Геохимия, 2022, T. 67, № 12, стр. 1233-1258

Новые данные о возрасте и генезисе карбонатитового комплекса Невания, Раджастан (Индия)

Н. В. Сорохтина a*, Б. В. Беляцкий b**, В. А. Зайцев a***, Ш. Г. Виладкар c****, Н. Н. Кононкова a*****, А. Гхатак c******

a Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (ГЕОХИ РАН)
119334 Москва, ул. Косыгина, 19, Россия

b Всероссийский научно-исследовательский геологический институт (ВСЕГЕИ)
199106 Санкт-Петербург, Средний проспект, 74, Россия

c Indian Institute of Science Education and Research Bhopal Department of Earth and Environmental Sciences Bhopal
462066 Bhopal, Bhauri, By-pass Road, India

* E-mail: nat_sor@rambler.ru
** E-mail: bbelyatsky@mail.ru
*** E-mail: va_zaitsev@inbox.ru
**** E-mail: sviladkar@gmail.com
***** E-mail: nnzond@geokhi.ru
****** E-mail: arundhutighatak@iiserb.ac.in

Поступила в редакцию 10.09.2021
После доработки 18.05.2022
Принята к публикации 02.06.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены новые геохимические данные по карбонатитам интрузивного комплекса Невания (Индия) и содержащемуся в них фторапатиту. Предложена магмато-метаморфическая гипотеза его образования. Карбонатиты Невании сопоставимы с интрузивными ферро- и магнезиокарбонатитами Мира по содержанию основных петрогенных компонентов и обеднены в отношении Ba, Ta, Zr, Th и REE. Главными концентраторами Sr, Th и REE являются фторапатит и монацит-(Се), урана – U-обогащенный пирохлор. Эволюция состава фторапатита подчиняется типичной схеме изоморфного замещения: REE3+ + Na+ ↔ 2Ca2+. Содержание ThO2 в минерале не превышает 0.2 мас. %, U ниже 1–2 мкг/г, содержание LREE варьирует от 1000 до 5000 мкг/г (Ce > Nd > La), тяжелых – не превышает 300 мкг/г. При перекристаллизации раннего магматического фторапатита проходило перераспределение REE и Th, и образование монацита-(Се). Поздние генерации фторапатита и магнетита, Fe-обогащенный доломит, сидерит, монацит-(Ce), U-обогащенный пирохлор, кальцит и графит могли формироваться в условиях метаморфизма амфиболитовой фации и температурах около 600°C. Согласно датировкам фторапатита и циркона, доломитовые карбонатиты внедрились в архейские гранито-гнейсы 2120 млн лет назад. 900 млн лет назад произошло преобразование их минеральных парагенезисов, кристаллизовались вторичные минералы, включая U-обогащенный пирохлор.

Ключевые слова: карбонатиты, фторапатит, U/Pb возраст, метаморфизм, Невания, Раджастан

ВВЕДЕНИЕ

Щелочная и карбонатитовая магматическая активность на территории Индийского субконтинента началась ~2.4 млрд лет назад и продолжалась до 2.4 млн лет (Krishnamurthy, 2019; Paul et al., 2020; Randive, Meshram, 2020). Карбонатитовые комплексы формировались синхронно с крупными тектоно-магматическими событиями: панафриканским орогенезом 500–750 млн лет назад, расколом палеоконтинента Гондваны ~200 млн лет назад, деканским трапповым магматизмом ~65 млн лет назад и Гималайском орогенезом ~30 млн лет назад. Наиболее древние щелочные и карбонатитовые комплексы формировались в краевых частях кратонов, граничащих с протерозойским складчатым поясом (Grate Iindian Proterozoic Fold Belt – GIPFB). Они располагаются в южной и восточной частях Индийского субконтинента (рис. 1а). Формирование GIPFB началось с открытия океана вдоль рифтовых окраин кратонов 2 млрд лет назад, продолжалось на фоне активного сжатия плит до 1.8 млрд лет, с максимумами конвергенции около 1 млрд лет и 750 млн лет, и завершилось коллизионными событиями 550 млн лет назад (Leelanandam et al., 2006; Paul et al., 2020).

Рис. 1.

Локализация, геологическая позиция и строение карбонатитового комплекса Невания. (а) Геолого-структурная схема размещения щелочных и карбонатитовых протерозойских комплексов на территории Индийского субконтинента (Paul et al., 2020), кратоны: I – Аравалли, II – Бундельканд, III – Сингбхум, IV – Бхандара (Бастар), V – Дхарвар; линии – главные тектонические структуры; карбонатитовые комплексы: 1 – Кишангарх, 2 – Невания, 3 – Пурулия, 4 – Чхатабар-Ловхаджхари-Барангуа, 5 – Райрахол, 6 – Камахья-нагар, 7 – Хариар, 8 – Корапут,9 – Кунаварам, 10 – Викуртхи, 11 – Котаппаконда, 12 – Йоджуру, 13 – Элчуру, 14 – Сеттупалле, 15 – Пуриметла, 16 – Эрраконда, 17 – Чандулуру, 18 – Подили, 19 – Уппалападу, 20 – Рачерла, 21 – Данчерла, 22 – Пуликонда, 23 – Элагири, 24 – Севаттур, 25 – Сундамалаи, 26 – Самалпатти, 27 – Пиккили хилс, 28 – Йокипатти, 29 – Хогенакал, 30 – Пакканаду-Мулаккаду, 31 – Сивамалаи, 32 Корангани, 33 – Камбаметту, 34 – Марунтуркота, 35 – Путтетти, 36 – Муннар, 37 – Пералимала, 38 – Ангадимогар. (б) Геолого-структурная карта района расположения карбонатитового комплекса Невания (Verma, Greiling, 1995, с упрощениями). (в) Геологическая карта карбонатитового комплекса Невания (Viladkar, Wimmenauer, 1986, с упрощениями). Контуром показаны места отбора образцов. Условные обозначения: 1 – доломитовые карбонатиты, 2 – анкеритизированные доломитовые карбонатиты, 3 – фениты, 4 – гранито-гнейсы. (г) Выходы доломитовых карбонатитов комплекса Невания с блочной отдельностью.

Из 38 протерозойских комплексов Индии, имеющих связь с щелочным магматизмом, большинство являются щелочно-ультраосновными, щелочными или щелочно-карбонатитовыми (Paul et al., 2020; Randive, Meshram, 2020). Геохимической особенностью комплекса Невания (рис. 1б) является отсутствие ранних магматических щелочных или ультраосновных фаз, его слагают фениты, доломитовые и анкеритовые карбонатиты (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989; Ray et al., 2013). Известно, что большинство интрузивных карбонатитовых комплексов, связанных с щелочным или щелочно-ультраосновным магматизмом, состоит из дифференцированных серий пород. Ранние магматические фазы обычно представлены дунитами, пироксенитами, ийолитами, фоскоритами и сосуществующими с ними кальцитовыми карбонатитами; поздние гидротермальные – карбонатитами доломитового, анкеритового или сидеритового состава (Bell, 1989; Le Maitre et al., 2002; Mitchell, 2005; Woolley, Kjarsgaard, 2008; Simandl, Paradis, 2018). Предполагается, что доломитовые карбонатиты Невания имеют магматический генезис и формировались при высоких температурах и давлениях в нижних частях континентальной коры. Первичный карбонатитовый расплав мог отделяться от перидотитовой мантии, обогащенной REE и содержащей CO2–H2O флюид (Sukheswala, 1976; Doroshkevich et al., 2010). Формирование анкеритовых карбонатитов и кальцитовых обособлений происходило при участии постмагматического флюида и коровой контаминации (Viladkar, 1998; Pandit et al., 2000; Ray et al., 2010, 2013; Doroshkevich et al., 2010; Viladkar, Ramesh, 2014). Это подтверждается мантийными изотопными характеристиками δ13C–δ18O системы (Viladkar, Ramesh, 2014; Banerjee et al., 2021) и возрастными данными в K–Ar, Rb–Sr, Sm–Nd, Pb–Pb системах валовых пород и минералов (табл. 1). Температура кристаллизации для доломитовых карбонатитов (изотопная C–O геотермометрия и H2O/CO2 отношение) определена в 800°C, для анкеритовых – в 300–400°C (Viladkar, Ramesh, 2014). Интервалы температуры образования карбонатитов по сосуществующим фторапатиту и флогопиту соответствуют 700–950°C, а по ильмениту и магнетиту – 460–670°C (Doroshkevich et al., 2010).

Таблица 1.  

Возраст пород и минералов карбонатитового комплекса Невания

Т, млн лет Изотопная система Минерал/порода Источник
959 ± 24 K–Ar Щелочной амфибол Deans, Powell, 1968
900–950 Rb–Sr; K–Ar Карбонатиты, фениты Gruau et al., 1995
1200–1400 Sm–Nd, U–Pb Карбонатиты
1551 ± 46 Pb–Pb Анкеритовые карбонатиты Schleicher et al., 1997
2273 ± 13 Доломитовые карбонатиты
904 ± 2; 913 ± 19 Ar–Ar Флогопит Ray et al., 2013
1129 ± 25 Rb–Sr Анкеритизированные доломитовые карбонатиты
1473 ± 63 Sm–Nd Карбонатиты
1385 ± 180 Pb–Pb Доломитовые карбонатиты и апатитовые линзы в них
2414 ± 420

Опубликованные датировки пород комплекса Невания варьируют в широких пределах, и с учетом их геолого-структурной позиции, возможно, отражают несколько этапов формирования (табл. 1). Наиболее молодой возраст – 950 млн лет, определен для карбонатитов и фенитов. Причина нарушения (омоложения) K–Ar и Rb–Sr изотопных систем дискуссионная: предполагается, что оно происходило за счет фенитизации и/или метаморфизма (Crawford, 1970; Gruau et al., 1995; Pandit et al., 2000; Ray et al., 2013; Paul et al., 2020). Pb–Pb изотопные характеристики карбонатитов на изохронной диаграмме показывают два линейных тренда, соответствующих более древнему (2270 млн лет) и более молодому (1550 млн лет) этапу эволюции пород комплекса (Schleicher et al., 1997; Ray et al., 2013). Происхождение этих линейных трендов объясняется смешением нескольких компонент при двух последовательных эпизодах внедрения карбонатитового расплава (Ray et al., 2010, 2013). Возраст карбонатитов, согласно Sm–Nd изохроне составляет 1470 млн лет (Ray et al., 2013) и совпадает по времени с орогенезом территории Раджастана (Verma, Greiling, 1995). Наблюдаемый разброс возрастных данных, полученных в основном при анализе состава валовых проб, свидетельствует о нарушении Ar–Ar, Rb–Sr, Sm–Nd и Pb–Pb изотопных систем. Такое нарушение могло происходить при внедрении флюидонасыщенного карбонатитового расплава, а также в результате наложенных метаморфических событий (Deans, Powell, 1968; Gruau et al., 1995; Viladkar, 1998; Ray et al., 2010, 2013; Pandit et al., 2000, 2002; Banerjee et al., 2021; Randive, Meshram, 2020). Для выявления факторов, определяющих понимание возраста формирования карбонатитов Невании и их генезиса, необходимы новые геохимические данные, включая возрастные оценки минералов из конкретных ассоциаций карбонатитов.

Уникальность геологического положения, петрологического и геохимического состава комплекса Невания, неоднозначность изотопных и возрастных характеристик – все это в совокупности позволяет усомниться в исключительно магматическом генезисе карбонатитов (Viladkar, 1980, 1998; Ray et al., 2013; Pandit et al., 2000, Golani, Pandit, 1999).

Наиболее распространенным минералом-геохронометром в породах комплекса является фторапатит. Известно, что минералы группы апатита, широко распространенного в недосыщенных SiO2 породах, таких как карбонатиты, могут формировать несколько генераций на всех стадиях образования пород и определяют степень их обогащения Sr, REE и Th. Апатит содержит достаточное количество радиоактивных изотопов и в последнее время, также, как и циркон, широко используется для определения возраста (Williams, 1998; Henrichs et al., 2018).

Целью данной работы являлось получение геохимических доказательств воздействия наложенного метаморфизма на минеральные ассоциации карбонатитов Невании, обоснование новой магмато-метаморфической гипотезы их формирования. В задачи исследования входило: получение новых геохимических характеристик карбонатитов и минералогических данных по фторапатиту. Впервые методом вторично-ионной масс-спектрометрии (SHRIMP-II) выполнено датирование (U–Pb система) единичных зерен фторапатита и циркона, и предложены метаморфические реакции образования минералов в парагенезисах.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Определение состава пород и минералов проводилось в центре коллективного пользования ГЕОХИ РАН (г. Москва). Состав петрогенных элементов проб доломитовых карбонатитов определялся методом РФА на спектрометре AXIOS Advanced (Голландия), содержание элементов определялось до сотых мас. %, аналитик Т.Г. Кузьмина. Содержание микроэлементов в породах определялось с использованием квадрупольного масс-спектрометра X-Series II (Германия) из растворенных порошковых проб по методике кислотного разложения (Колотов и др., 2020), аналитик А.В. Жилкина. Пределы обнаружения тяжелых и средних по массе элементов составляли – 0.01 нг/г, легких элементов – 0.1 нг/г. Типичная погрешность анализа (в относительных %) составляла: 1% для Sr, Y, Zr, Th, La, Ce, Pr, Nd, Gd, Dy, Ho, Yb; 2% для Ba, Eu, Tb; 4% для Nb; 10% для U.

Определение содержания элементов во фторапатите проводилось методом рентгеноспектрального микроанализа на CAMECA SX-100 (Франция) с четырьмя волновыми спектрометрами, при ускоряющем напряжении электронов 15 kV, токе зонда 30 nA, диаметром пучка электронов 1.5 мкм и площадью поверхности анализируемого материала 3 мкм. В качестве стандартов использовались минералы и синтетические соединения: P, Ca и F – фторапатит; Cl – хлорапатит; Na и Si – жадеит; Mg и Fe – пироксен; Th – ThO2; La, Ce, Pr и Nd – REE2O3; Ba – BaSO4; Sr – SrSO4; Mn – MnTiO4. Средняя погрешность для Ca, P, Na, Si, Mg, Mn, Fe, F и Cl не превышала 0.03 мас. %, для REE, Th, Ba и Sr – 0.05 мас. %. Завышение величины суммы состава фосфатов на 1–2 мас. % связано с завышением содержания Р2О5, которое вызвано положением аналитической линии фосфора на краю кристалл-анализатора. Поправочные коэффициенты на аналитические данные не вводились.

Локальный U-Pb изотопный анализ 97 зерен фторапатита и определение в них содержания Y, REE и Zr проводились методом ВИМС (вторично-ионной масс-спектрометрии) на масс-спектрометре SHRIMP-II (ASI, Австралия) в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Для калибровки полученных данных использовались стандарты NIST 611 и NIST 612 (Hollocher, Ruiz, 1995). Аншлифы для анализа фторапатита (и циркона) изготавливались последовательно: 1 – из раздробленных до крупности 100–150 мкм на высокоимпульсном дезинтеграторе SelFrag (Швейцария) образцов (200–500 г), на концентрационном столе с гидросепарацией Holman-Wilfley 800 (Великобритания) выделялись монофракции минералов; залитые в эпоксидную смолу зерна сошлифовывались вполовину.

Для датирования использовались гомогенные участки минералов, выбираемые в режимах оптической микроскопии, катодолюминесценции (CL) и обратно-рассеянных электронах (BSE) (сканирующий электронный микроскоп CamScan MX2500, Великобритания), аналитик А.В. Антонов. Измерения U-Pb отношений производились по методике, адаптированной к условиям ЦИИ ВСЕГЕИ (Ireland, Williams, 2003). Интенсивность первичного пучка отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 1–5 нА, диаметр аналитического кратера 20–40 мкм, время анализа 15–25 мин. Для определения изотопных отношений и расчета возраста измерялись: 159(Ca2PO3), 204Pb, 204.5фон, 206Pb, 207Pb, 208Pb, 238U, 248(ThO), 254(UO). Общепринятого концентрационного стандарта для фторапатита нет, концентрации 238U в измеряемых зернах оценивались относительно усредненного значения содержания U в апатите AFG2 (Мадагаскар) – 100 мкг/г с возрастом 478.69 ± 0.45 млн лет (2σ) (Kennedy et al., 2012). Для оценки качества анализа использовались международные геохронологические стандарты апатита Br2 – 2058 ± 8 млн лет (Kennedy et al., 2012) и Дуранго – 31.89 ± 0.1 млн лет (Paul et al., 2021). Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приведены на уровне 1σ, погрешности вычисленных по линиям смешения возрастов – 2σ.

Для сравнительной корректировки определяемых возрастов по фторапатиту из некоторых образцов удалось выделить небольшое количество зерен циркона. Измерения U–Th–Pb изотопных отношений в цирконе производились на SHRIMP-II в диапазоне масс от 196 до 254 а. м. е. с использованием вторичного электронного умножителя в одноколлекторном режиме при масс-разрешении более 5000 по ранее описанной методике (Rodionov et al., 2012). U/Pb отношения нормализовались относительно стандартного циркона Temora-2 (416.8 млн лет, Black et al., 2004). Концентрации Pb, U и Th в цирконах определялись относительно стандарта циркона 91500 с содержанием урана 81.2 мкг/г (Wiedenbeck et al., 1995). Коррекция на обыкновенный Pb производилась по величине измеренного изотопа 204Pb. Обработка полученных данных проводилась в программе SQUID1 (Ludwig, 2005), расчет возрастов и построение изохрон в программе ISOPLOT/EX (Ludwig, 2012).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Геолого-петрологическая характеристика карбонатитов

Карбонатитовый комплекс Невания (24°38′22″ N, 74°08′44″ E) располагается в 40 км на ЮВ от г. Удайпур в провинции Раджастан. Комплекс размещается в пределах Центральной Индийской тектонической зоны древнейшего кратона Индийского субконтинента – Аравалли (рис. 1а, 1б). Карбонатиты в виде линзовидной интрузии, длиной 5 и шириной 1.5 км (рис. 1в) внедрялись в гранито-гнейсы возраста 2.5–2.9 млрд лет (Choudhary et al. 1984; Verma, Greiling, 1995; Viladkar, Ramesh, 2014; Wang et al., 2017; Randive, Meshram 2020). Тектонические циклы в этой части кратона включают: континентальный рифтогенез и формирование рифта Аравалли около 2.4–2.5 млрд лет назад; орогенез Дели с возрастом 1.6–1.4 млрд лет (Verma, Greiling, 1995; Paul et al., 2020), сопровождавшийся внедрением гранитов и нефелиновых сиенитов; посторогенный период 1.4–0.8 млрд лет, сопровождавшийся образованием осадочных пород формации Виндхиан и фельзическим магматизмом (Roy, Jakhar, 2002). На всех этапах развития карбонатиты Невании могли испытывать неоднократное воздействие регионального метаморфизма, степень которого усиливалась от зеленосланцевой фации на востоке кратона до амфиболитовой фации на западе, а PT параметры варьировали от 550 до 750°С и от 2 до 6 кбар (Verma, Greiling, 1995; Bucher, Grapes 2011; Ray et al., 2013).

Основной объем пород комплекса занимают среднезернистые доломитовые карбонатиты с массивной или полосчатой текстурой (рис. 1в). В подчиненном количестве встречаются анкеритовые карбонатиты, которые образовались позже доломитовых карбонатитов и образуют линзовидные тела или разветвленные жилы шириной 50–150 м (Viladkar, 1980; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989; Viladkar, Ramesh, 2014; Golani, Pandit, 1999; Pandit et al., 2000; Ray et al., 2013). Во всех типах карбонатитов встречаются линзовидные обособления (около 20 см в длину), состоящие из фторапатита. Цвет пород в зависимости от степени выветривания и ожелезнения варьирует от светло-серого до бурого.

По всему контуру карбонатитовой линзы, в экзоконтакте с вмещающими гранито-гнейсами, выделяется зона фенитизации шириной около 75 м (Viladkar, 1980, 1998; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989; Verma, Greiling, 1995). В краевых частях интрузии выявлены вытянутые на несколько метров прослои хлорит-биотитовых сланцев (Golani, Pandit, 1999). Все породы комплекса разбиты на блоки серией разнонаправленных трещин (рис. 1г).

Составы двойных карбонатов разных типов карбонатитов Невании (рис. 2) характеризуются существенным колебанием содержания ос новных катионов – Ca(0.96‒0.99)Mg(0.57‒0.75)-Fe(0.25‒0.40)Mn(0.03–0.04)Sr(0.00–0.02). На классификационной диаграмме (Trdlicka, Hoffman, 1976) составы карбонатов проецируются в поле доломита и/или Fe-обогащенного доломита, но не анкерита. Соответственно, вместо термина “анкеритовые карбонатиты”, традиционно используемого в литературе, мы при описании будем применять термин “анкеритизированные доломитовые карбонатиты”. Соотношение породообразующих доломита и Fe-обогащенного доломита, присутствие в анкеритизированных доломитовых карбонатитах – магнезита и сидерита, является основным критерием выделяемых типов карбонатитов (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Woolley, Buckley, 1993; Viladkar, 1998; Doroshkevich et al., 2010; Ray et al., 2013; Banerjee et al., 2021).

Рис. 2.

Состав двойных карбонатов (мол. %) из карбонатитов комплекса Невания по оригинальным (крестики) и литературным данным (кружки) (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Woolley, Buckley, 1993; Viladkar, 1998; Doroshkevich et al., 2010; Ray et al., 2013; Banerjee et al., 2021) на классификационной диаграмме (Trdlicka, Hoffman, 1976). Эволюция состава карбонатов показана стрелкой.

По нашим и литературным данным (Viladkar, 1980, 1998; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989; Viladkar, Ghose, 2002; Doroshkevich et al., 2010; Ray et al., 2013; Viladkar et al., 2017), видовой состав акцессорной минерализации обоих типов карбонатитов близок. Главный минерал доломитовых карбонатитов – доломит (60–80 об. %) представлен крупными до 5 мм мегакристами и замещающим их мелкозернистым материалом (рис. 3а, 3б). В анкеритизированных доломитовых карбонатитах краевые части зерен доломита замещаются Fe-обогащенным доломитом, оксидами и гидроксидами железа. Fe-обогащенный доломит кристаллизуется совместно с Fe-обогащенным магнезитом, который может замещаться сидеритом. Второстепенными минералами карбонатитов являются: фторапатит (до 20 об. %), магнетит, минералы группы слюд, магнезиорибекит или магнезиоарфведсонит, эгирин, гематит, гидроксиды железа. Доля гематита в отношении к магнетиту резко возрастает в анкеритизированных доломитовых карбонатитах до 10 об. %. Акцессорные минералы представлены: ильменитом, колумбитом, титанитом, рутилом, U-обогащенным пирохлором, не идентифицированным ниобосиликатом, цирконом, монацитом-(Се), графитом, кальцитом (рис. 3а–3г); редкие – пирротином, ковеллином, халькозином, халькопиритом, пиритом, молибденитом, бисмитом, кварцем, баритом (рис. 3д, 3е).

Рис. 3.

Взаимоотношения минералов в карбонатитах: (а, б) – N-2020-2, контакт равномерно зернистого доломитового (Dol) карбонатита с фторапатитовой (Ap) линзой, включениями метакристалла магнетита (Mag) и кристаллов графита (Gr), отраженный свет в параллельных (a) и скрещенных (б) николях; (в, г) – N-2020-5, крупнозернистый доломитовый карбонатит с включением призматических кристаллов фторапатита, (в) – отраженный свет, (г) – срастание фторапатита с колумбитом (Clb-Fe) и пластинчатыми выделениями магнетита, изображение в отраженных электронах; (д, е) – N-2020-9 анкеритизированный доломитовый карбонатит с реликтами доломита (темно-серый), замещенного Fe-обогащенным доломитом (Dol-Fe) и наложенной халькопирит (Ccp) – пиритовой (Py) минерализацией, (е) – замещение пирита гематитом (Hem) и включение монацита-(Се) (Mnz-Ce), изображение в отраженных электронах.

Карбонатиты Невании рассматриваются как перспективные руды на P, REE, Nb, U, Th и Cu (Deans, Powell, 1968; Viladkar, 1980, 1998; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar et al., 1993; Viladkar, Ramesh, 2014; Banerjee et al., 2021). В анкеритизированных доломитовых карбонатитах обнаружено повышенное содержание золота до 1.36 мкг/г, что позволило предположить присутствие в них тонкодисперсных золотосодержащих фаз эпитермального происхождения (Golani, Pandit, 1999).

Фениты сложены натриевыми амфиболами (до 35 об. %), калиевым полевым шпатом, альбитом, кальцитом и апатитом (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989). Карбонатиты и вмещающие их гранито-гнейсы испытали посткристаллизационную деформацию в виде брекчирования и катаклаза (Pandit, Golani, 2001; Ray et al., 2013). Брекчии, размером первые сантиметры, представлены сферами, состоящими из обломков карбонатитов, фенитов и гранитов и отдельных минералов – кварца, полевых шпатов, амфиболов, карбонатов, биотита, фторапатита и магнетита, окруженными карбонатной матрицей (Viladkar, Wimmenauer, 1986). В карбонатитах и вмещающих гранитах отмечены (Ray et al., 2013) вторичные изменения в виде трещинной деформации и рассланцевании пород, “селективного метасоматоза” карбонатов, кристаллизации кварцевых жил и прожилков кальцита, что может быть связано с наложенным метаморфизмом.

В карбонатитах выявлены признаки гидротермального воздействия, выраженные в формировании кальцитовых гнезд, линз и прожилков (Golani, Pandit, 1999). Наши наблюдения показывают, что изменения в карбонатитах также проявляются в перекристаллизации доломита, фторапатита и магнетита. Например, вокруг крупных зерен доломита образуются мелкозернистые скопления доломита в ассоциации с таблитчатыми кристаллами или сферолитами графита (рис. 3а, 3б). Ранняя генерация фторапатита представлена в доломитовых карбонатитах отдельными округлыми зернами, равномерно распределенными в карбонатной матрице – кумулятивный апатит (Viladkar, Wimmenauer, 1986). Также фторапатит, в виде мелкозернистого агрегата зерен располагается вокруг мегакристов магнетита и крупных кристаллов доломита (рис. 3а–3г), третья представлена линзовидными обособлениями из сросшихся зерен фторапатита. Линзы, совместно с обрамляющими их амфиболом и флогопитом, формируют полосчатую или флюидальную текстуру карбонатитов. В темноцветных участках встречаются минералы группы пирохлора, циркон и магнетит. В анкеритизированных доломитовых карбонатитах, в интерстициях доломита и фторапатита, в ассоциации с сульфидами встречаются мелкие (до 50 мкм) кристаллы монацита-(Се) (рис. 3д, 3е), который также может замещать краевые части фторапатита (Doroshkevich et al., 2010). Магнетит ранней генерации в виде зерен со структурами распада ильменита находится в равновесной ассоциации с ранним доломитом, метакристаллы следующей генерации содержат многочисленные включения фторапатита и карбонатов, поздняя генерация представлена изогнутыми пластинчатыми выделениями (рис. 3а–3г).

Геохимические особенности карбонатитов

Состав петрогенных и редких элементов изучался для наименее измененных карбонатитов Невании (табл. 2). При обсуждении результатов (рис. 4, 5) использовались оригинальные и опубликованные данные (Viladkar, 1980, 1998; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989; Woolley, Buckley, 1993; Schleicher et al., 1997; Golani, Pandit, 1999; Doroshkevich et al., 2010; Ray et al., 2010, 2013; Banerjee et al., 2021), а также данные состава магнезиальных и железистых карбонатиты Мира (Woolley, Kempe, 1989).

Таблица 2.  

Содержания петрогенных (мас. %) и микроэлементов (мкг/г) в карбонатитах

Компонент N-2020-2 N-2020-4 N-2020-5 N-2020-7 N-2020-9
SiO2 0.90 0.89 0.41 0.40 0.48
TiO2 0.03 0.01 0.01 0.01 0.02
FeO* 17.82 26.41 12.06 13.05 16.49
MnO 0.70 0.92 0.94 0.76 0.86
MgO 11.53 11.80 12.30 12.12 10.47
CaO 29.48 23.81 31.44 26.60 28.94
Na2O 0.21 0.05 0.06 0.27 0.07
P2O5 3.02 2.25 1.08 0.16 0.17
LOI 33.98 31.37 41.66 42.36 41.32
Сумма 97.67 97.51 99.96 95.73 98.82
Li 0.8 0.7 0.4 0.2 1.1
Rb 0.2 0.1 1.5
Sr 1007.6 792.6 592.5 8215.8 6133.8
Ba 40.81 20.8 7.6 56.6 63.6
Nb 155.5 17.6 53.0 216.6 58.1
Ta 11.8 1.0 3.4 16.8
Zr 2.4 1.4 2.2 0.37
Hf 0.2 0.1 0.1 0.1
Th 4.2 1.1 0.3 1.5 3.6
U 43.6 50.5 42.0 19.0 4.7
La 714.5 147.4 17.3 58.6 203.0
Ce 1449.4 348.5 37.6 121.1 339.1
Pr 150.1 37.8 4.5 12.4 30.6
Nd 509.7 144.2 18.7 45.0 99.1
Sm 56.8 19.7 3.8 6.4 10.7
Eu 12.5 4.5 1.7 1.9 2.4
Gd 47.4 15.5 4.2 5.6 9.5
Tb 4.1 1.5 0.6 0.6 0.9
Dy 10.8 4.7 2.9 2.4 2.9
Ho 1.0 0.5 0.4 0.3 0.3
Er 2.9 1.2 1.0 0.8 0.9
Tm 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1
Yb 0.9 0.5 0.8 0.4 0.5
Lu 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1
Y 20.8 10.6 10.9 6.8 7.1
Cu 2.0 3.0 113.9 23.4
Zn 24.3 18.9 29.7 24.7
Pb 23 9.4 11.9 26 10.7
Mn 5524.5 7496.7 7240 6197.4 6963.5
V 4.2 3.2 5.9 1.5 1.3
Cr 29.3 50.2 22.8 9.2 23.2
Co 20.7 39.2 43.3 23.3 63.5
Ni 10.5 35.52 39.7 5.4 60.3

Примечания. Прочерк в таблице – значение ниже предела обнаружения. FeO* общее. LOI – потери при прокаливании, значения Al2O3, K2O – ниже предела обнаружения методом РФА.

Рис. 4.

Состав пород (мас. %) карбонатитового комплекса Невания по оригинальным (крестики) и литературным данным (кружки) (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, 1998; Ray et al., 2013). Стрелкой показана эволюция состава карбонатитов от ранних доломитовых к поздним анкеритизированным разновидностям.

Рис. 5.

Распределение (а) несовместимых и (б) редкоземельных элементов (мкг/г) в карбонатитах комплекса Невания по оригинальным и литературным данным (Ray et al., 2013) в сравнении с магнезио- и феррокарбонатитами Мира (Woolley, Kempe, 1989). Состав примитивной мантии и хондритов (CI) по (Lodders et al., 2009; Palme, O’Neill, 2014).

Согласно составу петрогенных элементов карбонатиты Невании относятся к магнезиальным и железистым разновидностям (рис. 4). Содержание Fe растет от ранних к более поздним карбонатитам и коррелирует с ростом Fe в двойных карбонатах (рис. 2), что объясняется последовательной кристаллизацией в парагенезисах доломита, Fe-обогащенного доломита, Fe-обогащенного магнезита и сидерита (Viladkar, 1980; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, Pawaskar, 1989; Woolley, Buckley, 1993; Doroshkevich et al., 2010). Карбонатиты Невании отличаются от интрузивных магнезио- и феррокарбонатитов Мира (Woolley, Kempe, 1989) низкими концентрациями SiО2 – до 2 мас. %, показывая низкую активность кремнезема в исходном расплаве. Этот фактор определяет слабую распространенность силикатных фаз в породах. Локальное повышение SiО2 – до 10.6 мас. % в некоторых образцах карбонатитов (Ray et al., 2013), объясняется вторичным окварцеванием пород. Содержание оксидов Na, К, Al и Ti в карбонатитах Невании низкое, не превышает первых единиц мас. % (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, 1998; Ray et al., 2013) и сопоставимо с интрузивными карбонатитами Мира.

В изученных нами образцах карбонатитов максимальное содержание MnO и P2O5 составляет 0.9 и 3 мас. %, соответственно (табл. 2). Согласно литературным данным, содержание MnO достигает 4 мас. % (Viladkar, Wimmenauer, 1986), а P2O5 – 17 мас. % (Ray et al., 2013), что близко к концентрации этих элементов в интрузивных магнезио- и феррокарбонатитах Мира. Mn является характерной примесью карбонатов Mg, Fe и Са, а также ильменита (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Ray et al., 2013; Viladkar, 1998; Doroshkevich et al., 2010), Р отражает содержание в пробе фторапатита, и в меньшей степени монацита-(Се).

Предел содержания SrO в карбонатитах, согласно полученным и литературным данным (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Viladkar, 1998; Ray et al., 2013), варьирует от 1 до 2 мас. %, Sr накапливается во фторапатите – основном минерале-концентраторе элемента. Высокое содержание SrO (до 9 мас. %) отмечается в минералах гр. пирохлора (Viladkar et al., 2017), кристаллизация которых объясняет корреляцию положительных аномалий Sr и U в некоторых образцах карбонатитов (рис. 5а).

Карбонатиты Невании обеднены редкими и редкоземельными элементами по сравнению с магнезио- и феррокарбонатитами Мира, конфигурация спектров распределения элементов идентичная (табл. 2, рис. 5а, 5б). Отрицательные аномалии Ta и Zr, характерные и для интрузивных карбонатитов Мира, можно объяснить меньшей растворимостью этих элементов в карбонатном расплаве по сравнению с силикатным (Veksler et al., 1998), а для некогерентных Ba и Th – их подвижностью в постмагматических процессах (метасоматических или гидротермальных) и выносом в зону фенитизации с образованием минералов-концентраторов этих элементов, например, полевых шпатов. Особенностью карбонатитов комплекса Невания является сопоставимое с магнезио- и феррокарбонатитами Мира (Woolley, Kempe, 1989), а в отдельных случаях превышающее их, содержание U с соответствующей положительной аномалией Pb (рис. 5а). Из опубликованных данных (Viladkar, 1998; Viladkar, Ghose, 2002; Viladkar et al., 2017) известно, что локально в доломитовых карбонатитах может формироваться U‑обогащенный пирохлор с содержанием UO2 до 23 мас. %, а PbO до 4 мас. %. Суммарное содержание REE в карбонатитах разных типов комплекса варьирует в широких пределах от 80 до 3000 мкг/г (табл. 2), при этом, сумма LREE существенно превышает сумму HREE (рис. 5б). Кривая распределения REE для всех разновидностей карбонатитов Невании (рис. 5б) имеет тот же наклон, что и для магнезио- и феррокарбонатитов Мира, однако уровень содержания этих элементов существенно ниже. Поскольку магнезио- и феррокарбонатиты Мира являются, главным образом, поздними дифференциатами обогащенных редкими элементами расплавов, накапливающих REE к завершению процесса кристаллизации, то доломитовые карбонатиты комплекса Невания, являясь прямыми выплавками карбонатитового расплава, могли быть исходно обеднены в отношении этих элементов (Ray et al., 2010, 2013), или потерять их в ходе наложенного метаморфизма с выносом в зону фенитизации. Суммарное содержание REE в фенитах может доходить до 1200 мкг/г, в то время как во вмещающих карбонатиты гранитах оно не превышает 170 мкг/г (Tantkar et al., 2019). В карбонатитах главным минералом–концентратором REE является фторапатит, дополнительными – U-обогащенный пирохлор и монацит-(Ce) (Viladkar, 1998; Viladkar, Ghose, 2002; Viladkar et al., 2017).

Вариации состава фторапатита

Согласно структурной формуле минералов группы апатита M12M23(TO4)3X позиции M заполнены катионами Ca2+, Pb2+, Ba2+, Sr2+, Mn2+, Na+, K+, LREE3+, Y3+, Th4+, U4+ и др.; позиция T – P5+, As5+, V5+, Si4+, S6+, B3+; а позиция X анионами – F, (OH) и Cl (Pan, Fleet, 2002; Pasero et al., 2010; Hughes, Rakovan, 2015). Все изученные составы минералов группы апатита из карбонатитов комплекса отвечают фторапатиту (табл. 3). Содержание F в минерале может достигать 4 мас. % и полностью занимать позицию X, свидетельствуя о низкой активности хлора и воды в расплаве (Viladkar et al., 1993). Фторапатит образует несколько генераций и обогащает отдельные участки пород. Изучение внутреннего строения минерала из доломитовых карбонатитов показало однородное строение большинства зерен (рис. 6). Реже встречаются короткопризматические зональные кристаллы, центральные части которых содержат реликтовые включения фторапатита ранней генерации (рис. 6а, 6б). Краевые части таких кристаллов, как и более поздние генерации минерала – ксеноморфные зерна, могут содержать включения доломита, колумбита и сульфидов (рис. 3г, 6г–6ж), по трещинам в них развиваются гидроксиды железа (темное свечение в катодолюминесценции (рис. 6г) и предположительно марганцевые фазы (яркое свечение (рис. 6в, 6д)). По данным авторов и литературным (Doroshkevich et al., 2010; Viladkar et al., 1993; Viladkar, Wimmenauer, 1986; Ray et al., 2013), суммарное содержание примесных элементов во фторапатите не превышает 4 мас. %, а наиболее высокие их концентрации наблюдаются в минерале из доломитовых карбонатитов.

Таблица 3.  

Состав фторапатита и монацита-(Се) по данным микрозондового анализа

Компонент,
(мас. %)
1 2* 3 4* 5 6 7* 8 9* 10 11 12 13* 14 15 16 17*
Na2O 0.07 0.09 0.03 0.06 0.06 0.04 0.09 0.07 0.04 0.12 0.09 0.08 0.05 0.07 0.05 0.07
MgO 0.04 0.05 0.04 0.03 0.03 0.07 0.04 0.05 0.03
CaO 54.97 54.52 55.29 54.68 54.43 54.69 54.18 54.18 54.74 54.21 54.14 54.30 54.04 54.41 55.39 54.84 54.43
MnO 0.11 0.13 0.09 0.03 0.04 0.07 0.05 0.05 0.15 0.05 0.05 0.06
FeO 0.05 0.07 0.07 0.03 0.12 0.08 0.06 0.03 0.06 0.05 0.07 0.07 0.05 0.07 0.05
SrO 0.91 0.95 0.68 0.62 0.91 0.79 0.76 0.89 0.88 0.89 0.86 1.10 0.91 0.87 0.23 0.61 0.82
BaO 0.05 0.04 0.03 0.03
La2O3 0.07 0.06 0.13 0.04 0.08 0.08 0.06 0.08 0.16 “” 0.13 0.16 0.09 0.06 0.10
Ce2O3 0.11 0.09 0.26 0.07 0.22 0.09 0.25 0.15 0.05 0.14 0.32 0.11 0.16 0.12 0.10 0.14 0.12
Pr2O3 0.34 0.25 0.32 0.07 0.34 0.09 0.09
Nd2O3 0.06 0.30 0.10 0.12 “” 0.06 0.05 0.07
ThO2 0.07 0.06 0.05 0.16
SiO2 0.03 0.05 0.07 0.08 0.06 0.08 0.08 0.08 0.06 0.04 0.07 0.05 0.04 0.05 0.06 0.06 0.06
P2O5 43.07 42.98 42.95 43.18 43.00 42.40 42.91 42.76 42.74 42.93 42.79 43.3 42.97 42.75 43.29 43.07 42.96
F 3.55 3.45 3.48 3.43 3.43 3.32 3.32 3.42 3.58 3.45 3.43 3.40 3.55 3.45 3.46 3.44 3.47
Cl 0.04 0.03 0.06 0.04 0.03 0.03 0.09 0.05 0.05 0.05 0.06 0.06 0.04 0.03 0.03 0.04 0.05
Сумма 102.93 102.82 103.28 102.52 102.37 102.06 102.26 101.87 102.34 102.03 102.04 102.81 101.98 102.43 102.75 102.60 102.35
F, Cl = −O2 1.51 1.47 1.49 1.46 1.46 1.41 1.42 1.46 1.53 1.47 1.46 1.45 1.51 1.47 1.47 1.46 1.48
Сумма 101.42 101.35 101.79 101.06 100.91 100.65 100.84 100.41 100.81 100.56 100.58 101.36 100.47 100.96 101.28 101.14 100.87
Компонент,
(мас. %)
18 19* 20 21 22 23 24 25* 26 27 28 29* 30 31* 32 33* 34
Na2O 0.19 0.15 0.16 0.23 0.19 0.18 0.15 0.16 0.19 0.11 0.22 0.24 0.16 0.19 0.18 0.19
MgO 0.06 0.03 0.03 0.03 0.05
CaO 53.16 52.99 53.25 53.04 52.61 52.89 52.58 52.93 53.29 53.41 53.25 52.63 53.15 52.93 53.08 52.87 0.38
MnO 0.06 0.09 0.09 0.10 0.06 0.12 0.09 0.12 0.14 0.06 0.06 0.08
FeO 0.10 0.09 0.05 0.15 0.18 0.11 0.16 0.05 0.12 0.11 0.13 0.07 0.03 0.09 0.08
SrO 1.81 1.83 1.68 1.59 1.77 1.74 1.72 2.03 1.89 2.04 1.83 2.03 1.88 1.90 1.86 1.95
BaO 0.08 0.05 0.04 0.07 0.05 0.04 0.03
La2O3 0.27 0.35 0.22 0.31 0.38 0.23 0.26 0.19 0.31 0.24 0.14 0.38 0.27 0.32 0.28 0.31 25.82
Ce2O3 0.67 0.56 0.37 0.66 0.66 0.70 0.60 0.57 0.44 0.38 0.72 0.67 0.66 0.61 0.55 0.60 35.34
Pr2O3 0.32 0.16 0.29 0.32 0.05 0.32 0.07 0.34 0.25 0.29 0.43 0.16 2.37
Nd2O3 0.19 0.35 0.08 0.27 0.06 0.11 0.33 0.08 0.18 0.11 0.22 6.08
ThO2 0.08 0.11 0.14 1.43
SiO2 0.08 0.07 0.06 0.11 0.08 0.11 0.04 0.07 0.08 0.06 0.10 0.08 0.11 0.08 0.07 0.08
P2O5 43.06 41.97 42.75 42.41 42.12 42.60 42.08 42.67 42.25 42.39 42.39 42.33 42.37 42.08 42.46 42.26 30.40
F 3.33 3.28 3.37 3.28 3.33 3.33 3.27 3.35 3.33 3.40 3.34 3.35 3.48 3.38 3.31 3.34
Cl 0.03 0.05 0.03 0.03
Сумма 103.18 101.84 102.32 102.51 101.74 102.20 101.29 102.57 102.41 102.46 102.74 102.19 102.69 101.52 102.26 101.98
F, Cl = −O2 1.41 1.39 1.43 1.39 1.41 1.41 1.38 1.42 1.42 1.44 1.42 1.42 1.48 1.43 1.41 1.42
Сумма 101.77 100.45 100.89 101.12 100.33 100.79 99.91 101.15 100.99 101.02 101.32 100.77 101.21 100.09 100.85 100.56 101.83

Примечания. 1–17 – N-2020-2, 18-34 – N-2020-7. * – краевые участки зерен: 16 – среднее из 30 анализов, 17 – среднее из 5 анализов, 32 – среднее из 35 анализов, 33 – среднее из 4 анализов; 34 – монацит-(Се). – – ниже предела обнаружения.

Рис. 6.

Морфология и внутреннее строение фторапатита. (а, б) – изображение в проходящем свете и катодолюминесценции (КЛ) зональных кристаллов, N-20-9; (в) – изображение в проходящем свете, CL и BSE кристалла с включениями Mn-содержащих фаз, N-20-9; (г) КЛ и BSE краевой части зерна с зоной выщелачивания и включениями сульфидов (Sf), N-20-2; (д–ж) – КЛ и BSE-изображение зерен с включениями доломита (Dol), (д) – замещение апатита Mn-содержащей фазой, N-20-7.

Состав примесных элементов во фторапатите разных генераций в пределах одного образца варьирует незначительно, между различными образцами наблюдаются более сильные вариации (табл. 3, рис. 7а, 7б). Постоянными примесными компонентами являются – Na, Sr и REE, при этом концентрация Na2O не превышает 1 мас. %. Во фторапатите из доломитовых карбонатитов содержание SrO достигает 2 мас. %, а LREE2O3 – 2.5 мас. %, в анкеритизированных доломитовых карбонатитах и мономинеральных линзовидных обособлениях – не превышает 0.5 мас. % и 1 мас. %, соответственно (рис. 7б).

Рис. 7.

Вариации состава (apfu) примесных компонентов во фторапатите из карбонатитов по оригинальным (табл. 2) и литературным данным (Viladkar et al., 1986; Doroshkevich et al., 2009). Для сравнения приведены данные ИСП-МС метода обогащенных до 80 об. % апатитом доломитовых карбонатитов (Ray et al., 2013). Корреляции (а) – Na от REE и (б) – Sr от REE.

Для фторапатита из карбонатитов Невании, как и для минерала из карбонатитов дифференцированных комплексов Мира, характерно преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (Chakhmouradian et al., 2017). Согласно обменным реакциям (Pan, Fleet, 2002; Hughes, Rakovan, 2015; Chakhmouradian et al., 2017) REE замещают в структуре апатита Ca по схемам: LREE3+ + Si4+ ↔ ↔ Ca2+ + P5+ и/или LREE3+ + Na+ ↔ 2Ca2+. В нашем случае реализуется схема при которой Sr замещает Ca совместно с Na и REE: Sr2+ + Na+ + + LREE3+ ↔ 3Ca2+ (рис. 7а, 7б). Содержание U в минерале ниже предела обнаружения микрозондовым методом, ThO2 – не превышает 0.2 мас. % (табл. 3). Максимальные содержания радиоактивных элементов – до 300 мкг/г U и 3000 мкг/г Th в природных образцах характерны для апатитов с высоким содержанием REE, в том числе, из карбонатитовых ассоциаций (Luo et al., 2009). Легкие лантаноиды входят в позицию M2, а тяжелые – в M1; U и Th замещают Са в обеих позициях M (Pan, Fleet, 2002; Pasero et al., 2010). Типичными реакциями замещения являются: (U,Th)4+ + v(вакансия) ↔ 2Ca2+; (U,Th)4+ + 2Na+ ↔ 3Ca2+; (U,Th)4+ + 2Si4+ ↔ Ca2+ + 2P5+.

Содержания REE, определенные методом ВИМС (табл. 4, рис. 8) и микрозондовым анализом близки и подтверждают наблюдаемые закономерности в распределении этих элементов в карбонатитах разных типов. Суммарное содержание REE во фторапатите Невании варьирует в пределах 1000–5000 мкг/г, что сопоставимо с содержанием этих элементов в минерале из карбонатитов гидротермального происхождения, но существенно ниже, чем в магматическом фторапатите дифференцированных комплексов Канадской и Кольской щелочных провинций (Chakhmouradian et al., 2017). При этом фторапатит поздних генераций из карбонатитов и апатитовых линз Невании существенно беднее REE, чем минерал ранних генераций, находящийся в равновесии с доломитом.

Таблица 4.  

Содержание Y, REE и Zr (мкг/г) во фторапатите по данным ВИМС

Компо-нент N-2020-2
Y 294 249 147 282 384 332 270 337 234 228 495 250 235 227
La 281 300 98 278 857 304 237 261 215 165 164 273 193 162
Ce 863 712 391 837 1996 1000 851 807 750 650 684 759 804 562
Pr 123 106 84 118 249 173 128 120 102 101 137 87 125 90
Nd 603 467 427 494 985 644 608 638 564 498 586 410 555 473
Sm 135 89 89 109 189 149 134 126 102 103 125 122 110 110
Eu 33 26 21 37 53 40 39 43 26 29 37 35 31 44
Gd 97 65 60 94 129 121 102 99 66 81 78 113 121 109
Tb 13 9 8 14 16 17 14 17 10 10 10 12 18 13
Dy 65 52 40 54 78 77 62 78 49 48 72 54 82 57
Ho 12 10 8 9 15 12 11 17 10 10 14 9 14 10
Er 23 23 13 16 21 28 24 36 20 21 42 18 24 22
Tm 3 2 1 2 3 3 2 4 2 2 5 2 2 2
Yb 15.9 11.9 5.8 6.2 12.0 17 11 25 11 10 30 10 13 10
Lu 2 2 1 1 1 3 2 4 1 1 4 1 1 2
Eu/Eu* 0.29 0.34 0.29 0.37 0.34 0.30 0.33 0.38 0.32 0.32 0.37 0.29 0.27 0.40
Zr 8 2 6 8 6 1 11 5 3 8 5 10 6
Компо-нент N-2020-7
Y 259 196 322 358 244 171 288 260 179 404 398 375 208 194 319
La 366 151 534 289 237 164 579 220 288 582 340 439 301 321 665
Ce 1113 509 1548 931 759 445 1543 651 925 1635 1214 1441 674 768 1820
Pr 177 88 219 143 118 58 216 90 178 249 186 250 107 104 259
Nd 516 368 715 399 418 214 631 389 661 775 744 757 408 388 748
Sm 139 87 124 118 110 58 141 101 123 205 147 179 90 87 163
Eu 43 32 39 41 33 18 40 31 47 56 48 52 27 32 43
Gd 122 88 119 106 105 53 130 87 128 149 151 121 80 94 140
Tb 13 11 15 13 13 7 15 15 13 17 21 19 10 12 19
Dy 60 53 70 70 63 44 69 62 46 80 86 82 49 44 101
Ho 11 10 12 13 11 7 10 9 8 13 15 16 9 7 18
Er 18 21 22 32 22 20 22 19 20 30 34 29 20 15 34
Tm 1 2 2 3 2 2 3 3 2 3 3 3 2 2 3
Yb 11 9 11 15 11 8 14 14 11 15 15 19 9 9 17
Lu 2 1 1 2 1 1 2 2 1 2 1 3 1 1 2
Eu/Eu* 0.33 0.37 0.32 0.37 0.31 0.33 0.29 0.33 0.37 0.32 0.32 0.35 0.32 0.35 0.29
Zr 4 4 5 7 3 1 1 6 6 10 4 5 3 2 9

Примечания. – ниже предела обнаружения. Eu/Eu* = EuN/√(SmN⋅GdN).

Рис. 8.

Диаграммы состава и содержания Y и REE (мкг/г) в изученном фторапатите из карбонатитов комплекса Невания по данным ВИМС: (а) хондрит-нормализованное распределение; (б–д) корреляция суммы REE (мкг/г) от содержания Y, (La/Nd)c и (Ce/Yb)c, нормировка на CI по (Palme, O’Neill, 2014), для сравнения показаны средние составы фторапатита из фоскоритов, кальцитовых и доломитовых карбонатитов дифференцированных интрузивных комплексов Алей (Канада) и Ковдор (Россия) (Chakhmouradian et al., 2017).

Характер хондрит-нормированного распределения REE во фторапатите из карбонатитов Невании соответствует наблюдаемым в минерале из карбонатитов интрузивных дифференцированных комплексов Канады и Кольского полуострова, но с более пологим спектром, слабо выраженными положительными аномалиями для Pr, Nd и Dy и отрицательной для Y. На графике эти спектры занимают промежуточное положение между спектрами минерала из фоскоритов и поздних доломитовых карбонатитов дифференцированных комплексов (рис. 8а), отличаясь повышенным содержанием Y и HREE (рис. 8б–8д). Известно, что повышенные концентрации Y характерны для фторапатита из гранитоидов, а не из карбонатитов (Belousova et al., 2002; Chakhmouradian et al., 2017).

Оценка возраста образования карбонатитов

Для уточнения возраста карбонатитов Невании на SHRIMP-II было проанализировано 97 единичных зерен апатита из 4-х наименее измененных образцов. Содержания U, Th, и радиогенного Pb в минерале существенно отличаются от образца к образцу (табл. 5). Так для обр. N-2020-2 и N-2020-5 содержание U во фторапатите варьирует в пределах 1–3 мкг/г, а Th – 0.1–0.3 мкг/г, Th/U отношение колеблется в пределах 0.1–0.3. Содержание 206Pb в минерале из обр. N-2020-5 изменяется от 1 до 4 мкг/г, фторапатит обр. N-2020-2 характеризуется существенно более радиогенным составом свинца – от 4 до 25 мкг/г 206Pb. Фторапатит обр. N-2020-7 и N-2020-9 обогащен U – от 3 до 14 мкг/г (два зерна более 50 мкг/г) и Th от 2 до 20 мкг/г (одно зерно более 80 мкг/г). Th/U отношение варьирует от 0.4 до 0.9 для фторапатита обр. N-2020-7, и от 1 до 2.1 для обр. N-2020-9, содержание 206Pb изменяется в узких пределах 5–8 мкг/г для обр. N-2020-9, и 9–14 мкг/г для обр. N-2020-7. Во всех изученных зернах минерала присутствовало значительное количество нерадиогенного свинца, составляя от 2 до 8% от содержания изотопа 206Pb для обр. N-2020-2 и N-2020-7, и от 5 до 11% для обр. N-2020-5 и N‑2020-9. В соответствии со значительными вариациями содержания U и Th при относительном постоянстве радиогенного Pb, U-Th-Pb геохронологическая (изотопная) система единичных зерен оказалась в различной степени нарушена, потери U и Th достигают 50–60% (появление “обратно-дискордантных” фигуративных точек на U-Pb диаграмме с конкордией). При этом изотопный состав Pb, рассчитанный с учетом поправки на долю нерадиогенного компонента, захваченного при образовании фторапатита, по величине измеренного изотопа 204Pb, воспроизводится с ошибкой 3–6% для минерала обр. N-2020-5 и N-2020-9, и 1.1–1.5% для обр. N-2020-2 и N-2020-7 (рис. 9а–в). Возраст, соответствующий соотношению радиогенных изотопов свинца 207Pb*/206Pb*, варьирует от 2080 ± 130 до 2070 ± 76 млн лет, для обр. N-2020-5 и N-2020-9, соответственно. Получаемая двукратная разница в величине погрешности возраста определяется соотношением нерадиогенной компоненты Pb к общему содержанию Pb во фторапатите конкретной пробы. Тем не менее, в пределах погрешности оценка возраста по изученным зернам совпадает, средневзвешенный возраст как по двум образцам – 45 единичных зерен, 2070 ± 65 млн лет (рис. 9в), так и по четырем – 97 анализов, 2120 ±  22 млн лет (рис. 9д) идентичен. Нельзя исключить, что некоторое возрастное отличие, сопровождаемое существенным уменьшением радиогенного Pb для фторапатитов обр. N-2020-5 и N-2020-9, было вызвано постмагматическим воздействием гидротермального флюида при фенитизации гнейсов, тогда, вероятно, это событие можно сопоставить с формированием изотопных систем этого минерала 2070 ± ± 65 млн лет назад, а сам процесс формирования и преобразования карбонатитов Невании мог быть протяженным во времени (50–60 млн лет).

Таблица 5.  

Результаты U-Pb SHRIMP-II анализа фторапатита

206Pbc,
%
U, мкг/г Th, мкг/г 232Th/238U 206Pb*, мкг/г 207Pb*/ 206Pb*
млн лет
±1σ, млн лет 238U/206Pb ±1σ, % 207Pb/ |206Pb ±1σ,% 207Pb*/235U ±1σ, % 206Pb*/ 238U ±1σ, % Кор.
1 4.04 3 0.2 0.07 3.8 2242 153 0.74 4.5 0.1412 8.8 26.46 9.9 1.3592 4.5 0.5
2 7.31 2 0.3 0.20 2.4 2169 303 0.64 6.2 0.1354 17.4 28.95 18.4 1.5514 6.2 0.3
3 5.17 2 0.2 0.10 4.4 1832 216 0.33 5.1 0.1120 11.9 46.76 13.0 3.0286 5.1 0.4
4 8.29 2 0.4 0.20 2.5 1951 371 0.72 5.6 0.1196 20.7 22.77 21.5 1.3801 5.6 0.3
5 5.70 1 0.2 0.19 2.1 2265 422 0.56 7.1 0.1431 24.4 35.31 25.4 1.7900 7.1 0.3
6 9.42 1 0.1 0.10 1.8 1993 467 0.58 6.8 0.1225 26.3 29.30 27.1 1.7354 6.8 0.3
7 10.95 1 0.2 0.16 1.9 1852 621 0.62 7.0 0.1132 34.3 25.32 35.0 1.6220 7.0 0.2
8 7.79 1 0.2 0.19 1.8 2056 436 0.59 7.5 0.1270 24.7 29.79 25.9 1.7020 7.5 0.3
9 8.74 1 0.2 0.15 1.9 2067 404 0.73 6.2 0.1278 22.9 24.20 23.7 1.3739 6.2 0.3
10 8.42 1 0.1 0.12 2.7 1935 371 0.41 6.4 0.1186 20.7 39.88 21.7 2.4391 6.4 0.3
11 8.65 1 0.1 0.17 1.0 2425 366 0.62 7.8 0.1571 21.6 35.22 22.9 1.6256 7.8 0.3
12 9.37 1 0.1 0.10 2.5 1849 448 0.37 6.6 0.1130 24.8 42.31 25.6 2.7152 6.6 0.3
13 4.19 1 0.2 0.14 4.8 2004 156 0.26 5.3 0.1233 8.8 65.78 10.2 3.8704 5.3 0.5
14 6.54 2 0.2 0.11 2.4 2165 260 0.86 5.4 0.1351 14.9 21.65 15.8 1.1624 5.4 0.3
15 8.02 2 0.2 0.12 2.8 1943 351 0.52 5.8 0.1191 19.6 31.31 20.5 1.9066 5.8 0.3
16 7.88 3 0.3 0.11 2.6 1965 352 1.09 4.8 0.1206 19.7 15.23 20.3 0.9161 4.8 0.2
17 10.42 2 0.4 0.24 2.1 2252 395 0.73 6.4 0.1420 22.8 26.69 23.7 1.3625 6.4 0.3
18 10.51 1 0.2 0.21 2.1 1986 460 0.57 6.3 0.1220 25.9 29.77 26.6 1.7694 6.3 0.2
19 4.90 2 0.3 0.18 2.4 2185 213 0.72 5.2 0.1366 12.3 26.27 13.3 1.3947 5.2 0.4
20 7.21 2 0.3 0.14 2.2 1878 424 0.83 5.8 0.1149 23.5 19.18 24.2 1.2113 5.8 0.2
21 10.58 54 87 1.67 13.2 2198 273 3.95 4.4 0.1377 15.7 4.80 16.3 0.2530 4.4 0.3
22 6.90 14 19 1.46 8.3 2001 162 1.54 3.4 0.1230 9.1 11.05 9.7 0.6511 3.4 0.3
23 8.81 9 10 1.26 7.4 1824 265 1.10 3.7 0.1115 14.6 13.96 15.1 0.9079 3.7 0.2
24 7.11 8 6 0.74 7.1 2208 161 1.10 3.6 0.1385 9.3 17.34 9.9 0.9081 3.6 0.4
25 6.85 13 14 1.07 7.9 2092 143 1.55 3.4 0.1296 8.1 11.56 8.8 0.6469 3.4 0.4
26 8.37 90 19 2.04 5.6 2056 189 1.64 3.6 0.1269 10.7 10.69 11.3 0.6111 3.6 0.3
27 8.25 12 20 1.76 7.2 1946 190 1.57 3.4 0.1193 10.6 10.49 11.2 0.6380 3.4 0.3
28 7.72 10 15 1.60 6.6 2092 180 1.38 3.7 0.1296 10.3 12.93 10.9 0.7238 3.7 0.3
29 8.80 9 13 1.54 7.0 1897 245 1.17 3.7 0.1161 13.6 13.64 14.1 0.8517 3.7 0.3
30 6.94 12 19 1.59 7.2 1952 163 1.56 3.3 0.1197 9.1 10.59 9.7 0.6419 3.3 0.3
31 7.78 10 5 0.49 7.0 2062 188 1.32 3.5 0.1273 10.6 13.26 11.2 0.7554 3.5 0.3
32 9.41 7 9 1.33 7.0 2010 252 0.97 4.1 0.1237 14.2 17.50 14.8 1.0261 4.1 0.3
33 8.37 11 19 1.75 6.7 1981 193 1.58 3.5 0.1217 10.9 10.64 11.4 0.6339 3.5 0.3
34 8.66 9 12 1.40 6.4 1915 243 1.29 3.7 0.1172 13.5 12.49 14.0 0.7728 3.7 0.3
35 10.62 12 14 1.26 5.5 1647 297 2.05 3.7 0.1012 16.0 6.79 16.4 0.4869 3.7 0.2
36 7.34 11 9 0.80 6.6 2129 159 1.59 3.4 0.1323 9.1 11.49 9.7 0.6298 3.4 0.4
37 9.24 8 6 0.75 6.2 1800 307 1.19 3.9 0.1101 16.9 12.80 17.3 0.8433 3.9 0.2
38 6.88 8 10 1.31 5.7 2067 189 1.31 3.6 0.1277 10.7 13.40 11.3 0.7610 3.6 0.3
39 7.71 11 5 0.48 7.8 2144 163 1.37 3.5 0.1335 9.3 13.40 10.0 0.7285 3.5 0.3
40 7.83 10 17 1.67 7.9 2066 211 1.23 3.7 0.1276 12.0 14.29 12.5 0.8117 3.7 0.3
41 8.97 6 11 2.08 6.8 2202 217 0.78 4.4 0.1380 12.5 24.38 13.2 1.2819 4.4 0.3
42 6.23 11 17 1.64 8.0 2264 134 1.21 4.2 0.1430 7.8 16.30 8.8 0.8268 4.2 0.5
43 6.64 14 22 1.66 7.9 2130 178 1.59 3.5 0.1324 10.1 11.46 10.7 0.6276 3.5 0.3
44 6.80 11 14 1.36 7.3 2149 160 1.34 3.5 0.1338 9.2 13.81 9.8 0.7483 3.5 0.4
45 8.60 7 14 2.14 7.2 2029 217 0.91 3.8 0.1250 12.2 19.01 12.8 1.1033 3.8 0.3
46 2.68 1 0 0.04 18.5 2127 57 0.048 6.5 0.1322 3.2 379 7.3 20.8 6.5 0.9
47 4.15 2 0 0.20 5.53 2137 120 0.343 5.7 0.133 6.8 53.4 8.9 2.91 5.7 0.6
48 3.14 2 0 0.20 21.9 2166 53 0.094 5.1 0.1352 3 198 5.9 10.6 5.1 0.9
49 4.93 2 0 0.11 6.11 2084 150 0.23 5.6 0.129 8.3 77.3 10 4.35 5.6 0.6
50 2.74 1 0 0.34 17.1 2106 58 0.067 5.7 0.1306 3.3 270 6.6 14.97 5.7 0.9
51 2.61 2 0 0.05 20.9 2091 95 0.075 5.4 0.1295 5.4 238 7.6 13.3 5.4 0.7
52 3.65 2 0 0.11 8.21 2025 140 0.226 5.5 0.1248 7.7 76.2 9.4 4.43 5.5 0.6
53 2.35 2 0 0.19 22.4 2022 57 0.063 5.5 0.1245 3.2 272 6.4 15.85 5.5 0.9
54 3.53 1 0 0.14 17.7 2151 70 0.051 6.3 0.134 4 362 7.4 19.6 6.3 0.8
55 3.23 1 0 0.15 16.4 2206 58 0.052 6.1 0.1383 3.3 367 6.9 19.2 6.1 0.9
56 2.70 1 0 0.33 18.3 2201 67 0.065 5.7 0.1379 3.8 294 6.9 15.48 5.7 0.8
57 2.85 2 0 0.18 19.9 2188 54 0.08 5.4 0.1369 3.1 235 6.2 12.46 5.4 0.9
58 3.18 1 0 0.11 19.7 2162 60 0.044 6.3 0.1348 3.4 424 7.2 22.8 6.3 0.9
59 6.64 1 0 0.05 4.18 1832 230 0.162 6.5 0.112 13 95 14 6.18 6.5 0.5
60 3.79 1 0 0.09 8.48 2224 85 0.105 5.9 0.1397 4.9 183 7.7 9.5 5.9 0.8
61 2.65 1 0 0.06 24.9 2164 44 0.047 5.6 0.135 2.5 398 6.1 21.4 5.6 0.9
62 6.46 1 0 0.02 4.92 2035 180 0.182 6.2 0.125 10 95 12 5.48 6.2 0.5
63 3.56 2 0 0.13 8.14 2235 100 0.261 5.1 0.1406 5.8 74.3 7.7 3.83 5.1 0.7
64 3.57 2 0 0.11 13.4 2041 76 0.117 5.3 0.1259 4.3 149 6.8 8.58 5.3 0.8
65 4.75 2 1 0.41 6.12 2088 130 0.282 5.4 0.1293 7.4 63.3 9.1 3.55 5.4 0.6
66 5.21 2 0 0.13 5.55 1878 180 0.333 5.3 0.115 9.8 47.6 11 3 5.3 0.5
67 4.57 2 0 0.18 5.75 1927 150 0.328 5.2 0.118 8.4 49.6 9.9 3.05 5.2 0.5
68 3.19 1 0 0.06 17.1 2120 62 0.058 6 0.1317 3.6 312 6.9 17.2 6 0.9
69 2.76 1 0 0.07 16.3 2085 58 0.06 5.8 0.129 3.3 298 6.7 16.74 5.8 0.9
70 3.55 1 0 0.20 6.09 2160 110 0.175 5.9 0.1347 6 106 8.4 5.71 5.9 0.7
71 3.15 1 1 0.61 13 2042 77 0.065 6.2 0.1259 4.4 266 7.6 15.3 6.2 0.8
72 4.61 9 4 0.45 14.4 2180 77 0.564 4.4 0.1362 4.4 33.3 6.3 1.774 4.4 0.7
73 5.28 9 3 0.35 14 2083 95 0.579 4.5 0.1289 5.4 30.7 7 1.727 4.5 0.6
74 4.08 9 4 0.42 14.2 2234 71 0.545 4.4 0.1405 4.1 35.5 6.1 1.833 4.4 0.7
75 4.94 6 2 0.39 12.9 2128 90 0.448 4.6 0.1322 5.1 40.7 6.9 2.23 4.6 0.7
76 4.50 9 4 0.39 14.4 2195 79 0.586 4.4 0.1374 4.5 32.3 6.3 1.707 4.4 0.7
77 5.33 8 6 0.75 14.1 2045 100 0.545 4.5 0.1262 5.8 31.9 7.3 1.836 4.5 0.6
78 4.24 8 7 0.90 13.8 2125 100 0.544 4.5 0.132 5.8 33.5 7.4 1.838 4.5 0.6
79 4.79 6 3 0.54 13 2216 84 0.449 4.6 0.1391 4.8 42.7 6.7 2.23 4.6 0.7
80 5.85 9 4 0.47 13.1 1916 130 0.625 4.5 0.1173 7.1 25.9 8.4 1.599 4.5 0.5
81 5.35 8 3 0.32 13.3 2076 100 0.57 4.5 0.1284 5.9 31 7.5 1.753 4.5 0.6
82 5.64 3 1 0.28 9.07 2168 110 0.326 6.4 0.1353 6.6 57.3 9.2 3.07 6.4 0.7
83 5.26 3 1 0.23 9.28 2221 120 0.271 5.1 0.14 7.2 71 8.9 3.69 5.1 0.6
84 4.80 7 3 0.42 12.1 2142 90 0.532 4.6 0.1333 5.2 34.6 7 1.881 4.6 0.7
85 5.02 8 7 0.98 14 2102 110 0.513 4.6 0.1303 6.4 35 7.9 1.95 4.6 0.6
86 4.60 8 2 0.28 13 2204 87 0.546 4.5 0.1382 5 34.9 6.7 1.831 4.5 0.7
87 5.47 8 3 0.37 12.3 2018 110 0.576 4.5 0.1242 6.3 29.8 7.8 1.737 4.5 0.6
88 5.35 9 3 0.41 12.6 1967 110 0.613 4.5 0.1207 6.3 27.2 7.7 1.632 4.5 0.6
89 5.89 7 2 0.34 12.3 1915 130 0.507 4.6 0.1173 7.3 31.9 8.7 1.973 4.6 0.5
90 4.61 9 3 0.36 12.4 2072 100 0.647 4.5 0.1281 5.8 27.3 7.3 1.545 4.5 0.6
91 5.49 7 3 0.43 12.2 1955 120 0.545 4.6 0.1199 6.9 30.3 8.3 1.834 4.6 0.6
92 4.77 8 4 0.48 12.3 2133 110 0.613 4.6 0.1326 6.5 29.8 8 1.631 4.6 0.6
93 5.49 8 5 0.70 11.9 1956 130 0.61 4.6 0.12 7.1 27.1 8.4 1.64 4.6 0.5
94 6.33 8 4 0.49 12.5 1947 140 0.552 4.6 0.1194 7.7 29.8 8.9 1.81 4.6 0.5
95 4.48 6 2 0.33 12.7 2262 98 0.437 4.8 0.1429 5.7 45.1 7.4 2.29 4.8 0.6
96 6.24 6 6 0.88 10.8 2098 160 0.546 4.7 0.13 9 32.8 10 1.833 4.7 0.5
97 5.74 3 1 0.29 9.48 2076 130 0.314 5 0.1284 7.4 56.5 8.9 3.19 5 0.6

Примечания. Анализы № 1–20 соответствуют фторапатиту образца N-2020-5, № 21–45: N-2020-9; № 46–71: N-2020-2; № 72–97: N-2020-7. Погрешность определения изотопных отношений и возраста приведены на уровне 1σ; Pbc и Pb* – доля обычного и радиогенного свинца, соответственно; кор. – коэфициент корреляции ошибок по отношениям 206Pb*/238U и 207Pb*/235U.

Рис. 9.

Возрастные характеристики фторапатита из доломитовых и анкеритизированных доломитовых карбонатитов комплекса Невания.

Следует отметить, что благодаря избыточной флюидонасыщенности карбонатитовых расплавов, для многих щелочных и карбонатитовых комплексов разного возраста фиксируется относительно длительный интервал времени формирования от 10 до 50 млн лет – Якупиранга, Бразилия ~10 млн лет (Beccaluva et al., 2017); Айс Ривер и Ока, Канада ~15 и 20 млн лет, соответственно (Tappe, Simonetti, 2012; Chen, Simonetti, 2014); Маунтин Пасс, США ~45 млн лет (Poletti et al., 2016) и др.

С другой стороны, принципиальной дивергенции возрастов не наблюдается (рис. 9д), а наблюдаемый эффект занижения возраста, вероятно, объясняется увеличением погрешности единичного измерения Pb-Pb отношений, вызванных уменьшением содержания Pb в зернах фторапатита (2–7 против 10–20 мкг/г в обр. N-2020-2, N-2020-7). Необходимо отметить, что относительная сохранность изотопных составов Pb при нарушенной замкнутости U–Pb системы с сохранением первичной возрастной информации возможна только в одном случае – при современной потере материнского элемента. То есть, перераспределение U и его миграция из структуры фторапатита должны были происходить значительно позднее формирования самой U–Pb изотопной системы минерала. Даже, если предположить, что основные потери U при перекристаллизации фторапатита и его частичном замещении монацитом-(Се) и U-обогащенным пирохлором происходили 500–600 млн лет назад, то возраст первичной кристаллизации фторапатита при формировании карбонатитов увеличится до 2400 млн лет. Таким образом, несмотря на статистическую корректность проведенной оценки возраста кристаллизации фторапатита из доломитовых карбонатитов комплекса Невания, неопределенность в интерпретации данных сохраняется.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геохимические и минералогические исследования карбонатитов Невании показали, что они по своим характеристикам отличаются от типичных магнезио- и феррокарбонатитов дифференцированных интрузивных комплексов обедненностью в отношении Ba, Ta, Zr, Th и REE (Bell, 1989; Mitchell, 2005; Simandl, Paradis, 2018). Отсутствие магматических кальцитовых карбонатитов является геохимической особенностью комплекса Невания. Минеральные ассоциации доломитовых карбонатитов несут признаки магматической кристаллизации, последующие гидротермальные и метасоматические изменения пород, привели к формированию анкеритизированных доломитовых карбонатитов и кристаллизации вторичных минералов REE, Ba и Sr, кальцита, оксидов и гидроксидов Fe и др. (Viladkar, 1998; Ray et al., 2010, 2013; Doroshkevich et al., 2010; Viladkar, Ramesh, 2014).

В ходе настоящего исследования выявлено значительное воздействие метаморфических процессов на парагенетический состав карбонатитов. В анкеритизированных доломитовых карбонатитах ранний доломит повсеместно замещается Fe-обогащенным доломитом (ранее считался анкеритом) (рис. 2), сосуществующим с карбонатами магнезит–сидеритового состава (Woolley, Buckley, 1993; Doroshkevich et al., 2010; Ray et al., 2013). Единой гипотезы о происхождении магнезиально-железистых карбонатитов не существует. Предполагается, что такие карбонатиты, в качестве реститов, могли формироваться за счет фракционной кристаллизации типичного многокомпонентного щелочно-ультраосновного расплава, либо образоваться на постмагматических гидротермальных стадиях, как поздние дифференциаты первичного карбонатитового расплава (Bell, Rukhlov, 2004; Mitchell, 2005; Simandl, Paradis, 2018 и ссылки в них). В процессе дифференциации и снижении температуры происходит увеличении железистости расплава. Последовательно образуются доломитовые и анкеритовые карбонатиты, а дальнейшее увеличение железистости приводит к появлению кальцит-анкерит-сидеритового парагенезиса с предельно-железистым составом анкерита. Примером этого являются щелочно-ультраосновные с карбонатитами комплексы, например, Карело-Кольской провинции (Афанасьев, 2011; Bell, Rukhlov, 2004). Для Невании, предполагалось, что магнезит является первично-магматическим минералом и мог сосуществовать с доломитом в высокотемпературных расплавах (Woolley, Buckley, 1993). По данным термодинамического моделирования (McSwiggen, 1993), в зависимости от состава исходного карбонатитового расплава, в системе C-aCO3–FeCO3–MgCO3 возможны следующие равновесия: кальцит с анкерит-доломитовым твердым раствором или анкерит-доломитовый твердый раствор с магнезитом (Шацкий и др., 2015). В известных интрузивных полифазных карбонатитовых комплексах последний вариант не обнаружен (Woolley, Kjarsgaard, 2008). Составы Fe-содержащих карбонатов Невании, показывают, что при магматической кристаллизации, они не могли находиться в поле равновесного сосуществования доломита и магнезита. Формирование доломит-магнезитовых карбонатитов за счет фракционирования обычной кальций-карбонатитовой магмы невозможно, так как процесс фракционной кристаллизации не может преодолеть доломитовый термальный барьер. Сосуществование доломита и магнезита при Т от 460 до 950°C (Doroshkevich et al., 2010; Viladkar, Ramesh, 2014) теоретически возможно, но протолит такого парагенезиса мог быть и не магматическим.

В условиях метаморфизма, минералы группы апатита становятся нестабильными и могут перекристаллизовываться с увеличением скорости диффузии примесных элементов, что отражается на вариациях и сохранности изотопного состава (Kirkland et al., 2018). Апатит метасоматического и/или метаморфического генезиса, характеризуется низкими концентрациями Pb, Th, U, LREE и Y, по сравнению с магматическим апатитом из карбонатитовых, щелочных или гранитных систем (Belousova et al., 2002; Cochrane et al., 2014; Harlov, 2015; Chakhmouradian et al., 2017; Henrichs et al., 2018). Резкое уменьшение содержания этих катионов в минерале из метаморфических пород объясняется его перекристаллизацией с одновременным перераспределением элементов в сосуществующие фазы, например, минералы группы эпидота или монацита. Минералы группы апатита в метаморфических породах, сформировавшихся при высоких Т и Р, представлены именно фторапатитом, ранние генерации которого могут перекристаллизоваться с образованием монацита-(Се) (Harlov, 2015; Сафонов и др., 2019), подобное наблюдается и в карбонатитах интрузивных дифференцированных комплексов (Капустин, 1971; Zaitsev et al., 2015; Chen et al., 2017; Simandl, Paradis, 2018). В карбонатитах комплекса Невания монацит-(Се) обнаружен во включениях в Fe-обогащенном доломите и в качестве фазы, замещающей фторапатит. В экспериментальных условиях кристаллизация монацита при воздействии щелочного гидротермального флюида на фторапатит возможна при T ниже 700°C и P ниже 7 кбар (Antignano, Manning, 2008), что отвечает условиям метаморфизма амфиболитовой фации. Кристаллизация монацита-(Се) в карбонатитах Невании могла происходить с удалением флюидом Na из системы фторапатита, и концентрированием REE во вторичные фосфаты (Harlov et al., 2005; Harlov, 2011), что соответствует следующей реакции: (Ca5 – 2x,Nax,LREEx)P3O12F + x(2Ca2+ + P5+) = = Ca5P3O12F + xLREEPO4 + x(Na+). Поскольку монацит-(Се) образуется за счет фторапатита, его микроэлементный состав будет определяться количеством Y, LREE, Th и U, доступным для извлечения из замещаемого минерала. Содержание U в монаците-(Се) из карбонатитов комплекса Невания по данным микрозондового анализа – ниже предела обнаружения, оксида Th ниже 0.5 мас. % и близки к концентрациям этих элементов во фторапатите (табл. 3).

Магнетит в карбонатитах Невании формирует несколько генераций, различающихся морфологически, временем кристаллизации и вариациями содержания Fe, Ti и Cr (Viladkar et al., 1986; Doroshkevich et al., 2010). Поздняя генерация минерала представляет собой пластинчатые интерстициальные выделения среди зерен Fe-обогащенного доломита, которые могут замещаться сидеритом (Doroshkevich et al., 2010; Ray et al., 2013; Woolley, Buckley, 1993). В этих ассоциациях постоянно встречаются сферолиты и таблитчатые кристаллы графита. Ассоциация магнетит-графит-сидерит могла формироваться в качестве наложенной при метаморфическом преобразовании карбонатитов. По реакции термического диспропорционирования: 6FeCO3 → 2Fe3O4 + C + 5CO2 – из сидерита образуется магнетит, и неустойчивая газовая фаза CО2 + CО, из которой далее кристаллизуется графит. Подобный механизм для формирования графит-магнетитовых ассоциаций был описан для архейских метакарбонатитов зеленокаменного пояса Исуа в юго-западной Гренландии (Van Zuilen et al., 2003), где было показано, что равновесие реакции диссоциации сидерита начинает достигаться при Т 450–600°С и Р 0.5 кбар, повышение давления приводит к снижению температуры до 400°С. Такие условия могли реализоваться неоднократно, при наложенных метаморфических событиях, фиксируемых в районе формирования комплекса Невания с 2 млрд лет (Verma, Greiling, 1995; Bucher, Grapes 2011; Ray et al., 2013; Paul et al., 2020).

Как уже показано выше, при анализе U-Pb системы фторапатита наиболее вероятный возраст образования карбонатитов Невании – 2.1 млрд лет, но проведенные ранее геохронологические исследования показывают возраст от 2.3 млрд до 900 млн лет (табл. 1). Разрешить эту неопределенность возможно, привлекая результаты анализа U–Pb изотопной системы циркона, титанита или рутила, которые в единичном количестве обнаруживаются в этих карбонатитах. Некоторые ограничения возраста образования карбонатитов можно получить, используя известные количества Pb в U-обогащенном пирохлоре (Viladkar, Ghose, 2002; Viladkar et al., 2017). Очевидно, что в закрытой системе U-обогащенного пирохлора содержание Pb не должно быть меньше того, которое образовалось за счет распада, находящихся в нем радиоактивных элементов. Таким образом, для зерен минерала с варьирующим содержанием U, Th и Pb (Viladkar, Ghose, 2002; Viladkar et al., 2017) можно рассчитать максимальный возраст их кристаллизации (Фор, 1989). Если предположить, что пирохлор существовал как закрытая система, то его возраст определяется в диапазоне 600–900 млн лет. Эти значения близки к оценкам возраста карбонатитов, полученным при анализе K‒Ar и Rb–Sr изотопных систем (табл. 1) и соответствуют времени одного из метаморфических этапов преобразования пород региона Раджастан (Ray et al., 2013).

Рис. 10.

U–Pb диаграммы с конкордией для циркона из карбонатита (N-2020-9) и изображением 100 мкм зерен циркона в проходящем свете. (а) – конкордантный кластер метаморфогенных зерен с возрастом 910 ± 10 млн лет, (б) – дискордия по цирконам карбонатитовой разновидности с нижним пересечением в начале координат (0 возраст).

Такой же возраст (рис. 10а) получен нами для единичных зерен циркона из доломитового карбонатита (обр. N-2020-9) с типичными метаморфогенными характеристиками: содержание U в них 700-1100 мкг/г, Th – 15-30 мкг/г, а Th/U отношение – менее 0.03. При этом сами зерна имеют темную окраску в проходящем свете, отличаются отсутствием катодолюминесценции. Доля таких зерен в мономинеральной фракции данного образца не превышает 30%. Остальные зерна представлены короткостолбчатыми дипирамидальными кристаллами, характерной морфологией для карбонатитов и щелочных пород (Капустин, 1971). U-Pb система этих цирконов также характеризуется типичным для карбонатитовых комплексов содержанием радиоактивных элементов: U – 1–3 мк/г, Th – 30–115 мкг/г, а среднее Th/U отношение составляет 12.3. Циркон из карбонатитов характеризуется наличием флюидных и минеральных микровключений, высокой степенью метамиктности, предельно низким содержанием радиогенного Pb (206Pb ≤ 0.8 мкг/г), что приводит к существенному нарушению замкнутости изотопной U-Pb системы и общей дискордантности получаемых возрастов (Millonig et al., 2013; Villa, 2016; Mitchell et al., 2017). Тем не менее, результаты SHRIMP-II анализа U–Pb изотопной системы 4-х кристаллов циркона из карбонатитов Невании позволяют построить дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией определяет время образования U–Pb системы минерала в 2108 ± 120 млн лет при величине среднего квадрата взвешенных отклонений (СКВО) 1.9 (рис. 10б). Средневзвешенная оценка возраста по отношению радиогенных изотопов Pb – 207Pb/206Pb для цирконов – 2150 ± 110 при СКВО равном 1.7. Несмотря на высокую погрешность полученного возраста для циркона, он близок к значению, полученному для фторапатита – 2120 ± 22 млн лет, и наиболее вероятному возрасту внедрения комплекса Невания. Эти оценки близки к опубликованным ранее (Schleicher et al., 1997), полученным по валовым пробам пород (Pb-Pb система) – 2273 ± 13 мнл лет.

Высокая сохранность геохимической и возрастной информации (в частности U–Th–Pb изотопной системы) для апатита карбонатитовых комплексов отмечалась и ранее (Antoine et al., 2020; Chen, Simonetti, 2014, Mitchell et al., 2017), для метакарбонатитовых комплексов (наложенный метаморфизм амфиболитовой фации на сформированные ранее карбонатиты), при этом подвижность U-Pb системы (степень нарушенности) апатита и циркона при метаморфизме часто аналогична (Millonig et al., 2013). Это позволяет успешно использовать U–Pb систему апатита для оценки возраста первичной кристаллизации расплавов и при полиметамофризме щелочно-карбонатитовых массивов (Millonig et al., 2013).

ВЫВОДЫ

Полученные новые генетические данные по минеральным ассоциациям, составу и возрасту пород, позволили уточнить время внедрения карбонатитовых расплавов и длительности метаморфического/метасоматического изменения пород массива. Впервые на современном эрозионном срезе массива Невании установлены остаточные магматические и вторичные метаморфические признаки кристаллизации и перекристаллизации пород.

Доломитовые и анкеритизированные доломитовые карбонатиты комплекса Невания формировались последовательно. Образование трещиноватых, блочных и брекчированных текстур, линзовидных, полосчатых и флюидизированных структур в породах, наблюдаемое по всему объему интрузии, связано с региональным метаморфизмом (Viladkar, Wimmenauer, 1986; Pandit, Golani, 2001; Ray et al., 2013). Карбонатиты Невании характеризуются близким составом к железо-магнезиальным интрузивным карбонатитам Мира, но в отличие от них обеднены в отношении Ba, Ta, Zr, Th и REE.

Изменение парагенезисов карбонатитов проходило в широком диапазоне температур и давлений: Т 550–750°С и Р 2–6 кбар, соответствующим амфиболитовой фации метаморфизма (Verma, Greiling, 1995; Bucher, Grapes, 2011). Основные минералы перекристаллизовывались и замещались вторичными фазами. Образовались поздние генерации фторапатита и магнетита, сидерит, магнезит, монацит-(Се), графит, молибденит и др. Перераспределение элементов в карбонатах и фторапатите было значительным.

Выполненные изотопные U–Pb анализы фторапатита показали, что формирование ранних генераций минерала происходило 2.1 млрд лет назад в результате внедрения карбонатитовых расплавов во вмещающие гранитогнейсы архейского возраста. Результаты изотопных U–Th–Pb анализов циркона подтвердили полученный возраст. Карбонатиты могли изменить первично-магматические геохимические и минералогические характеристики при неоднократной перекристаллизации. Перекристаллизация фторапатита с одновременным образованием монацита-(Се), способствовала нарушению U–Pb системы фторапатита, и сопровождалась нарушением Rb–Sr и Sm–Nd систем пород и минералов. Активная фенитизация гранито-гнейсов в ходе посмагматического гидротермального воздействия способствовала привносу нерадиогенного Pb (до 10–11 мас. %) во фторапатит. Изотопный состав и содержание Pb в U-обогащенном пирохлоре и метаморфогенном цирконе показали, что они образовались не ранее 900 млн лет назад, U–Pb система могла нарушаться в условиях метаморфизма амфиболитовой фации, который проявлялся вплоть до панафриканского орогенеза 500–600 млн лет назад (Roy, Jakhar, 2002).

Авторы выражают признательность двум анонимным рецензентам за конструктивные замечания.

Определение возраста выполнено в рамках темы: “Разработка новых методик определения химических элементов, локального изотопного и люминесцентного датирования геологических объектов при аналитическом сопровождении мероприятий государственного геологического изучения недр в 2021–2023 гг.”

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 19-55-45010 с Российской стороны и DST RFBR 2019/120 (с Индийской стороны).

Список литературы

  1. Афанасьев Б.В. (2011) Минеральные ресурсы щелочно-ультраосновных массивов Кольского полуострова. СПб.: Роза ветров, 224.

  2. Капустин Ю.Л. (1971) Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 286 с.

  3. Колотов В.П., Жилкина А.В., Широкова В.И., Догадкинa Н.Н., Громяк И.Н., Догадкин Д.Н., Зыбинский А.М., Тюрин Д.А. (2020) Новый подход к минерализации образцов в открытой системе для анализа геологических образцов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой с улучшенными метрологическими характеристиками. Журн. аналитической химии. 75(5), 394-407.

  4. Сафонов О.Г., Бутвина В.Г., Лиманов Е.В., Косова С.А. (2019) Минеральные индикаторы реакций с участием солевых компонентов флюидов в глубокой литосфере. Петрология. 27(5), 525-556.

  5. Фор Г. (1989) Основы изотопной геологии. М.: Мир, 590.

  6. Шацкий А.Ф., Литасов К.Д., Пальянов Ю.Н. (2015) Фазовые взаимоотношения в карбонатных системах: обзор экспериментальных данных. Геология и геофизика. 56(1–2), 149-187.

  7. Antoine C., Bruand E., Guitreau M., Devidal J.-L. (2020) Understanding preservation of primary signatures in apatite by comparing matrix and zircon-hosted crystals from the Eoarchean Acasta Gneiss Complex (Canada). Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 21, e2020GC008923. https://doi.org/10.1029/2020GC008923

  8. Antignano A., Manning C.E. (2008) Fluorapatite solubility in H2O and H2O–NaCl at 700 to 900°C and 0.7 to 2.0 GPa. Chem. Geol. 251, 112-119.

  9. Banerjee A., Satish–Kumar M., Chakrabarti R. (2021) Sulfur, carbon and oxygen isotopic compositions of Newania carbonatites of India: implications for the mantle source characteristics. J. Mineral. Petrol. Sci. 116(3), 121-128.

  10. Beccaluva L., Bianchini G., Natali C., Siena F. (2017) The alkaline-carbonatite complex of Jacupiranga (Brazil): magma genesis and mode of emplacement. Gondwana Research. 44, 157-177.

  11. Bell K. (1989) Carbonatites: Genesis and Evolution. London: Unwin Hyman, 618.

  12. Bell K., Rukhlov A.S. (2004) Carbonatites from the Kola Alkaline Province: origin, evolution and source characteristics. Phoscorites and Carbonatites from Mantle to Mine: the Key Example of the Kola Alkaline Province (Eds. Wall F., Zaitsev A.N.). London: Mineralogical Society Series. 10, 433-468.

  13. Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Fisher N.I. (2002) Apatite as an indicator mineral for mineral exploration: trace-element compositions and their relationship to host rock type. J. Geochem. Explor. 76, 45-69.

  14. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M., Davis D.W., Aleinikoff J.N., Valley J.W., Mundil R., Campbell I.H., Korsch R.J., Williams I.S., Foudoulis C. (2004) Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of a trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards. Chemical Geology. 205, 115-140.

  15. Bucher K., Grapes M. (2011) Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 428.

  16. Chakhmouradian A.R., Reguir E.P., Zaitsev A.N., Couëslan C., Xue C., Kynický J., Mumin A.H., Yang P. (2017) Apatite in carbonatitic rocks: compositional variation, zoning, element partitioning and petrogenetic significance. Lithos. 274–275, 188-213.

  17. Chen W., Simonetti A. (2014) Evidence for the multistage petrogenetic history of the Oka carbonatite complex (Quebec, Canada) as recorded by perovskite and apatite. Minerals. 4, 437-476.

  18. Chen W., Honghui H., Bai T., Jiang S. (2017) Geochemistry of monazite within carbonatite related REE deposits. Resources. 6, 51.

  19. Choudhary A.K., Gopalan K., Sastry C.A. (1984) Present status of geochronology of the Precambrian rocks of Rajasthan. Tectonophysics. 105, 131-140.

  20. Cochrane R., Spikings R. A., Chew D., Wotzlaw J.-F., Chiaradia M., Tyrrell S., Schaltegger U., van der Lelij R. (2014) High temperature (>350°C) thermochronology and mechanisms of Pb loss in apatite. Geochimica et Cosmochimica Acta. 127, 39-56.

  21. Crawford A.R. (1970) The Precambrian geochronology of Rajasthan and Bundelkhand, northern India. Canadian J. Earth Sciences. 7, 91-110.

  22. Deans T., Powell J.L. (1968) Trace elements and strontium isotopes in carbonatites, fluorites and limestones from India and Pakistan. Nature. 218, 750-752.

  23. Doroshkevich A.G., Ripp G., Viladkar S. (2010) Newania carbonatite, western India: example of mantle derived magnesium carbonatites. Mineral. Petrol. 98(1–4), 283-295.

  24. Ireland T.R., Williams I.S. (2003) Considerations in zircon geochronology by SIMS. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 53, 215-241.

  25. Golani P., Pandit M. (1999) Evidence of epithermal activity and gold mineralization Newania carbonatite, Udaipur district, Rajasthan. J. Ggeological Society of India. 54, 251-257.

  26. Gruau G., Petibon C., Viladkar S., Fourcade S., Bernard-Griffiths J., Mace J. (1995) Extreme isotopic signatures in carbonatites from Newania, Rajasthan. Terra Nova. Abstr. Suppl. 7(1), 336.

  27. Harlov D.E., Wirth R., Förster H.J. (2005) An experimental study of dissolution–reprecipitation in fluorapatite: fluid infiltration and the formation of monazite. Contrib. Mineral. Petrol. 150(3), 268-286.

  28. Harlov D.E. (2011) Formation of monazite and xenotime inclusions in fluorapatite megacrysts, Gloserheia Granite Pegmatite, Froland, Bamble Sector, southern Norway. Miner. Petrol. 102, 77-86.

  29. Harlov D.E. (2015) Apatite: a fingerprint for metasomatic processes. Elements. 11(3), 171-176.

  30. Henrichs I.A., O’Sullivan G., Chew D.M., Mark C., Babechuka M.G., McKenna C., Emoc R. (2018) The trace element and U-Pb systematics of metamorphic apatite. Chem. Geol. 483, 218-238.

  31. Hollocher K., Ruiz J. (1995) Major and trace element determinations on NIST glass standard reference materials 611, 612, 614 and 1834 by inductively coupled plasma-mass spectrometry. Geostandards Newsletter. 19(1), 27-34.

  32. Hughes J.M., Rakovan J.F. (2015) Structurally robust, chemically diverse: apatite and apatite supergroup minerals. Elements. 11, 165-170.

  33. Kennedy A.K., Crowley J.L., Schmitz M.D., Wotzlaw J. (2012) SHRIMP apatite analysis and data reduction. Australia, 6th International SHRIMP Workshop, 68-70.

  34. Kirkland C.L., Yakymchuk C, Szilas K., Evans N., Hollis J., McDonald B., Gardiner N.J. (2018) Apatite: a U-Pb thermochronometer or geochronometer? Lithos. 318–319, 143-157.

  35. Krishnamurthy P. (2019) Carbonatites of India. J. Geological Society of India. 94, 117-138.

  36. Kruger J.C., Romer R.L., Kampf H. (2013) Late Cretaceous ultramafic lamprophyres and carbonatites from the Delitzsch complex, Germany. Chemical Geology. 353, 140-150.

  37. Leelanandam C., Burke K., Ashwal L.D., Webb S.J. (2006) Proterozoic mountain building in peninsular India: analysis based primarily on alkaline rock distribution. Geol. Mag. 143, 195-212.

  38. Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B., Le Bas M.J., Bonin B., Bateman P., Bellieni G., Dudek A., Efremova S., Keller J., Lameyre J., Sabine P.A. (2002) Igneous rocks: a classification and glossary of terms: recommendations of the International Union of Geological Sciences, subcommission on the systematics of igneous rocks. Cambridge: Cambridge University Press, 236.

  39. Lodders K., Palme H., Gail H.-P. (2009) Abundances of the elements in the Solar System. Landolt-Bӧrnstein – group VI astronomy and astrophysics. SpringerVerlag Berlin Heidelberg. 4B, 712-770.

  40. Ludwig K.R. (2005) SQUID 1.13a. A user’s manual. A geochronological toolkit for microsoft excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2, 1-19.

  41. Ludwig K.R. (2012) User’s manual for Isoplot/Ex, version 3.75. A geochronological toolkit for microsoft excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 5, 1-71.

  42. Luo Y., Hughes J.M., Rakovan J., Pan Y. (2009) Site preference of U and Th in Cl, F, and Sr apatites. Amer. Min. 94, 345-351.

  43. McSwiggen P.L. (1993) Alternative solution model for the ternary carbonate system CaCO3–MgCO3–FeCO3 II. Calibration of a combined ordering model and mixing model. Phys. Chem. Minerals. 20(4), 55.

  44. Millonig L.J., Gerdes A., Groat L.A. (2013) The effect of amphibolite facies metamorphism on the U-Th-Pb geochronology of accessory minerals from meta-carbonatites and associated meta-alkaline rocks. Chemical Geology. 353, 199-209.

  45. Mitchell R.H. (2005) Carbonatites and carbonatites and carbonatites. The Canadian Mineralogist. 43, 2049-2068.

  46. Mitchell R., Chudy Th., McFarlane C.R.M., Wu F.-Y. (2017) Trace element and isotopic composition of apatite in carbonatites from the Blue River area (British Columbia, Canada) and mineralogy of associated silicate rocks. Lithos. 286–287, 75-91.

  47. Palme H., O’Neill H.S.C. (2014) 3.1 – Cosmochemical estimates of mantle composition. In Treatise on Geochemistry (Eds. Holland H.D., Turekian K.K.). Oxford: Elsevier, 1-39.

  48. Pandit M.K, Golani P.R (2001) Reappraisal of the petrologic status of Newania ‘carbonatite’ of Rajasthan, western India. J. Asian Earth Sci. 19, 305-310.

  49. Pandit M.K., Sial A.N., Saxena D., Ferreira V.P. (2000) Nonmagmatic features in carbonatitic rocks: A reexamination of Proterozoic “carbonatites” southeast Rajasthan, northwest Indian craton. Int. Geology Review. 42, 1046-1053.

  50. Pandit M.K., Sial, A.N., Sukumaran G.B., Pimentel M.M., Ramasamy A.K., Ferreira V.P., (2002) Depleted and enriched mantle sources for Paleo-and Neoproterozoic carbonatites of southern India: Sr, Nd, C–O isotopic and geochemical constraints. Chemical Geology. 189(1–2), 69-89.

  51. Pan Y., Fleet M.E. (2002) Compositions of the apatite-group minerals: substitution mechanisms and controlling factors. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 48(1), 13-49.

  52. Paul D., Chandra J., Halder M. (2020) Proterozoic alkaline rocks and carbonatites of Peninsular India: a review. Episodes. 43(1), 249-277.

  53. Pasero M., Kampf A.R., Ferraris C., Pekov I.V., Rakovan J., White T.J. (2010) Nomenclature of the apatite supergroup minerals. European J. Mineralogy. 22, 163-179.

  54. Poletti J.E., Cottle J.M., Hagen-Peter G.A., Lackey J.S. (2016) Petrochronological constraints on the origin of the Mountain Pass ultrapotassic and carbonatite intrusive suite, California. J. Petrology. 57(8), 1555-1598.

  55. Randive K., Meshram T. (2020) An overview of the carbonatites from the Indian Subcontinent. Open Geosciences. 12(1), 85-116.

  56. Ray J.S., Shukla A.D., Dewangan L.K. (2010) Carbon and oxygen isotopic compositions of Newania dolomite carbonatites, Rajasthan, India: implications for source of carbonatites. Mineral. Petrol. 98, 269-282.

  57. Ray J.S., Pandey K., Bhutani R., Shukla A.D., Rai V.K., Kumar A., Awasthi N., Smitha R.S., Panda D.K. (2013) Age and geochemistry of the Newania dolomite carbonatites, India: implications for the source of primary carbonatite magma. Contrib. Mineral. Petrol. 166, 1613-1632.

  58. Rodionov N.V., Belyatsky B.V., Antonov A.V., Kapitonov I.N., Sergeev S.A. (2012) Comparative in-situ U–Th–Pb geochronology and trace element composition of baddeleyite and low-U zircon from carbonatites of the Palaeozoic Kovdor alkaline–ultramafic complex, Kola Peninsula, Russia. Gondwana Research. 21, 728-744.

  59. Roy A.B., Jakhar S.R. (2002) Geology of Rajasthan (northwest India): Precambrian to recent. Scientific Publishers. India: Jodhpur, 421.

  60. Simandl G.J., Paradis S. (2018) Carbonatites: related ore deposits, resources, footprint, and exploration methods. Applied Eearth Science (Trans. Inst. Min. Metall. B). 127(4), 123-152.

  61. Schleicher H., Todt W., Viladkar S.G., Schmidt F. (1997) Pb/Pb age determinations on Newania and Sevathur carbonatites of India: evidence for multi-stage histories. Chem. Geol. 140, 261-273.

  62. Sukheswala R.N. (1976) Carbonatite kimberlite complexes of India. J. Geological Society of India. 17(4), 429-437.

  63. Tantkar P., Patidar R., Agrawal V. (2019) A study of fenitization around Newania carbonatite body, district Udaipur, Rajasthan. IJSRR. 8(2), 76-80.

  64. Tappe S., Simonetti A. (2012) Combined U-Pb geochronology and Sr-Nd isotope analysis of the Ice River perovskite standard, with implications for kimberlite and alkaline rock petrogenesis. Chemical Geology. 304-305, 10-17.

  65. Trdlicka Z., Hoffman V. (1976) Undersuchengen der chemischen zusammensetzung der gangkarbonate von Kutna Hora (CSSR). Freiberger Forschungshefte. C231, 29-81.

  66. Van Zuilen M.A., Lepland A., Teranes J., Finarelli J., Wahlen M., Arrhenius G. (2003) Graphite and carbonates in the 3.8 Ga old Isua Supracrustal Belt, southern West Greenland. Precambrian Research. 126, 331-348.

  67. Veksler I.V., Petibon C., Jenner G.A., Dorfman A.M., Dingwell D.B. (1998) Trace element partitioning in immiscible silicate–carbonate liquid systems: an initial experimental study using a centrifuge autoclave. J. Petrol. 39, 2095-2104.

  68. Verma P.K., Greiling R.O. (1995) Tectonic evolution of the Aravalli Orogen (NW India): an inverted Proterozoic rift basin. Geologische Rundschau. 84(4), 683-696

  69. Viladkar S.G. (1980) The fenitized aureole of the Newania carbonatite, Rajasthan. Geological Magazine. 117(3), 285-292.

  70. Viladkar S.G. (1998). Carbonatite occurrences in Rajasthan, India. Petrology. 6(3), 272-283.

  71. Viladkar S.G., Pawaskar P.B. (1989) Rare earth element abundances in carbonatites and fenites of the Newania complex, Rajasthan, India. Bulletin Geological Society of Finland. 61, 113-122.

  72. Viladkar S.G., Bismayer U., Zietlow P. (2017) Metamict U-rich pyrochlore of Newania carbonatite, Udaipur, Rajasthan. J. Geological Society of India. 89, 133-138.

  73. Viladkar S.G., Ghose I. (2002) U-rich pyrochlore in carbonatite of Newania, Rajasthan. Neues Jahrbuch für Mineralogie – Monatshefte. 3, 97-106.

  74. Viladkar S.G., Kienast J.R., Fourcade S. (1993) Mineralogy of the Newania carbonatite, Rajsthan, India. IAGOD Symposium abstr. France: Orleans, 55.

  75. Viladkar S.G., Ramesh R. (2014) Stable isotope geochemistry of some Indian carbonatites: implications for magmatic processes and post-emplacement hydrothermal alteration. Comunicaçõe Geológicas. 101(1), 55-62.

  76. Viladkar S.G., Wimmenauer W. (1986) Mineralogy and geochemistry of the Newania carbonatite–fenite complex, Rajasthan, India. N. Jb. Mineral. Abh. 156, 1-21.

  77. Villa I.M. (2016) Diffusion in mineral geochronometers: present and absent. Chemical Geology. 420, 1-10.

  78. Wang W., Cawood P.A., Pandit M.K., Zhou M.-F., Chen W.T. (2017) Zircon U-Pb and Hf isotope evidence for an Eoarchaean crustal remnant and episodic crustal reworking in response to supercontinent cycles in NW India. J. Geol. Soc. 174, 759-772.

  79. Wiedenbeck M., Alle P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M, Oberli F., von Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W. (1995) Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analysis. Geostandard Newsletter. 19, 1-38.

  80. Williams J.S. (1998) U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. Application of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Rev. Econ. Geol. 7, 1-35.

  81. Woolley A.R., Buckley H.A. (1993) Magnesite-siderite series carbonates in the Nkombwa and Newania carbonatite complexes. S.Afr.1.Geol. 96(3), 126-130.

  82. Woolley A.R., Kempe D.R.C. (1989) Carbonatites: nomenclature, average chemical compositions and element distribution. In Carbonatites: Genesis and Evolution (Ed. Bell K.). London: Unwin Hyman, 1-14.

  83. Woolley A.R., Kjarsgaard B.A. (2008) Paragenetic types of carbonatite as indicated by the diversity and relative abundances of associated silicate rocks: evidence from a global database. The Canadian Mineralogist. 46(4), 741-752.

  84. Ying Y., Chen W., Lu J., Jiang Sh.-Y., Yang Yu. (2017) In situ U-Th-Pb ages of the Miaoya carbonatite complex in the South Qinling orogenic belt, central China. Lithos. 290–291, 159-171.

  85. Zaitsev A.N., Williams T.C., Jeffries T.E., Strekopytov S., Moutte J., Ivashchenkova O.V., Spratt J., Petrov S.V., Wall F., Seltmann R., Borozdin A.P. (2015) Rare earth elements in phoscorites and carbonatites of the Devonian Kola Alkaline Province, Russia: examples from Kovdor, Khibina, Vuoriyarvi and Turiy Mys complexes. Ore Geol. Rev. 64, 477-498.

Дополнительные материалы отсутствуют.