доминирующим процессом следует все-таки считать коровую контаминацию и вызванное ею смешение глубинной С02 с изотопически более "тяжелой" углекислотой осадочного происхождения (Кулешов, 1986; Врублевский, Кулешов, 1988; Vrublevsky et al., 1999; Врублевский и др., 19996, 2003; Врублевский, 2002).
Примерно одинаковым уровнем контаминированности при вариациях 613С от -2,0 до -8,4 %о и 5180 от 11,8 до 18,6 %о характеризуется карбонатитовая (кальцит) составляющая раннепалеозойских комплексов Кузнецкого Алатау, Горного Алтая и Юго-Восточной Тувы. В качестве вероятного контаминанта, смешивающегося с мантийной субстанцией, можно предполагать вещество, мобилизованное из изотопно-тяжелых (813С 0,1-2,3 %о; 180 21,1-24,9 %о) осадочных карбонатных пород в ближайшем окружении щелочно-карбонатитовых массивов. Своеобразный гибридный характер также отчетливо проявляется в виде соответству гощего "утяжеления" изотопного состава кислорода в других породообразующих минералах не только карбонатитов, но и ассоциирующих с ними щелочных пород этих комплексов. Заметно более высокими величинами 51К0 по сравнению с мантийными значениями характеризуются типоморфные для карбонатитов флогопит (7,5-8,1 %о) комплекса эдельвейс, магнетит (7,1-7,5 %о) и диопсид (9,0 %о) верхнепетропавловского комплекса а также апатит (11,9-13,9 %о) из пород Хар-линского массива. Сходным образом реагируют на коровую контаминацию изотопно-кислородные системы клинопироксенов, слюд, полевых шпатов и нефелина из комагматичных силикатных пород. Признаки прогрессирующего "заражения" расплавов осадочным веществом еще на уровне промежуточных камер наиболее явственно прослеживаются в минералах и валовых составах пород некоторых дифференцированных щелочно-базитовых интрузивов на севере Кузнецкого Алатау.
Похожие диссертации на Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей (На примере Южной Сибири и Тянь-Шаня)
