CC BY
64
Генезис посткарбонатитовой фосфатной минерализации в пределах ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса
Р.П. Лиферович, Т.Б. Баянова, О.В. Гоголь, О.Г. Шерстеникова,
0.А. Деленицин
Геологический институт КНЦ РАН
Аннотация. Получен ряд данных по изотопному составу стронция в карбонатах и фосфатах посткарбонатитовых гидротермальных минеральных ассоциаций в пределах фоскорит-карбонатитового комплекса Ковдорского щёлочно-ультраосновного массива. Эти результаты в сопоставлении с имеющимися в литературе данными по карбонатитам и фоскоритам данного комплекса показывают, что гидротермальная фосфатная минерализация в полостях доломитовых карбонатитов и фоскоритов сформирована ювенильными растворами. Последние генетически не были связаны с дренируемыми породами, в первую очередь с доломитовыми карбонатитами, а являлись флюидными производными очага, давшего начало фоскоритам-карбонатитам кальцитовой стадии. Примечателен факт, что минералообразующие растворы, будучи коровыми по месту зарождения, имели мантийный состав Sr, что объяснимо их связью с карбонатитовым очагом, имеющим мантийное происхождение. Данные по изотопному составу карбонат-фторапатита, породообразующего минерала из цемента апатит-франколитовых брекчий в центральной части ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса, дают основания считать эти породы эксплозивными образованиями со значительной степенью гидротермальной переработки; в направлении к периферии комплекса роль гипергенных процессов в формировании современного состава этих пород заметно нарастает.
Abstract. 87Sr/86Sr isotopic ratios were studied in carbonates and phosphates from postcarbonatite hydrothermal mineral assemblages occurring in the phoscorite-carbonatite complex of the Kovdor alkaline-ultrabasic massif. The obtained results compared with those published earlier for the Kovdor carbonatites and phoscorites show that the hydrothermal phosphatic mineralization in cavities of dolomitic carbonatites and phoscorites was formed by juvenile solutions. The latter were not derived from drainaged rock (i.e. from dolomitic carbonatites), but were fluids produced by a magmatic chamber, which was generating phoscorite-carbonatite series during a calcitic stage of formation of the Kovdor complex. The following fact is of interest: mineral-forming solutions, despite being formed in the crust, have a mantle 87Sr/86Sr ratio, which can be explained by their relation to a mantle-derived carbonatite. Data obtained on Sr isotopic composition of carbonate-fluorapatite, which is a cement-forming mineral in apatite-francolite breccias of the central area of phoscorite-carbonatite complex, suggest an explosive origin for these rocks, followed by significant hydrothermal alteration. The role of exogenic processes in the formation of present-day composition of the apatite-francolite breccias rises toward the marginal area of the Kovdor phoscorite-carbonatite complex.
1. Введение
Определение генезиса некоторых геологических образований, характерных для щёлочно-ультраосновных массивов, является сложной, неоднозначно решаемой задачей. Примером могут служить соотношения карбонатитов и фоскоритов, формирующихся в несколько последовательных стадий собственно карбонатитового этапа при сложном сочетании магматических, метасоматических и гидротермальных процессов. Для посткарбонатитового этапа эволюции этих массивов также характерны сложные, зачастую полигенные образования. Авторами на основании геологических наблюдений в пределах фоскорит-карбонатитового комплекса Ковдорского щёлочно-ультраосновного массива выделяется ряд такого рода посткарбонатитовых образований. К ним отнесены:
- гидротермальные ассоциации в кавернах минерализованных доломитовых карбонатитов, возникших за счёт изменения обычных магнезиальных карбонатитов. Преобразование последних было вызвано катаклазом жильных тел этих пород в линейной зоне долгоживущего разлома северо-восточного простирания, которое сопровождалось циркуляцией гидротерм по ослабленным блокам. В кавернах, возникших за счёт выщелачивания растворами первичных минералов (пирротина и фторапатита), сформировались гидротермальные минеральные ассоциации постериорного характера, содержащие уникальную фосфатную минерализацию скандия (Лиферович, 1996; Лиферович и др., 1997).
61
Максимально разнообразно представлены в этих гидротермалитах водные фосфаты: гидроксил-фторапатит, гояцит, коллинсит, крандаллит, ёнаит и др., всего около 20 видов;
- гидротермальные ассоциации в минерализованных трещинах среди интенсивно катаклазированных и серпентинизированных фоскоритов, близкие по видовому составу к ассоциациям в кавернах минерализованных доломитовых карбонатитов. Эти образования прослеживаются в зоне другого долгоживущего разлома, имеющего субмеридиональное простирание;
- апатит-франколитовые породы. Как правило, представляют собой апофоскоритовые и апокарбонатитовые брекчии. Цементом их служит карбонат-фторапатит (т.н. франколит), насчитывающий до пяти генераций, породообразующее значение из которых имеют вторая и третья (Кухаренко и др., 1965; Капустин, 1973; Краснова, 1979).
Проблема генезиса апатит-франколитовых пород, распространённых на верхних горизонтах фоскорит-карбонатитового комплекса, существует на протяжении полувека. Не менее сложным представляется вопрос о структурно-генетическом положении гидротермальной фосфатной минерализации в кавернах доломитовых карбонатитов и в трещинах среди катаклазированных фоскоритов. Поскольку геологические наблюдения дают ограниченную и неоднозначную информацию для решения вопросов о возможных источниках вещества и способе формирования этих образований (Краснова, 1979; Краснова, Копылова, 1988), авторами была предпринята попытка получить эмпирически аргументированное решение этой проблемы. В основу генетических построений нами положены данные об изотопном составе Sr в типоморфных минералах посткарбонатитовых образований (гидротермалитов).
2. Методика измерений изотопного состава Sr
Изотопный состав Sr измерялся на масс-спектрометре МИ-1201Т в двухленточном режиме Re+Re. Выделение Sr из продуктов кислотного разложения минералов выполнено методом элюентной хроматографии на смоле "Dowex 50x8" (200-400 меш). В качестве элюента использовалась 1.5 N HCl. Измеренные отношения были нормализованы на следующие константы: 86Sr/88Sr=0.1194, 84Sr/86Sr=0.0572 (Steiger, Jager, 1977). Воспроизводимость между параллельными анализами стандартов NBS SRM-987 в измеренных изотопных отношениях 87Sr/86Sr за весь период составила 0.71044±2. Изотопный состав Sr во всех измеренных образцах был нормализован к величине 0.710235. Погрешность измеренных отношений 87Sr/86Sr в пробах не превышала 0.04%. Холостое загрязнение по Sr составляло 1.2 нг.
3. Применимость метода
Генетические построения для комагматичных комплексов пород, основанные на данных по изотопии Sr, выполнялись, в частности, М.Р. Шарпом для Бушвельдского стратифицированного массива (Sharpe, 1985); подобный подход применялся и к карбонатитам щёлочно-ультраосновных массивов. В частности, Э.А. Ландой с соавторами (1982), А. Зайцевым и К. Беллом (Zaitsev, Bell, 1995) вопросы генезиса ковдорских карбонатитов и комплементарных с ними фоскоритов рассматривались на основе изотопного состава Sr в апатите и породообразующих карбонатах. Этими же авторами показана идентичность изотопных составов Sr в парагенных апатите и карбонатах и правомочность сопоставления состава Sr в этих минералах. Кроме того, ими показано существование по крайней мере двух групп фоскоритов-карбонатитов и отмечено возрастание величины 87Sr/86Sr от ранних пород к поздним (табл.1), сопровождающееся 2-3 кратным обогащением пород поздних стадий стронцием (Zaitsev, Bell, 1995). Э.А. Ландой с соавторами (1982) приводятся близкие к вышеупомянутым данные по изотопному составу Sr ранних кальцитовых карбонатитов ковдорского комплекса и констатируются резко повышенные отношения 87Sr/86Sr, характерные для обычных, неминерализованных доломитовых карбонатитов.
Вопрос о правомочности применения данных об изотопном составе стронция в отдельно взятых минералах (в нашем случае - фосфатах, кальците и доломите) для выяснения генезиса геологических образований, их содержащих, будь то петрографический комплекс или минеральная ассоциация, заключается, прежде всего, в соответствии измеряемых нами величин 87Sr/86Sr изотопному составу Sr минералообразующей среды.
Поскольку изотопного фракционирования Sr при минералогенезе не происходит (R. Cliff, личное сообщение), следует полагать, что парагенные Sr-содержащие минералы на момент кристаллизации имели идентичный изотопный состав этого элемента. Изменение этого состава после кристаллизации изученных минералов могло происходить только в сторону увеличения отношения 87Sr/86Sr. Как известно, происходит оно за счёт распада изотопа 87Rb по схеме 87Rb ^ 87Sr + ß, имеющего постоянную полураспада Х=1.42 10-11 лет-1 (Neumann, Huster, 1974).
62
Расчёты показывают, что приращение доли 87Sr за 380 млн. лет существования ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса (Баянова и др., 1991, 1997; Amelin, Zaitsev, 1997), пренебрежимо мало именно в случае фосфатов и карбонатов. Это обусловлено низким содержанием в них ZK+Rb. Среди всех рассматриваемых в данной работе минералов наибольшее количество Rb содержит породообразующий доломит магнезиальных карбонатитов (0.46 ppm по Zaitsev, Bell, 1995). Однако даже в нём радиогенное приращение доли 87Sr на 3 порядка ниже, чем вариации изотопного состава Sr, наблюдаемые в минералах и представляемых ими геологических образованиях.
Таблица 1. Изотопный состав стронция в фосфатах и карбонатах ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса
№ Генетическая позиция Характеристика 87Sr/86Sr ±2ст SrO, мас.%
1 Среднее для формации карбонатитов щёлочно-ультраосновных массивов1 0.70430
2 Ультраосновной комплекс Фторапатит из пегматитов флогопитового комплекса2 0.7034 1 х10-4 0.16
3 Породы карбонатитового этапа Кальцитовый карбонатит2 0.7035 0.52
4 Фторапатит из кальцитового карбонатита2 0.7040 -
5 Фторапатит из ранних фоскоритов и карбонатитов3 0.703300.70349 3 х10-5 0.21-0.30
6 Фторапатит из поздних фоскоритов и карбонатитов3 0.703500.70363 0.47-0.75
7 Доломитовый карбонатит2 0.7047 1 х10-4 0.32
8 Первичный зернистый фторапатит из доломитовых карбонатитов 0.7051 1.4 х10-4 0.59
9 Гидротермальные ассоциации в кавернах минерализованных доломитовых жил и в трещинах среди фоскоритов Каймы бурого гидроксил-фтор-апатита по первичному зернистому агрегату фторапатита 0.7047 8.7 х10-4 1.16
10 Кристаллы гидроксил-фторапатита из полости 0.7033 3.5 х10-4 6.02
11 Гояцит 0.7037 4.7 х10-4 14.76
12 Бурый гидроксил-фторапатит 0.7036 1.3 х10-4 1.1
13 Стронциевый коллинсит 0.7035 1.8 х10-4 22.76
14 Остаточный минерал карбонатитового этапа Зернистый фторапатит из апатит- франколитовых пород2 0.7049 1 х10-4 0.32
15 Минералы цемента апатит- франко литовых пород Голубой карбонат-фторапатит из брекчии клиногумитсодержащих АКМ фоскоритов 0.7039 3.7 х10-4 0.19
16 Карбонат-фторапатит из апатит-франколитовых пород2 0.7057 1 х10-4 0.16-0.59
17 Карбонат-фторапатит из апатит-франколитовых пород2 0.7059
18 0.7061
Вмещающие АЯ2 породы Гранито-гнейсы беломорской серии 5 0.70970.7963
Мировой океан4 и инфильтрационным водам в зоне гипергенеза 0.7092 3 х 10-5
Примечание: 1 - данные B.C. Самойлова (1984); 2 - данные Э.А. Ланда (1982);
3 - данные А. Zaitsev и K. Bell (1995); 4 - данные H. Elderfield (1986);
5 - данные И.М. Горохова и др. (1981).
63
4. Полученные результаты
В рамках данной работы было выполнено 9 определений изотопного состава Sr в фосфатах из посткарбонатитовых минеральных ассоциаций ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса. Полученные результаты в сравнении с опубликованными ранее данными по апатитам и карбонатам из пород этого же комплекса приведены в табл.1.
При отображении данных в графическом виде (рис.1) в качестве дискриминантной линии выбрана среднестатистическая для карбонатитов щёлочно-ультраосновных массивов величина 87Sr/86Sr = 0.7043 (Самойлов, 1984; объём выборки 118 значений). Как видно из графика, изотопные составы Sr изученных минералов резко отличаются друг от друга относительно этой величины. Эти различия обусловлены, прежде всего, гетерогенностью образований, представленных исследованными минералами. В целом, значения 87Sr/86Sr отчётливо разделяются на поля низких величин, лежащих ниже дискриминантной линии и свойственных мантийным дериватам (MORB по X. Роллинсону) и поля повышенных значений, близких к типичным для коры (Rollinson, 1993).
Низкие величины 87Sr/86Sr, как уже упоминалось, характерны для карбонатитов и фоскоритов кальцитовой стадии формирования ковдорского комплекса (Ланда и др., 1982; Zaitsev, Bell, 1995), повышенные - для карбонатитов более поздней, доломитовой стадии (Ланда и др., 1982). Последнее подтверждается нашими данными, полученными для первичного фторапатита из магнезиальных карбонатитов, подвергшихся гидротермальным преобразованиям в зоне северо-восточного простирания. Независимо от природы установленной аномалии изотопного состава Sr, авторы лишь констатируют, что доломитовые карбонатиты, исследованные нами и Э.А. Ландой с соавторами (1982), на момент их кристаллизации резко отличались от всех прочих эндогенных пород ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса повышенной величиной 87Sr/86Sr в первичных минералах.
Изученный нами первичный фторапатит из доломитового карбонатита взят из слабокавернозной минерализованной жилы. Он был отобран из внутренней, неизменённой части крупного агрегата исходного зернистого фторапатита. Величина 87Sr/86Sr в нём близка к данным Э.А. Ланды с соавторами (1982) для доломитовых карбонатитов (рис.1). Для гидротермального гидроксил-фторапатита, образующего каймы замещения на периферии вышеупомянутого агрегата, установлено некоторое понижение величины 87Sr/86Sr относительно первичного фторапатита. Это довольно неожиданное явление, если исходить из сделанного Н.И. Красновой и Л.Н. Копыловой (1988) предположения о генетической связи минералообразующих гидротермальных растворов с доломитовыми карбонатитами. Ещё более контрастно проявляется это понижение для поздних фосфатных минералов из каверн этой же жилы. Очень низкая величина 87Sr/86Sr установлена для хорошо раскристаллизованного бурого гидроксил-фторапатита, явно более позднего, чем гидроксил-фторапатит из каёмок замещения. В пределах аналитической точности можно судить о том, что изотопный состав Sr в гидротермальных фосфатах из каверн минерализованных доломитовых жил близок к значениям, приводимым в литературе для ранних фоскоритов и карбонатитов кальцитовой стадии формирования ковдорского комплекса (рис.1).
Столь же низкие, по сути, мантийные величины 87Sr/86Sr имеют и фосфатные минералы из других гидротермальных ассоциаций: коллинсит и крандаллит из каверн минерализованных доломитовых карбонатитов, приуроченных к тектонической зоне северо-восточного простирания, а также не имеющий видимой связи с доломитовыми карбонатитами гидроксил-фторапатит и Sr-коллинсит из минерализованных трещин среди катаклазированных фоскоритов субмеридиональной тектонической зоны.
Резкое понижение значений 87Sr/86Sr (рис.1) в ряду последовательно возникших геологических образований (породы кальцитовой стадии ^ карбонатиты доломитовой стадии ^ посткарбонатитовые гидротермалиты) свидетельствует об отсутствии генетической связи гидротермальной фосфатной минерализации с доломитовыми карбонатитами, её вмещающими. Последнее приводит к выводу о том, что на породы поздней, доломитовой стадии с высокими (близкими к коровым) величинами 87Sr/86Sr, пространственно была наложена постериорная гидротермальная минерализация. Она формировалась растворами, которые имели ювенильный1 характер, привносили Sr с мантийными величинами 87Sr/86Sr и были генетически связаны с породами предшествующей, кальцитовой стадии.
В качестве альтернативной точки зрения должна быть рассмотрена возможность заимствования стронция с низкими величинами 87Sr/86Sr из вмещающих пород кальцитовой стадии, которое могло осуществляться гидротермальными растворами. Это позволило бы сохранить предположения Н.И. Красновой и Л.Н. Копыловой (1988) о генетической связи минералообразующих растворов с
1 ювенильный - первичный, эндогенного происхождения (Геологический словарь, 1977, т. II, с. 445).
64
доломитовыми карбоиатитами и о кавернозных минерализованных карбонатитах как о породах особой субфазы доломитовой стадии формирования ковдорского комплекса. Однако такие предположения не находят вещественного подтверждения.
Во-первых, вышеупомянутый гидроксил-фторапатит из каёмок замещения, кристаллизующийся первым среди изученных гидротермальных фосфатов, богаче стронцием замещаемого ими первичного фторапатита карбонатитов и фоскоритов более чем на порядок (а раскристаллизованные агрегаты гидроксил-фторапатита в кавернах минерализованных доломитовых карбонатитов - и на 2 порядка). Этот факт свидетельствует о резкой обогащённости гидротермальных растворов стронцием относительно дренируемых пород уже на момент их поступления в среду минералообразования (в зоны дробления).
65
Во-вторых, нами установлено, что изменённость первичного фторапатита, а соответственно и количество 8г, вынесенного из него в растворы, гораздо выше в доломитовых карбонатитах, чем во вмещающих их кальцитовых фоскоритах. При этом, однако, не наблюдается заметной разницы между изотопными составами 8г в фосфатах из каверн минерализованных доломитовых карбонатитов и в аналогичных минералах из минерализованных трещин в фоскоритах кальцитовой стадии (рис.1). В случае же заимствования циркулировавшими растворами 8г из вмещающих пород новообразованные фосфаты из каверн в доломитовых карбонатитах имели бы резко повышенную величину 878г/868г, сопоставимую с изотопным составом 8г в первичных минералах доломитовых карбонатитов.
Перечисленные факты свидетельствуют о привносе 8г в минералообразующую среду ювенильными растворами без существенного его заимствования из вмещающих пород в ходе гидротермального минералообразования.
Полученные нами результаты по изотопному составу 8г в минералах из апатит-франколитовых пород лишь частично согласуются с данными, приводимыми для них Э.А. Ландой с соавторами (1982). Наблюдаемое расхождение, по нашему мнению, вызвано различным генетическим и пространственным положением карбонат-фторапатита и содержащих его пород, изученных этими авторами и нами. В частности, образцы с исследованным нами голубым карбонат-фторапатитом были отобраны из центральной части фоскорит-карбонатитового комплекса и представляют нижние горизонты брекчии фоскоритов с франколитовым цементом (Т.Н. Поганкина, личное сообщение). Образцы же неокрашенного карбонат-фторапатита, изученные Э.А. Ландой с соавторами (1982), могли быть отобраны лишь за пределами фоскорит-карбонатитового комплекса, скорее всего, в южной окраинной части его рамы, т.е. вблизи вмещающих фоидолитов и фенитов, обогащённых ЯЬ, или в их пределах.
Нами установлено практически полное совпадение изотопного состава 8г остаточного фторапатита из апатит-франколитовых пород (по Ланда и др., 1982) и первичного фторапатита из доломитовых карбонатитов. Вместе с этим, в апофоскоритовых брекчиях центральной части ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса для породообразующего голубого карбонат-фторапатита-Ш нами установлена пониженная величина 878г/868г (этот результат воспроизведен в контрольной пробе с погрешностью 8 отн.%). Последняя близка к величинам, зафиксированным для первичного фторапатита из ранних кальцитовых карбонатитов (табл.1, рис.1). То есть, как и в случае с гидроксил-фторапатитом из гидротермальных ассоциаций, поздний карбонат-фторапатит (т.н. франколит) имеет более низкую величину 878г/868г, чем остаточный (первичный) фторапатит, согласно Н.И. Красновой и др. (1974), им частично замещаемый и цементируемый.
Приводимые Э.А. Ландой с соавторами (1982) изотопные составы карбонат-фторапатита из апатит-франколитовых пород южной окраины ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса имеют максимальные величины 878г/868г среди изученных на сегодняшний день минералов и представляемых ими геологических образований ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса и соответствуют характерным для коровых образований величинам (RoПmson, 1993).
5. Заключение
Изотопный состав 8г, обнаруженный нами в гидротермальных фосфатах из минерализованных полостей среди ковдорских карбонатитов и фоскоритов, свидетельствует об автономной природе минералообразующих растворов относительно этих пород и наложенном, постериорном характере минерализации, ими сформированной. Полученные данные, несомненно, показывают ювенильный характер этих растворов. Последние, будучи коровыми по месту возникновения, имели, тем не менее, мантийный изотопный состав 8г в силу генетической связи с остывавшим на глубине карбонатитовым очагом кальцитовой стадии, производным от мантийных расплавов.
Изотопные данные дая остаточного фторапатита из апатит-франколитовых пород Ковдора согласуются с существующим мнением части исследователей об эксплозивном генезисе апатит-франколитовых брекчий (Краснова, 1979; Булах, Иваников, 1984). Поскольку изотопный состав 8г в голубом карбонат-фторапатите - породообразующем минерале апатит-франколитовых брекчий в центральной части фоскорит-карбонатитового штока - сопоставим с составом 8г в апатитах пород ранней, кальцитовой стадии формирования комплекса, мы можем судить об эндогенной природе апатит-франколитовых пород. Относительно высокие стронциевые отношения, приводимые в литературе для франколитов из брекчий щелочных силикатных пород в южной части ковдорского фоскорит-карбонатитового комплекса (Ланда и др., 1982), вполне объяснимы с точки зрения смешения минералообразующих растворов с инфильтрационными водами. Последние дренируют фоидолиты и фениты рамы комплекса, обогащённые ЯЬ, и несомненно привносят радиогенный 878г.
66
Наши предположения хорошо согласуются с известными особенностями химизма карбонат-фторапатита: максимальной обогащённостью его F и CO2 среди всех ковдорских представителей группы апатита при наименьших содержаниях REE и Sr, что является признаком его гидротермального генезиса (Егоров, 1968; Капустин, 1971). А.Г. Булах и В.В. Иваников (1984) показали, что флюид, отделявшийся при остывании фоскорит-карбонатитового очага, имел водно-углекислый состав с 30-60 мол. % С02. В фазовом отношении при температуре свыше 270°С и литостатическом давлении 1.5 Кбар (соответствует глубине эрозионного среза Ковдорского массива) это была гомогенная смесь. При охлаждении ниже 270°С флюид такого состава распадается на 2 фазы - водную, насыщенную С02 и газообразную (С02 с парами Н20). Оценочные расчёты показывают, что это явление вызывает увеличение объёма системы в 300 раз и более. По мнению упомянутых авторов, "в определённых условиях подобный распад флюида на жидкую и газовую фазы мог сопровождаться взрывными явлениями" (Булах, Иваников, 1984).
Другим инициальным условием эксплозивных явлений такого типа, несомненно, может являться резкий спад давления во флюидсодержащей системе ниже 1.5 Кбар. Поскольку эта система, по данным наших структурно-геологических наблюдений, была приурочена к долгоживущим разломам, то подобного рода перепады были неизбежны. Их очевидным следствием являлся сброс флюидом газовой составляющей при стремительном нарастании давления газовой фазы, приводившей к явлениям взрывного типа. Они сопровождались циркуляцией углекисло-водных растворов в зонах катаклаза и образованием минерализованных брекчий фоскоритов, карбонатитов и вмещающих силикатных пород с фосфатным (франколитовым цементом). Тем не менее остаётся открытым вопрос об источнике фосфора, давшем начало десяткам млн. тонн апатит-франколитовых пород в пределах ковдорского комплекса. Поступление флюида, формировавшего апатит-франколитовые породы, именно по линейным зонам разломов согласуется с известными данными о геологическом строении отработанных верхних горизонтов фоскорит-карбонатитового комплекса. В частности, В.И. Терновой указывает на то, что апатит-франколитовые породы непосредственно в эрозионном срезе этого комплекса образовывали "линейные тела, приуроченные к зонам дробления субмеридионального и северо-восточного простирания" (Терновой, 1977).
Таким образом данные, полученные по изотопному составу Sr в карбонат-фторапатите (франколите), породообразующем минерале ковдорских апатит-франколитовых брекчий, позволяют считать эти породы эндогенными гидротермальными образованиями. Этим они принципиально отличаются от известных фосфатных кор выветривания карбонатитов и фоскоритов в пределах массивов, формационно близких Ковдорскому: Томторского, Себльяврского и Мрима-Хилл. В геохимическом отношении последнее подтверждается отсутствием накопления Ta, Nb, Zr, Sc, REE, Sr и Ba в ковдорских апатит-франколитовых породах, которое типоморфно для перечисленных гипергенных апокарбонатитовых и апофоскоритовых образований.
Авторы выражают благодарность Я.А. Пахомовскому и сотрудникам геологической службы Ковдорского ГОКа Т.Н. Поганкиной, Е.А. Красовскому и А.Н. Путилову за помощь в проведении полевых и аналитических работ, а также В.В. Балаганскому, Е.Г. Балаганской, В.И. Скибе за ряд консультаций. Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных исследований в рамках проекта 97-05-64350.
Литература
Amelin Yu.V. and Zaitsev A. Precise U-Th-Pb chronology of carbonatites and phoscorites: problems related to extreme elemental fractionation, and possible solution using multi-mineral approach. GAC-MAC Annual Meeting, Ottawa, Abstracts, v.l, №A2, p.176, 228, 1997. Elderfield H. Strontium isotope stratigraphy. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., v.57, p.71-90, 1986. Neumann W. and Huster H. The half-life of Rb measured as difference between the isotopes Rb and Rb.
Z. Physic, v.270, p. 121-127, 1974. Rollinson H. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. J. Wiley & Sons, N.Y., 352p., 1993.
Sharpe M.R. Strontium isotope evidence for preserved density stratification in the main zone of the Bushveld
Complex, South Africa. Nature, v.316, p.119-126, 1985. Steiger R.N. and Jager E. Subcomission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo-and cosmo-chronology. Earth Planet, Sci. Lett., v.36, p.359-362, 1977.
67
Zaitsev A. and Bell K. Sr and Nd isotope data of apatite, calcite and dolomite as indicators of the source and the relationships of phoscorites and carbonatites from the Kovdor massif, Kola Peninsula, Russia. Contrib. Mineral. Petrol, p.324-335, 1995. Баянова Т.Б., Кнрнарскнй Ю.М., Ганнибал Л.Ф., Кощеев O.A., Балашов Ю.А. U-Pb датирование бадделеита из Ковдорского карбонатитового массива. Методы изотопной геологии. Тез. Докл. Всесоюз. Шк.-семинара, СПб, Ин-т геологии и геохронологии докембрия АН СССР, с.31, 1991. Баянова Т.Б., Кирнарский Ю.М., Левкович H.B. U-Pb изучение бадделеита из пород Ковдорского
массива. Д4Я, т.365, №4, с.509-511, 1997. Булах А.Г., Иваников В.В. Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов. Л., ЛГУ, 244с., 19B4. Геологический словарь. 2е изд., M., Недра, tt.I, II, 445c., 197B.
Горохов И.М., Кутявин Э.П., Володичев О.И., Дук В.Л., Варшавская Э.С., Крылов И.Н. Rb-Sr
возраст магматических и метаморфических пород беломорского комплекса (Западное Беломорье). Советская геология, М., Недра, №3, с.67-75, 19B1. Егоров Л.С. Апатит в Маймеча-Котуйском комплексе ультраосновных-щелочных пород. Апатиты, c.227-232, 196B.
Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М., Наука, 2BBc., 1971.
Краснова Н.И. Геология, минералогия и вопросы генезиса апатито-франколитовых пород Ковдорского
массива. Вещественный состав фоскоритов. Новосибирск, Наука, с.164-172, 1979. Краснова Н.И., Копылова Л.Н. Геологическая основа для минералого-технологического картирования
(Ковдорское месторождение). Изв. АН СССР, Сер. геологическая, №5, c.B1-92, 19BB. Ланда Э.А., Мурина Г.А., Шергина Ю.П., Краснова Н.И. Изотопный состав стронция в апатитах и
апатитоносных породах карбонатитовых комплексов. ДАН СССР, т.264, №6, c.14B0-14B2, 19B2. Лиферович Р.П. Скандиевая минерализация в пределах Ковдорского железорудного месторождения. Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента. Сыктывкар, с.59-62, 1996.
Лиферович Р.П., Яковенчук В.Н., Пахомовский Я.А., Богданова А.Н., Бритвин С.Н. Ёнаит - новый
минерал скандия из кальцит-доломитовых карбонатитов Ковдорского массива. ЗВМО, №4, c.B0- Примечание [Y1]:
BB, 1997.
Самойлов B.C. Геохимия карбонатитов. M., Наука, 191с., 19B4.
Терновой В.И. Карбонатитовые массивы и их полезные ископаемые. Л., ЛГУ, 16Bc., 1977.
6B
