Карбонатиты в Ильмено√Вишневогорском щелочном комплексе (ИВК) известны с 50х годов ХХ века. Они охарактеризованы в работах Э.М. Бонштедт-Куплетской (1951), Е.С. Ильменева (1958), А.Г. Жабина (1959, 1962), Е.М. Еськовой, А.Г. Жабина, Мухитдинова (1964), Н.В. Свяжина (1966), Б.М. Роненсона (1966), Е.М. Еськовой (1976), В.Я. Левина совместно с Б.М. Роненсоном (1978, 1983, 1997), В.А. Кононовой, Е.И. Донцовой (1979), У. Крамма, А.Б. Блэкслэнда (1983), И.В Чернышева, В.А. Кононовой (1987), У. Крамма (1987) В.С. Самойлова, Б.М. Роненсона (1987), А.С. Таланцева (1991), И.Л. Недосековой (1989, 2004), К.К. Золоева, В.Я. Левина (1995, 2004) и др.

В качестве карбонатитов карбонатные эндогенные породы ИВК были выделены А.Г. Жабиным в 1959 году. В результате продолжительной дискуссии о правомерности отнесения к карбонатитам Ильмено-Вишневогорского комплекса, Л.С. Бородин (1966), А.И. Гинзбург, В.С. Самойлов (1983) выделяют их в самостоятельный формационный тип ╚карбонатитов, связанных с нефелиновыми сиенитами и линейными зонами щелочных метасоматитов╩, позднее названный Ю.А. Багдасаровым формацией "карбонатитов линейно-трещинных зон".

Геологическая позиция и вещественный состав карбонатитов ИВК. Наиболее крупные проявления карбонатитов находятся в северной части ИВК - в Вишневогорском миаскитовом массиве (Зона 147) и в седловидной залежи миаскитов (Зона 140). Рудопроявления карбонатитов установлены в Булдымском массиве ультрабазитов, сложенном метаморфизованными породами энстатит√оливинового и антофиллит√энстатит√оливинового состава. Карбонатиты известны также в субширотной тектонической зоне в фенитах (Зона 125), в 50 м к С-В от Вишневогорского массива. Многочисленные рудопроявления карбонатитов (Светлоозерское, Байдашевское, Потанинское, Увильдинское, Ишкульское месторождения) установлены также в Центральной щелочной полосе (ЦЩП) [2], представляющей собой субмеридиональную тектоническую зону, сложенную разнообразными щелочными метасоматитами, фенитами и небольшими телами миаскитов, которая протягивается на 150 км с севера на юг от Вишневогорского до Ильменогорского массивов миаскитов. Очень незначительно процесс карбонатитообразования проявлен в Ильменогорском миаскитовом массиве (Савелькульская копь). Известно проявление карбонатитов в ультрабазитах, залегающих вблизи Ю-В контакта Ильменогорского массива (К. 97).

Карбонатиты Вишневогорского массива образуют пластообразные и жильные тела мощностью до несколько метров и протяженностью в сотни метров. Они приурочены к С-З эндоконтакту массива миаскитов с фенитами. Общая мощность зоны карбонатитов (Зона 147) составляет 30 метров, протяженность - 4 км. Карбонатиты содержат перемещенные ксенолиты вмещающих их миаскитов, а в прилегающей к фенитам части √ обломки фенитов. Ранние карбонатиты I представлены массивными и брекчиевидными разностями кальцитового состава, содержащими калиевый полевой шпат, нефелин, биотит и акцессорные пирохлор, гатчеттолит, циркон, апатит, ильменит, пирротин, пирит. Более поздние крупнозернистые кальцитовые карбонатиты II образуют жилы и гнёзда в ранних карбонатитах и в миаскитах и содержат альбит, биотит, апатит и акцессорные пирохлор, циркон, ильменит, магнетит, пирротин. Протяженные жильные тела карбонатитов IIслагают субширотную зону 140 в седловидной залежи миаскитов.

Карбонатиты в Булдымском ультрабазитовом массиве образуют жильные тела субширотного простирания, сопровождающиеся карбонат√флогопит-рихтеритовыми метасоматитами. Суммарная мощность зон достигает 50 м, протяженность √ сотни метров. Ранние доломит√кальцитовые карбонатиты III содержат тетраферрифлогопит, рихтерит и акцессорные пирохлор, циркон, магнетит, ильменит, пирротин, пирит. Поздние доломитовые карбонатиты IV образуют менее мощные жилы с апатитом, магнетитом, ильменитом, цирконом и содержат редкоземельные акцессорные минералы √ монацит, эшинит, редкоземельный пирохлор, ферсмит.

Карбонатиты Зоны 125, залегающие в субширотном разломе в фенитах, образуют жильные и шлироообразные тела мощностью до 1м в фенитах и пироксен√полевошпатовых пегматоидных жилах. Карбонатиты сложены крупнозернистым кальцитом и содержат крупные кристаллы (и их обломки) пироксена, апатит, пирохлор, ильменит, сфен, пирротин, пирит.

Возраст карбонатитов ИВК. Изотопное датирование щелочных пород ИВК, проведенное ранее исследователями ФРГ и СССР Rb√Sr методом [1, 3, 5], дало результаты, свидетельствующие о внедрении миаскитов на стадии рифтогенеза около 440 млн. лет назад. Второе событие в истории миаскитов, фиксируемое Rb √ Sr методом по минеральным изохронам, имеет возраст 244√245 + 8 млн. лет и связано с последующими коллизионными процессами метаморфизма, во время которого произошло смещение изотопного равновесия в минералах. Изотопно√геохронологические данные по U√Pb√системе цирконов из щелочных пород и карбонатитов Вишневогорского массива показали синхронность событий в истории миаскитов и карбонатитов [3]. Возраст кристаллизации циркона в миаскитах и в карбонатитах определяется соответственно 422 + 10 и 432 + 12 млн. лет. K√Ar датировки миаскитов и карбонатитов по биотиту имеют интервал 246√255 + 10 млн. лет, фиксируя термальное событие, которое привело к полной потере радиогенного аргона в минералах.

Датирование карбонатитов Булдымского массива по Sm√Ndминеральной изохроне, проведенное нами в ИГ КНЦ РАН, дало возраст 176 ╠ 55 млн. лет (СКВО = 0,87). Однако, минералы исследованного образца (обр. 3311) имеют небольшие вариации Sm/Nd отношения, и, согласно ошибкам для ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношений, возраст не может быть определен достаточно точно. При этом имеющиеся изотопные данные для пород и минералов карбонатитов Булдымского массива дают изохронную зависимость с более древним возрастом (306 ╠ 49 млн.лет, СКВО = 1.2). Однако, количество Sm-Nd изотопных данных для пород карбонатитов Булдымского массива пока недостаточно для построения корректной породной изохроны.

Результаты Sm√Nd датирования по минеральной изохроне карбонатитов Булдымского массива (176 млн. лет) близки многочисленным определениям возраста жильных тел гранитов и амазонитовых редкометальных пегматитов Ильменских√Вишневых гор (170√200 млн. лет), которые локализованы в единых субширотных структурах, секущих меридиональные структуры палеозойских сдвиговых зон. Эти данные позволяют предположить переотложение карбонатитов ИВК в результате коллизионных процессов, сопровождавшихся пластическими и хрупкими деформациями, а также высокобарической флюидной переработкой пород ИВК с переотложением исходного карбонатитового вещества. Вероятно, при этом сохранялся первичный изотопный состав карбонатитов, так как более ранние и поздние (переотложенные) тела имеют близкие изотопные составы. Не вызывает сомнения, что более древний возраст карбонатитов ИВК (датировки карбонатитов по U-Pb системе цирконов √ 432 + 12 млн. лет) фиксирует кристаллизацию карбонатитовых расплавов на стадии рифтогенеза и их комагматичность со щелочными породами Ильмено√Вишневогорского комплекса.

Геохимия карбонатитов ИВК. Карбонатиты Ильмено√Вишневогорского комплекса имеют типично высокие значения Sr (11000√23000 г/т), Ba (300√3000 г/т), REE (1500-3200 г/т) и значительные вариации Nb (до 1500 г/т), Zr (до 40 г/т), V (до 135 г/т), Th (до 1400 г/т), сходные со среднемировыми составами кальцио- и магнезиокарбонатитов [5] (рис. 1, Б).

Ранние карбонатиты Вишневогорского массива (Зона 147) характеризуются высокими содержаниями Sr и Ba, минимальными содержаниями REE и минимальными отношениями Nb/Ta и Zr/Hf, что характерно для высокотемпературных и магматических разностей карбонатитов. Значения δEu = 0.95 в них максимальны и близки к миаскитовым, что также подтверждает их принадлежность к ранним высокотемпературным дифференциатам миаскитовых магм. Поздние карбонатиты Вишневогорского массива имеют максимальные содержания Sr и REE при высоких индикаторных отношениях Nb/Ta, Sr/Ba, LREE/HREE, и в них отмечается некоторое снижение δEu, что характерно для более поздних высокотемпературных членов карбонатитовых серий.

Ранние доломит√кальцитовые карбонатиты Булдымского массива характеризуются близкими содержаниям Srи Ba и более высокими содержаниями Nb и REE относительно ранних карбонатитов Вишневогорского массива. Они имеют несколько отличный от них спектр распределения редких земель на спайдер√диаграммах (см. рис. 1, Б), отличаясь повышенным содержанием HREE и, соответственно, минимальным La/Yb= 18√37. Поздние доломитовые карбонатиты Булдымского массива имеют максимальные содержания REE (до 20000г/т) и Th (до 1400 г/т), концентрируя их в виде самостоятельных минеральных фаз √ монацита и эшинита. Для них характерны более низкие содержания Sr, Ba и Nb при максимальных значениях и значительных вариациях Nb/Ta, Zr/Hf и Sr/Ba, TRce/TR_Y, что характерно для поздних низкотемпературных членов карбонатитовых серий. Значение δEu в них минимально (δEu = 0.65), что подтверждает их принадлежность к заключительным стадиям карбонатитообразования.

Необходимо отметить сходство общей картины поведения редких и редкоземельных элементов при процессах карбонатитообразования в Ильмено √ Вишневогорском комплексе и в карбонатитовых комплексах УЩК формации, соответствующее трендам дифференциации карбонатитовых магм. Это сходство проявляется в общих повышенных концентрациях Sr, Ba, Nb, Zr, TR; в волнообразном накоплении REE и Sr с двумя максимумами концентрирования √ в условиях в альбит√кальцитовой фации и в условиях хлорит√серицит√анкеритовой фации; в повышении отношения LREE /HREEс понижением температуры минералообразования; в соответствии индикаторных отношений (Sr/Ba, Nb/Ta, Zr/Hf) и одинаковых тенденциях их изменения от ранних к поздним членам дифференциатов карбонатитовых серий; в закономерном уменьшении δEu от ранних фаз карбонатитов к поздним, иллюстрирующим процесс дифференциации карбонатитовых магм.

При этом, для карбонатитов ИВК характерно повышенное содержание стронция (до 23000 г/т) относительно среднего кальциокарбонатита (7272 г/т) и, как следствие, отсутствие значительных концентраций и собственных минералов стронция в поздних низкотемпературных карбонатитах. Кроме того, можно отметить более низкие содержания Nb, Ta, Zr, Hfи обогащенность HREE (La/Yb = 18√67) в карбонатитах ИВК относительно карбонатитов УЩК формации (La/Yb = 75√256 отношения) (см. рис. 2). Эти особенности, а также δEu ранних карбонатитов, близкое к единице и к значениям δEu в миаскитах, свидетельствуют о несколько иной генетической природе карбонатитов ИВК, возможно, связанной с процессами дифференциации миаскитовых магм. Комагматичность карбонатитов и миаскитов ИВК подтверждается полной синхронностью спектров некогерентных элементов на спайдер√диаграммах миаскитов и карбонатитов Вишневогорского массива (см. рис. 1А).

Источники вещества карбонатитов ИВК. Проведенные ранее изотопные исследования для пород ИВК подтвердили глубинный (мантийный) источник миаскитовых и карбонатитовых магм. На основании Sr-С√O изотопных данных был сделан вывод о том, что карбонатные жилы ИВК могут сопоставляться с карбонатитами [1, 5].

Нами получены первые данные по изотопии Sr и Nd, а также новые данные по изотопии C и Oдля карбонатитов Вишневогорского массива миаскитов, Булдымского массива ультрабазитов и для карбонатитов Жилы 125, залегающей в фенитах. Первичные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в породах и минералах ИВК рассчитаны на возраст 440 млн. лет, полученный при датировании карбонатитов и миаскитов ИВК [1, 3, 5]. Измеренные ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения в кальцитах и доломитах могут рассматриваться как первичные, так как в них низкие Rb/Sr отношения.

Первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в породах и минералах карбонатитов ИВК находятся в интервале, типичном для пород с мантийным источником. Состав изотопов Nd и Sr иллюстрируется на диаграмме eNd √ eSr (рис. 2), на которой для сравнения показаны мантийные резервуары DM, HIMU, EM1, EM2, MORB&OIB [4] во время формирования карбонатитов ИВК, а также линия Кольских карбонатитов (KCL) и Восточно√Африканских карбонатитов (EACL). Точки карбонатитов ИВК находятся в пределах мантийного тренда, соединяющего деплетированную (DM) и обогащенную мантию типа ЕМ1, и образуют 2 группы, различающихся по первичному отношению изотопов стронция и неодима. Первая группа имеет низкие величины (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t= 0.70356-0.70361, максимальные (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t с положительными значениями eNd = +2.9√(+3.4) и представлена карбонатитами Вишневогорского массива. Вторая группа характеризуется более высокими величинами (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t= 0.70440-0.70470 и более низкими (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_tс отрицательными значениями eNd = -2.4√(-4.5) и представлена карбонатитами Булдымского массива и Ж. 125. При этом доломитовые карбонатиты Булдымского массива несколько отличаются по составу (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t от доломит √ кальцитовых, имея одинаковое с ними ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношение.

Состав изотопов С и О в карбонатитах ИВК также подтверждает выделение двух групп карбонатитов, различающихся изотопным составом исходных магм (рис. 3). Большинство точек разместилось в пределах мантийного квадрата (по Yavoy, 1986) и первичных магматогенных карбонатитов - PCI и PCII. Значенияd¹³С (-6.3√(-7┴) и d¹⁸О (7.6-8┴) в кальцитах карбонатитов Вишневогорского массива показывают систематические отличия от карбонатов Булдымского массива и Ж.125 - d¹³С (-7.4 √ (-8.5)┴) и d¹⁸О (7.5 - 10.5┴). Повышение значений δ¹⁸О в карбонатитах Булдымского массива и Ж.125 противоречит предположению о влиянии вмещающих пород, так как значения d¹³С в них напротив понижаются.

Положение точек карбонатитов ИВК на диаграммах eNd √ eSr и d¹³С - d¹⁸О в виде обособленных групп, указывают на несколько фаз внедрения карбонатитов, различающихся по изотопному составу. Карбонатиты Булдымского массива и Ж.125 имеют изотопные параметры обогащенного мантийного источника типа ЕМ 1. Карбонатиты Вишневогорского массива имеют параметры умеренно деплетированного мантийного источника.

Значительные вариации изотопов первичного Nd и Sr в карбонатитах не могут быть приписаны контаминации (заражению расплавов), так как высокие концентрации Sr и Nd и низкие величины d¹⁸О и d¹³С исключают значимое заражение магматической системы континентальной корой. Контаминации противоречат и разнонаправленные тенденции изменений составов изотопов С и О.

Таким образом, Sr√Nd-C√O изотопные данные, полученные для карбонатитов Ильмено√Вишневогорского комплекса, позволяют предполагать участие двух конечных мантийных членов - DM (умеренно деплетированная мантия) и ЕМ 1 (обогащенная мантия), в процессах генерации магм ИВК, при которых, вероятно, происходило смешение этих двух мантийных резервуаров. При этом изотопные составы карбонатитов ИВК указывают на несколько фаз внедрения карбонатитов, различающихся изотопным составом исходных магм.

Рис. 1. Спайдер√диаграммы, показывающие распределение редких (А) и редкоземельных элементов (Б) в карбонатитах, миаскитах и ультрабазитах ИВК. Карбонатиты - I, II √ соответственно ранние и поздние кальцитовые карбонатиты Вишневогорского миаскитового массива; Карбонатиты √ III - IV √ соответственно доломит √ кальцитовые и доломитовые карбонатиты Булдымского массива. Cостав среднего кальциокарбонатита по [6].

1 √ карбонатиты Вишневогорского массива; 2 √ 3 √ карбонатиты Булдымского массива: 2 √ доломит √ кальцитовые, 3 √ доломитовые; 5 √ карбонатные жилы Каганского массива; 6 √ карбонатиты в фенитах - Ж. 123, Ж. 135; 7 √ карбонатиты Центральной щелочной полосы (Потанинского месторождение); 8 √ карбонатиты Ильменогорского массива; 9 √ доломит √ кальцитовые карбонатиты в ультрабазитах Ильменских гор (Копь 97); 10 √ кальцифиры (Копь 15).