Тезисы международной конференции

Рудный потенциал щелочного, кимберлитового

 и карбонатитового магматизма

Abstracts of International conference

Ore potential of alkaline, kimberlite

and carbonatite magmatism

Геохимические особенности бадделеита из карбонатитов массива Ковдор (Кольский п-в)

 Родионов Н.В.*, Беляцкий Б.**, Антонов А.В.*, Симакин С.Г.***, Капитонов И.Н.*, Сергеев С.А.*

^*ЦИИ ВСЕГЕИ, С.Петербург, Россия,

^**ВНИИОкеангеология, С.Петербург, Россия,

^*** ЯФ ФТИАН, Ярославль, Россия

bbelyatsky@mail.ru

В последние годы широкое распространение в практике уран-свинцового датирования, прежде всего, основных, ультраосновных и щелочных интрузивных пород, приобрел бадделеит (ZrO₂) [Heaman, 2009; Rodionov et al., 2012]. Считается, что его кристаллизация из магматических расплавов обеспечивается малой активностью SiO₂ при относительно высоких содержаниях циркония, в тоже время присутствие бадделеита наряду с цирконом в многофазных щелочно-ультраосновных интрузивах свидетельствует о возможно более сложном и разнообразном генезисе этого минерала. Состав рассеянных элементов, во многих случаях, может служить генетическим индикатором происхождения не только породообразующих, но и акцессорных минералов. Но, если для циркона использование состава его микрокомпонент является широко применимой практикой [Hoskin, Ireland, 2000], то для бадделеита геохимические характеристики, отражающие особенности кристаллизации и происхождения остаются малоизученными [Klemme, Meyer, 2003]. Представленные в литературе единичные данные о составе редкоземельных элементов (полученные как локальными методами анализа, так и по валовым навескам этого минерала) являются неоднозначными и, в определенной степени, противоречивыми. Результаты локального анализа единичных зерен подтверждают известные основные геохимические характеристики бадделеита, но даже для бадделеита из карбонатитов массива Палабора, который часто используется как геохимический стандарт, результаты различных лабораторий сильно варьируют [Rodionov et al., 2012]. В частности, форма и величина цериевой аномалии отличается более чем на порядок величины; для многих анализов европиевая аномалия отсутствует, а степень фракционирования редких элементов существенно отличается от результатов полученных другими методами. В тоже время, многими исследователями в последнее время бадделеит из массива Ковдор рассматривается также как потенциальный стандарт для проведения геохронологических анализов. Что и послужило нам стимулом для детального изучения геохимического состава на локальном уровне представительного набора зерен бадделеита из массива Ковдор.

Хорошо известно [Римская-Корсакова, Динабург, 1964; Кирнарский, 1979; Копылова и др., 1980], что бадделеит в породах щелочно-ультраосновного Ковдорского комплекса является сквозным минералом и образуется на всех этапах формирования пород от оливинитов до рудных фоскоритов, и постмагматических сиенитов [Дудкин, Кирнарский, 1994; Краснова, Копылова, 1988]. Типоморфизм бадделеита варьирует в широких пределах – от крупных, до сантиметровых, практически черных кристаллов до светлоокрашенных желтых полупрозрачных субмиллиметровых зерен [Кирнарский, 1979]. Мы изучили локальные составы более 50 различных по морфологии зерен бадделеита из образцов карбонатитов и фоскоритов масива Ковдор, а также для проверки работоспособности выбранной методики анализа – ионный микроанализ CAMECA IMS-4F и лазерная абляция с ISP-MS Element2, более 20 зерен бадделеита из карбонатитов массива Палабора (Ю.Африка). Полученные результаты для состава редкоземельных элементов (РЗЭ) приведены в виде обобщенных графиков на рисунке 1, а наиболее важные выводы сформулированы ниже.

Рис.1. Распределение РЗЭ в бадделеите из карбонатитов массивов Палабора (ЮАР) (а, для сравнения приведены данные из работ Heaman, 2009; Hoskin, Ireland, 2000; Rubatto, Scambelluri, 2003; Xie et al., 2008) и Ковдор (Кольский п-в) (б, незалитые кружки – данные ISP-MS анализа 100 мг навески бадделеита).

Как уже указывалось, опубликованных данных по составам бадделеита немного и даже для U-Pb изотопного стандарта “Phalaborwa” [Heaman, 2009; Rodionov et al., 2012]. Согласно этим немногочисленным данным состав редкоземельных элементов (REE) бадделеита Phalaborwa (∑REE = 10.6–22.4 ppm) характеризуется значительно более низкими содержаниями тяжелых редкоземельных элементов (HREE), чем это типично для магматического циркона и других по происхождению бадделеитов, и он менее фракционирован: (Lu/La)_n = 8.4–20.1, (Lu/Gd)_n= 2.5–4.2, (Sm/La)_n= 2.4–3.5 [Reischmann et al., 1995; Rubatto, Scambelluri, 2003; Xie et al., 2008] (Рис. 1а). Это хорошо согласуется с экспериментальными данными по составам кристаллизующихся из карбонатитового расплава бадделеитов [Klemme, Meyer, 2003]. Наши данные, полученные локальными методами анализа, по составу следовых элементов для бадделеита из карбонатитов массива Палабора в целом сходны с ранее опубликованными in-situ анализами и свидетельствуют о незначительных вариациях состава изученного бадделеита и воспроизводимости выбранной методики микроанализа (Рис. 1а).

Но вместе с тем, полученное нами хондрит-нормированное распределение легких редкоземельных элементов (LREE) для бадделеита Палаборы значимо отличается от результатов Reischmann et al. (1995), полученных с помощью термоионной масс-спектрометрии и спарк-анализа по крупным навескам бадделита (до 300 мг), характеризующихся необычным U-образным распределением REE и отсутствием Eu-аномалии. Было предположено, что такие результаты являются следствием наличия включений и сростков с другими минералами в изученных фракциях бадделеита [Reischmann et al., 1995]. В тоже время, хондрит-нормализованное распределение REE для изученных бадделеитов из карбонатитов и фоскоритов Ковдора оказалось существенно более разнообразным, причем для некоторых анализов оно очень напоминает U-образное распределение бадделеитов Палаборы (Рис.1б, штриховые линии). В соответствии с высказанным предположением мы также объясняем такие отклонения в составе REE влиянием микровключений (главным образом, апатита и карбонатов), присутствие которых подтверждается SEM-EDX анализом в ряде изученных зерен. Дополнительно было изучено in-situ распределение REE для нескольких зерен апатита и доломита, сосуществующих с бадделеитом в образце карбонатита, а также из включений доломита и апатита в крупном кристалле бадделеита из образца фоскорита. Полученные данные косвенно подтверждают такую интерпретацию, т.к. состав REE изученных минералов свидетельствует о резком обогащении их LREE и близок ранее полученным оценкам [Ланда и др., 1983; Kempe, Götze, 2002; Arzamastsev et al., 2009] состава для апатита и карбонатов Ковдорского массива и Палаборы [Dawson, Hinton, 2003]. А простые масс-балансовые рассчеты показывают, что потребуется добавить не более 5-10 вес% апатита/карбоната к измеренному составу бадделеита, чтобы получить наблюдаемые распределения РЗЭ (штриховые линии на Рис.1б). Еще одним аргументом в пользу такой интерпретации данных являются результаты анализа валовой навески бадделеита (100 мг, ISP-MS из раствора), приведенные на том же графике (Рис.1б, незалитые кружки).

В тоже время распределение следовых элементов для изученных бадделеитов массива Ковдор не показало столь существенного обогащения HREE, которое типично для бадделеита метаморфического происхождения [Rubatto, Scambelluri, 2003]. С другой стороны, общепринятого хондрит-нормализованного REE распределения “стандартного” для бадделеита до сих пор нет. Например, существует примечательное различие в форме Ce положительной аномалии для распределения составов REE бадделеита и циркона [Rodionov et al., 2012]. Хондрит-нормализованное распределение легких редкозмельных элементов для циркона обычно демонстрирует существование La-Ce-Pr пика на диаграмме [Hoskin, Ireland, 2000]. Форма этого пика определяется относительной величиной нормализованных количеств La, Ce, Pr и Nd: La_n£Pr_n<Nd_n<<Ce_n. Для бадделеита же наблюдается распределение REE характеризующееся La-Ce-Nd аномалией что определяется относительным пониженным содержанием Nd (La_n£Nd_n<Pr_n<<Ce_n). Но, in-situ определенный состав бадделеита существенно не согласуется даже для стандарта «Phalaborwa бадделеит». Так, Rubatto и Scambelluri (2003) приводят первый тип Ce цериевой положительной аномалии (цирконовый тип); тогда как Xie с соавторами (2008) получили оба типа LREE распределения для бадделеитов из карбонатитов Палаборы. Такая же сложная, и часто невоспроизводящаяся. ситуация возникает и при анализе составов бадделеита из некарбонатитовых пород [Rubatto, Scambelluri, 2003]. Для изученных нами кристаллов бадделеита массива Палабора распределение REE имеет только цирконовый тип положительной Ce аномалии (Рис. 1а), тогда как для бадделеита из массива Ковдор отчетливо проявлены оба распределения как с La-Ce-Pr, так и с La-Ce-Nd типом положительной Ce аномалии (Рис. 1б). Значение и причина такого поведения Nd в кристаллической структуре бадделеита не очевидна. И, главным образом, потому, что на сегодняшний день недостаточно экспериментальных данных для описания такого процесса [Klemme and Mayer, 2003], но вполне возможным объяснением представляется обеднение средними REE магматического расплава во время более ранней, предшествующей образованию бадделеита, кристаллизации таких богатых REE минералов как F-аптаит, REE-пирохлор, кальциртит, цирконолит и другие. Для подтверждения этой гипотезы требуются дальнейшие исследования, в частности, характера геохимической эволюции состава бадделеита сопровождающей развитие во времени магматического и рудного процесса.

Выполненное исследование геохимических особенностей единичных кристаллов бадделеита из фоскоритов и карбонатитов массива Ковдор (Рис.1) показало избыточную гетерогенность их состава в сравнении с вариациями состава бадделеита массива Палабора (Ю.Африка), которая определяется не только наличием микропримесей карбонатов и апатита в изученных зернах бадделеита, но и, возможным, различием в происхождении изученных зерен, что не исключает того, что кристаллы бадделеита, образующиеся в породах и рудах одного магматического этапа и представляющие собой один морфотип, характеризуются узкими пределами вариации состава и имеют единый конкордантный уран-торий-свинцовый изотопный возраст, т.е. обладают всеми необходимыми признаками для изотопно-геохимического и геохронологического стандарта.

Литература:

Дудкин О.Б., Кирнарский Ю.М. Комплекс месторождений Ковдорского массива. Геология рудных месторождений. 1994. Т.36. №1. С. 31-41.

Кирнарский Ю.М. Особенности распространения и состава акцессорного бадделеита в карбонатитах. В кн.: Новые данные о минералах Кольского полуострова. Апатиты. 1979. С. 76-82.

Копылова Л.Н., Краснова Н.И., Мартовицкая Н.А., Порицкая Л.Г. Типохимические особенности кальцита и бадделеита Ковдорского комплексного месторождения. В сб.: «Щелочной магматизм и апатитоносность севера Сибири». Труды НИИГА, Л. 1980. С. 124-138.

Краснова Н.И., Копылова Л.Н. Геологическая основа для проведения минералого-технологического картирования (Ковдорское местрождение). Известия АН СССР. Сер.геол. 1988. №5. С. 81-92.

Ланда Э.А., Краснова Н.И., Тарновская А.Н., Шергина Ю.П. Распределение редкоземельных элементов и иттрия в апатитах из массивов щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов и вопросы генезиса апатитовой минерализации. Геохимия. 1983. №1. С.91-101.

Римская-Корсакова О.М., Динабург И.Б. Бадделеит в массивах ультраосновных и щелочных пород Кольского полуострова. В сб.: Минералогия и геохимия. Вып.1, Л. 1964. С.13-30.

Arzamastsev A.A., Arzamastseva L.V., Bea F., Montero P. Trace elements in minerals as indicators of the evolution of alkaline ultrabasic Dike Series: LA-ICP-MS Data for the magmatic provinces of Northeastern Fennoscandia and Germany. Petrology. 2009. V. 17(1). P. 46–72.

Dawson J.B., Hinton R.W. Trace-element content and partitioning in calcite, dolomite and apatite in carbonatite, Phalaborwa, South Africa. Mineralogical Magazine. 2003. V.67(5). P. 921–930.

Heaman L.M. The application of U–Pb geochronology to mafic, ultramafic and alkaline rocks: an evaluation of three mineral standards. Chemical Geology. 2009. V.261. P. 43–52.

Hoskin P.W.O., Ireland T.R. Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator. Geology. 2000. V.28. No.7. P. 627-630.

Kempe U., Götze J. Cathodoluminescence (CL) behaviour and crystal chemistry of apatite from rare-metal deposits. Mineralogical Magazine. 2002. V.66. P. 151–172.

Klemme S., Meyer H.-P. Trace element partitioning between baddeleyite and carbonatite melt at high pressures and high temperatures. Chemical Geology. 2003. V.199. P. 233–242.

Reischmann T., Brugmann G.E., Jochum K.P., Todt W.A. Trace element and isotopic composition of baddeleyite. Mineral Petrology. 1995. V.53, P. 155–164.

Rodionov N., Belyatsky B.; Antonov A., Kapitonov I., Sergeev S. Comparative in-situ U-Th-Pb geochronology and trace element composition on baddeleyite and low-U zircon from the carbonatite Paleozoic Kovdor Massif (Kola Peninsula). Gondwana Research. 2012. V.21. P. 728-744.

Rubatto D., Scambelluri M. U-Pb dating of magmatic zircon and metamorphic baddeleyite in the Ligurian eclogites (Voltri Massif, Western Alps). Contributions to Mineralogy and Petrology. 2003. V.146. P. 341–355.

Xie L.W., Zhang Y.B., Zhang H.H., Sun J.F., Wu F.Y. In situ simultaneous determination of trace elements, U-Pb and Lu-Hf isotopes in zircon and baddeleyite. Chinese Science Bulletin. 2008. V.53. P. 1565–1573.