CC BY
47
УДК 553.493.277
ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ КАРБОНАТИТАХ АРШАНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
М.В. Бурцева1
Геологический институт СО РАН, 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а
Показано, что карбонатиты Аршанского месторождения сформировались в 2 этапа - магматический и гидротермальный. В первый этап образовались кальцит, бастнезит, флюорит, биотит, магнетит, монацит, апатит. Во второй этап при замещении этих минералов образовались паризит, синхи-зит, алланит, торит, торианит, барит и целестин. Завершает гидротермальный этап поздняя генерация кальцита в виде прожилков, пересекающих карбонатитовую матрицу и встречающихся во вмещающих породах. Конфигурация нормированных кривых РЗЭ у бастнезита, монацита и паризита близки. Для алланитов характерна неоднородность состава РЗЭ.
Ключевые слова: карбонатиты, гидротермальная минерализация, редкоземельные элементы. Библиогр. 13 назв. Ил. 3. Табл. 2.
HYDROTHERMAL MINERALIZATION IN RARE-EARTH CARBONATI-TES FROM ARSHAN DEPOSIT (WESTERN TRANSBAIKALIA)
M.V. Burtseva
Geological Institute of SB RAS, Sahjanova st. 6a, 670047, Ulan-Ude, Russia
The author demonstrates that carbonatites from Arshan deposit were formed during 2 stages - magmatic and hydrothermal. Calcite, bastnaesite, fluorite, biotite, magnetite, monazite and apatite were formed on the first stage. When substituting these minerals parasite, synchysite, allanite, thorite, thorianite, barite and celes-tine were formed on the second stage. Late calcite generation in the form of cracks crossing the carbonatite matrix and occurring in the deads completes the hydrothermal period. Configuration of the normalized curves of the rare-earth elements of bastnaesite, monazite and parisite are close. Allanites are characterized by the heterogeneity of rare-earth elements composition.
Key words: carbonatites, hydrothermal mineralization, rare-earth elements. 13 sources. 3 figures. 2 tables
Аршанское месторождение редкоземельных карбонатитов расположено в 50 км к югу от г. Улан-Удэ. Проблемы его генезиса, минеральные и геохимические особенности, источники его вещества рассматривались в [1, 2, 3, 4, 5, 10].
Месторождение находится на площади Слюдинского горста вблизи западного борта позднемезозойской Оронгой-ской впадины. Вмещающими породами его являются позднепалеозойские гнейсо-видные граниты. Среди гранитов установлено несколько массивов габброидов, сложенных амфиболом, клинопироксеном
и основным плагиоклазом.
Карбонатиты слагают три тела. Два из них - это маломощные плащеобразные залежи на водораздельной части, представляющие эрозионные останцы размером 250x75 м и 80x50 м. Третий участок, расположенный на южном фланге, представлен двумя сближенными телами (общей площадью 75x50 м) существенно брекчиевых пород. Он примыкает к осадочным позднемезозойским отложениям. Рубидий-стронциевая датировка карбо-натитов свидетельствует об их раннеме-ловом (126 ± 16 млн. лет) возрасте [11].
Бурцева Мария Владимировна - аспирант, тел.: (3012) 43-39-55, факс: (3012) 43-30-24, ripp@gin.bscnet.ru. Burtseva Maria Vladimirovna - post-graduate student, tel.: (3012) 43-39-55, a fax: (3012) 43-30-24, ripp@gin.bscnet.ru.
Подошвенная часть наиболее крупной залежи сложена мелкозернистыми серыми полосчатыми кальцитовыми породами с рассеянным в них мелкочешуйчатым биотитом. Последний придает кар-бонатитам серую окраску. Породы содержат относительно редкие порфировые выделения барита и бастнезита. Эти карбо-натиты включают многочисленные лито-класты гранитов, габброидов, граносиени-тов, бластомилонитов. Около литокластов часто отмечаются шлейфы более мелких растащенных обломков, вытягивающихся вдоль полосчатости пород. Контакты кар-бонатита с ксенокластами резкие, реакционные границы не характерны. Трещинки в ксенокластах выполнены флюоритом, этот минерал нередко образует тонкие оболочки на поверхности обломков пород. Параллельно контурам обломков ориентирована полосчатость, свидетельствующая об обтекании их карбонатитовым материалом. Участками к литокластам примыкают фенокристаллы барита и бастнезита.
Выше серых карбонатитов располагаются светлые карбонатиты. В них меньше биотита, повышено содержание флюорита (до 10-15%) и барита. Для пород характерны большая зернистость всех слагающих минералов, высокое содержание бастнезита. Как и в случае с серыми кар-бонатитами, барит и бастнезит представлены фенокристаллами размером до 2-3 см по длинной оси. Чешуйки и пластинки биотита также иногда достигают 1 -2 см. Зерна кальцита, флюорита имеют обычно размер до 1-3 мм.
Карбонатиты сложены кальцитом с подчиненными количествами барито-це-лестина, флюорита, бастнезита. В породах распространены полосчатые и брекчиевые текстуры. В составе ксенолитов преобладают граниты. Полосчатость обусловлена ориентированным расположением зерен кальцита, флюорита, флогопита, а также длинных осей фенокристов бастнезита, барита и их полосовидных сегрегаций. В плащеобразных залежах полосчатость близка к ориентировке поверхности рельефа. Карбонатиты претерпели интенсивные
гидротермальные изменения, сопровождавшиеся появлением нескольких минеральных ассоциаций.
Минеральный состав карбонатитов Аршанского месторождения представлен двумя группами минералов - магматическими и гидротермальными.
Состав минералов определен с помощью рентгеновского микроанализатора МАР-3 при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда 40 нА (аналитик С.В. Канакин). Изучение взаимоотношений минералов и их структурных особенностей проведено на электронном микроскопе ЬЕ0-1430 с энергодисперсионным спектрометром 1пеаЕпег§у - 300 (ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ, аналитик Н.С. Карманов).
Минералы магматического этапа представлены кальцитом, бастнезитом, ба-рито-целестином, флюоритом, биотитом, апатитом, монацитом, магнетитом.
Кальцит является главным минералом карбонатитов (70-80%). Он мелкозернистый, представлен неправильной формы зернами, ориентированными согласно полосчатости пород. Минерал образовался позднее, чем бастнезит, флогопит, барито-целестин и близок по времени выделения с флюоритом. В связи с тем, что большая часть кальцита позднее рекристаллизована, он рафинирован и не содержит повышенных концентраций примесных элементов.
Бастнезит является наиболее ранним минералом. Он слагает толстотаблитчатые фенокристы, линзы и полосы. Длина линз достигает иногда 10-12 см при мощности до 1 -2 см. Минерал существенно более крупнозернистый, чем кальцит. Зерна его обычно дроблены, частично дезинтегрированы и представлены обломками кристаллов в карбонатной матрице. В результате поздних процессов минерал в разной степени замещен алланитом, пари-зитом, вторичным кальцитом. Иногда он сохраняется лишь в виде реликтов среди агрегатов этих минералов в контурах, сохранивших форму фенокристов (рис. 1А).
40Цт
Рис. 1. Минеральные парагенезисы в карбонатитах: А - реликты бастнезита (Bastn - обведены контуром) в агрегатах паризита (Par) и алланита (All): черное - кальцит (Cal); Б - неоднородность состава в кристаллах алланита (All) второй генерации, фиксируемая интенсивностью затемнения участков: Cal - кальцит, Fl - флюорит; В - прожилки алланита (All) с поздним кальцитом (Cal), рассекающие агрегат бастнезита (Bastn) и паризита (Prt); Г - реликты монацита (белое - Mon) в алланите (All)
По составу РЗЭ бастнезит относится к цериевой разновидности (табл. 1). Спектр РЗЭ его близок к спектру из других карбонатитовых месторождений и, в частности, месторождений Маунтин-Пасс [9], Канганкунде [13]. В качестве примеси в нем установлено до 1,64 мас. % ТЮ2.
Барито-целестин также относится к числу ранних минералов и не содержит включений других минералов. Лишь изредка в краевых зонах порфировых выделений его присутствуют мелкие чешуйки биотита. Баритоцелестин слагает фено-кристы размером до 2-3 см и линзы монозерен или крупнозернистых агрегатов, вытянутые согласно полосчатости пород. Последние нередко дроблены и частично дез-
интегрированы. Границы его выделений с флюоритом и кальцитом резкие.
Флюорит относится к числу типо-морфных минералов карбонатитов. Содержание его иногда превышает 10 объемных %. Минерал распределен неравномерно в виде агрегата мелких зерен неправильной формы, образующих совместные срастания с кальцитом. Цвет его светлофиолето-вый, редко встречаются зеленые разновидности. В минерале присутствуют включения мелких кристаллов монацита.
Биотит представлен двумя групп-пами. Одна из них ксеногенная по отношению к карбонатитам и связана с породами, присутствующими в виде ксеноклас-
Таблица 1
Химический состав фторкарбонатов (мас.%) из карбонатитов Аршанского месторождения
№ п/п CaO СезОэ ЬазОэ Рг2Оэ Nd2O3 ThO2 F Сумма Ce/La Ce/Nd La/Nd
Бастнезит
1 0,35 34,84 22,00 2,91 9,25 - 7,30 76,65 1,58 3,77 2,38
2 - 35,01 21,38 3,47 9,25 0,81 7,98 77,89 1,64 3,78 2,31
3 - 34,31 22,11 3,11 10,00 1,64 7,38 78,56 1,55 3,43 2,21
4 0,23 34,81 22,2 3,76 10,17 1,34 7,12 79,61 1,57 3,42 2,18
5 - 35,06 22,33 3,12 8,65 1,12 7,48 77,75 1,57 4,05 2,58
6 0,31 35,61 21,05 4,15 10,63 - 7,71 79,46 1,69 3,35 1,98
Паризит
7 9,74 27,78 18,47 2,81 9,92 - 6,45 75,18 1,50 2,80 1,86
8 8,60 28,89 16,90 2,95 9,55 - 5,78 72,77 1,71 3,03 1,77
9 9,82 27,82 18,37 3,14 11,02 — 5,78 75,95 1,51 2,52 1,67
10 9,00 28,60 17,57 2,00 9,07 - 6,37 72,60 1,63 3,15 1,94
11 8,31 29,94 17,30 2,19 9,58 1,18 6,88 75,39 1,73 3,13 1,81
12 8,76 29,82 16,70 3,06 9,06 1,00 5,28 74,28 1,79 3,29 1,84
Синхизит
13 15,93 23,26 14,38 1,70 8,27 - 4,9 68,43 1,62 2,81 1,74
Примечание. Сумма дана без учета С02.
тов (граниты, кристаллические сланцы). Она обычно хлоритизирована и содержит повышенные количества титана. В ассоциации с этим биотитом встречаются редкие зерна рутила и лейкоксенизированно-го титанита.
Вторая группа биотита генетически связана с карбонатитами. В сером карбона-тите минерал относительно равномерно рассеян по всей массе породы. Он мелкочешуйчатый, образует тесные срастания с кальцитом, по размерам соизмерим с зернами последнего. В светлом карбонатите биотит слагает более крупные (до 1-1.5 см) пластинки и линзовидные скопления. По химическому составу минерал существенно менее глиноземистый, титанистый и железистый и приближается к магнезиальному биотиту. Для него характерно повышенное содержание фтора.
Апатит представлен одиночными зернами и небольшими агрегатными скоплениями. По составу это фторапатит, содержащий повышенные количества Б, Бг и РЗЭ (до 1 мас. % ТЯ^Оз).
Монацит встречен в виде мелких включений идиоморфных зерен во флюорите, а также реликтов среди агрегата ал-
ланита (рис. 1Г). Он содержит БгО (до 1,18 мас.%) и ТЮ2 (до 0,99 мас.%).
Магнетит также относится к числу акцессорных минералов. Он слагает редкие зерна и октаэдрические кристаллы размером 2-3 мм, рассеянные в карбонатной и флюорит-карбонатной матрице. Минерал характеризуется низкими концентрациями ТЮ2, М§0, А1203, МпО.
Минералы гидротермальной стадии представлены паризитом, синхизитом, ал-ланитом, торитом, торианитом, целестином, баритом, флюоритом, кальцитом, кварцем, галенитом, золотом, хлоритом. Среди них присутствуют две группы. Одна из них не имеет генетической связи с кар-бонатитами и представлена жилами и прожилками тонкозернистого, участками хал-цедоновидного кварца с убогой сульфидной (пирит, галенит) и золотой минерализацией. Такая минерализация встречается как в карбонатитах, так и далеко за их пределами. Вторая группа - это с одной стороны анхимономинеральные кальцито-вые, флюоритовые и флюорит-кальцито-вые прожилки, с другой - парагенезисы гидротермально преобразованных первичных минералов карбонатитов. Из послед-
них наибольшим изменениям подверглись бастнезит, монацит и кальцит, в меньшей мере биотит, магнетит, барито-целестин.
Паризит образовался по краям зерен и трещинкам бастнезита (рис. 1А, В, рис. 2), слагает микропрожилки. В ряде случаев минерал содержит до 1,18 мас.% Th, унаследованного от бастнезита (табл. 1). В нем относительно бастнезита понижены Ce/Nd и La/Nd и повышены Ce/La. Редко в ассоциации с паризитом встречается син-хизит.
Алланит представлен несколькими генерациями, различающимися химическим составом (табл. 2). В отдельных случаях состав его приближается к редкоземельному эпидоту.
Ранняя генерация алланита образована по бастнезиту и паризиту, слагает каемки и микропрожилки (рис. 1А). С ней ассоциируют кальцит, флюорит, торит и то-рианит. В алланите постоянно отмечаются Mn и Mg, заметно понижены содержания Fe, отношения Ce/Nd и La/Nd ниже, а Ce/La выше, чем в бастнезите и паризите (см. табл. 2).
Алланит II генерации слагает призматические зерна в тыловых частях зон и кристаллы, рассеянные в карбонатной матрице (рис. 1Б, рис. 3). Состав большей ча-
сти его соответствует манган-алланиту (см. табл. 2). В зональных кристаллах центральные области обычно обогащены TR2O3, краевые - обеднены MnO, содержат повышенные количества CaO и Al2O3. В краевых частях алланит II генерации по отношениям Ce/La, Ce/Nd и La/Nd близок к алланиту первой генерации.
Поздняя генерация алланита представлена прожилками, рассекающими большую часть известных минеральных парагенезисов (рис. 1, В). С ним ассоциируют кварц и кальцит. По химиическому составу он близок к алланиту первой генерации (см. табл. 2).
Часть алланита образовалась при замещении монацита. Последний сохранился в виде многочисленных мелких реликтов (рис. 1, Г). Состав минерала представлен в табл. 2.
Торит и торианит выделились при замещении бастнезита и паризита алла-нитом. В некоторых случаях зерна торита содержат Pb (до 1.16 мас.%), а в торианите присутствуют Nd (до 1.91 мас.%) и Y (до 1.40 мас.%).
К числу поздних минералов относятся также барит и целестин. Они слагают прожилки, выполняют интерстиции между более ранними минералами. Целес-
Таблица 2
Химический состав алланита (мас. %) из карбонатитов Аршанского месторождения
Компоненты АлланитI генерации (n=6) Алланит II генерации (n=17) АлланитI ции ( II генера-n=6) Алланит по монациту (n=3)
max min max min max min max min
S1O2 32,99 31,17 36,74 30,33 31,91 30,16 31,44 30,88
AI2O3 19,19 16,30 20,43 9,39 17,16 14,84 17,02 14,72
FeO 10,89 5,98 15,75 7,16 11,05 8,26 12,38 11,13
MnO 2,19 1,45 11,22 0,50 1,98 1,32 1,06 0,69
MgO 3,04 0,92 1,49 0,59 2,39 0,84 1,12 0,70
CaO 11,97 9,45 18,89 6,81 10,02 9,65 12,71 10,01
T1O2 0,45 0 1,62 0,48 - - 0,63
Ce2O3 15,01 10,93 14,44 5,58 15,2 12,59 12,84 9,64
La2O3 7,41 5,35 8,68 2,76 7,83 5,80 6,89 4,02
Pr2O3 1,83 0,92 1,93 1,09 1,55 1,5 1,02
Nd2O3 5,24 4,11 6,43 2,16 4,41 3,35 5,10 4,16
Ce/La 2,15 1,71 3,05 1,55 2,17 1,77 2,40 1,83
Ce/Nd 3,42 2,27 3,30 1,68 4,54 2,87 3,09 1,89
La/Nd 1,78 1,13 1,88 0,57 2,34 1,32 1,65 0,79
Примечание: max - максимальное значение, min - минимальное значение, n - количество анализов.
тин содержит переменные количества бария (от 8 до 20 мас.% ВаО).
Вторичный кальцит в виде микропрожилков (в некоторых случаях с флюоритом), пересекает карбонатитовую матрицу. Один из таких случаев показан на рис. 2, где отчетливо видно пересечение прожилка с алланитом поздней генерации кальцитовым прожилком.
100мт
Рис. 2. Прожилки вторичного кальцита (темное) (Cal), секущие поздний алланит (All): Bastn - бастнезит; Prt - паризит;
Bar - барит
Встречаются также маломощные (до 5-10 см) жилы и участки дробленых вмещающих гранитов, сцементированных крупнозернистым кальцитом. Этот кальцит характеризуется отсутствием сколько-нибудь значимых количеств примесных элементов.
С гидротермальной стадией связаны также хлоритизация биотита, образование рассеянной сульфидной (существенно га-ленитовой) минерализации (рис. 3), прожилков тонкозернистого кварца. Поздний флюорит также образует микропрожилки как в карбонатитах, так и во вмещающих породах.
Считается, что карбонатитовые магмы обогащены флюидной фазой. При понижении температуры из них образуются расплав-рассолы, а затем гидротермальные растворы. При этом не всегда удается установить границу между этими переходами [7]. Ю.Л. Капустин [6] в образовании карбонатитов большую роль отвел гидро-термально-метасоматическим процессам.
Кристаллизация бастнезита в карбо-натитах Аршанского месторождения происходила на начальной стадии образования пород при температурах заведомо выше 480°C [4]. Примером магматического происхождения бастнезита являются карбона-титы месторождения Маунтин-Пасс [8].
200|jm
Рис. 3. Галенит (Gn) в интерстициях кристаллов алланита (All): Fl - флюорит; Cal -кальцит; Ab - альбит; Bar-ce - барито-целестин; Mon - монацит
По А.Г. Дорошкевич [4] гомогенизация первичных включений во флюоритах происходила при температурах 400-370°C. Вторичные газово-жидкие включения в бастнезитах, связанные с гидротермальным преобразованием карбонатитов, гомогенизировались при температурах 360-290°C. В этот этап произошли перекристаллизация карбонатитов, замещение бастнезита паризитом, алланитом, поздним кальцитом. Гомогенизация вторичных га-зово-жидких включений во флюоритах, происходившая при 170-130°C, отражает ещё более низкотемпературную стадию. На этой стадии образовались флюо-ритовые, кальцит-флюоритовые прожилки, распространенные как в карбонатитах, так и во вмещающих породах.
Результаты изотопных исследований [1, 5] показали, что в преобразовании кар-бонатитов участвовали воды вадозового происхождения. При этом изотопный состав кислорода (ô18O SMOW) в неизмененных поздними процессами бастнезите
(+6%о), магнетите (+0,3%о), биотите (+4,4%о) мало отличается от состава, характерного для пород с мантийным источником. Минералы же гидротермального происхождения (паризит, алланит) и в том числе рекристаллизованный кальцит обогатились легким кислородом вплоть до отрицательных значений -4^-7%о 518 О.
Преобразование карбонатитов сопровождалось перекристаллизацией минералов и очищением их от элементов-примесей, переотложением экстрагированных элементов с образованием новых минеральных видов, привносом части вещества гидротермальными растворами и появлением кварца. Гидротермальными растворами были привнесены кремний, фтор и алюминий. Это обусловило образование алланита, торита, кварца, флюорита.
В разновременных минералах карбонатитов отмечается эволюция РЗЭ. При этом конфигурация нормированных кривых у бастнезита, монацита и паризита близка. Для алланитов характерна неоднородность состава РЗЭ. Наиболее высокое содержание РЗЭ отмечено в алланите II генерации, меньшее - в I генерации, еще ниже - в алланите III генерации.
Таким образом, проведенные исследования свидетельствуют о важности постмагматических процессов в формировании карбонатитов и необходимости проведения таких исследований на других карбонати-тоносных комплексах.
Библиографический список
1. Булнаев КБ., Посохов В.Ф. Изотопно-геохимические данные о природе и возрасте эндогенных карбонатных пород Забайкалья // Геохимия. - 1995. - № 2. - С. 189-196.
2. Булнаев К.Б. Условия образования и локализации фторредкоземельного ору-денения // Геология рудных месторождений. - 1985. - № 3. - С. 28-38.
3. Булнаев К.Б. О карбонатитовой природе эндогенных карбонатных пород
Забайкалья // Доклады РАН. - 1997. - Т. 354, № 5. - С. 653-656.
4. Дорошкевич А.Г., Рипп Г.С. К оценке условий образования редкоземельных карбонатитов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. - 2004. - Т. 45, № 4. - С. 492-500.
5. Doroshkevich A. G., Ripp G.S., Vi-ladkar S.G., Vladykin N.V. The Arshan REE carbonatites, southwestern Transbaika-lia, Russia: mineralogy, paragenesis and evolution // The Canadian Mineralogist. - 2008. -Vol. 46. - P. 807-823.
6. Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. - М.: Наука, 1971. - 288 с.
7. Лапин А.В. Проблема карбонатитов в свете современных экспериментальных и геологических данных // Рудная геохимия и геология магматогенных месторождений. - М.: Наука, 1980. - С. 62-79.
8. Mariano A.N. Carbonatites. Genesis and Evolution. - London: UNWIN HYMAN, 1989. - P. 149-176.
9. Murata K.J., Rose H.J., Carron M.K., Glass J.J. Systematic variation of rare-earth elements in cerium-earth minerals // Geo-chim. et Cosmochim. Acta. - 1957, 11. - Р. 141-161.
10. Позднемезозойские карбонатиты Западного Забайкалья / Г.С. Рипп [и др.]. -Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2000. -224 с.
11. Рипп Г.С., Дорошкевич А.Г., Посохов В.Ф. Возраст карбонатитового магматизма Забайкалья // Петрология. - 2009. - Т.17, №1. - С. 79-96.
12. Olson J. C., Shawe D.R., Pray L.C. and Sharp W.N. Rare-earth mineral deposits of the Mountain Pass district San Bernardino country. - California: Washington, 1954. - 74 p. [incomplete].
13. Wall F, Mariano A.N. Rare earth minerals in carbonatities: a discussion centred on the Kangankunde Carbonatite, Malawi, In Rare earth minerals: Chemistry, origin and ore deposit. - London, 1996. - P. 193-225.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, профессор Иркутского государственного технического университета Г.Д. Мальцева
