Дудкин О.Б., Иванова Т.Н. Карбонатиты Хибин

Подождите немного. Документ загружается.

Окончание

та6лицы

4 5

аг-1

Полевоmпaтовая

жила

Ап

0.70:1>

Кар60натит

Ап

0.7036

р-1

0JIивинит

Ап

0.'70355*

123

Камафорит

Ап

0.70354*

0.3

737

Кар60натит

Ап

0.70354*

0.2

Ийолит

Ап

0.7

0450

292

Франколит

360*

0.4

702

То

же

0.70471*

0.1

-76

0.7065 2

706

Камафорит

Ал

0.7028

То

же

Ап

0.7035

1088

Кар60натит

Ап

0.7038 1

Камвфорит

Ап

O.?O:n

ЗЗ2

ОБ

МикроКJlИН.

жила

Ап

0.7035

ОБ

-1

ОБ

Ийолит

Ап

0.7035 4

584

С Неф.

пироксенит

Ал

0.7025

Камаф:>рит

0.'7055

-'Tht

Th1

Гранатовый

пироксен

Ап

0.7036

1-338

КУ

ПИроксенит

Ап

0.7043

ПРИМЕЧАНИЕ.

ИСПОJIЬзованы

кOJtJIекции:

А.Н.Ку.лакова

(29

обр.

•

Курбатовой

(12),

О.Б.Дудкина

(4)

Ю.

П.Меньmи-

кова

(

1).

массивы:

Хибинский,

Ловозерский,

Ковдор-

сЮlЙ,

Буориярви,

ОП

Озерная

варака,

Се6.ль-

я:вр,

ThI

Турий

мыс,

КУ

Кургинскиii.

минеpa.7Iы

Ап

апатит,

C~H,

* -

анализы

на

масс-<:пектрометре

фирмы

IAN

Т".

зотопно

легких,

чем

paCTВOp.l,

равновесные

щeJIоЧНШI

поро

дам

при

температурах

их

КРИСТaJIJlИзации

(Борщевский

дР.,

1982а).

Нам

представляется,

что

такая

интерпретация

не

со

ответствует

деЙствите.п:ьности,

но на

06СУ3дении

альтерна

тивного

объяснения

удобнее

остановиться

ниже,

после

рас

отрения

данных

по

изотопии

стронция.

Характеризуя

op~e

изотопно-геохимические

дан

ные

рассмотрим

результаты

прямых

определений

ИЗОТОIШого

Ри

с.

21.

Гистограм

мы

изотопных

состав

стронция

апатитах

сфевах

ИЗ

ЩeJIОЧНWC,

щелочно-уJIътраосновных

пород

кар60натитов

KOJIЪCKOro

региона.

Гистогpar.мi

по

строены

учетом

вос

производимости

в опы

те

)

по

давным

та6л.

15:

каждое

единич

ное

измерение

соответ

ствует

ПРЯМОУ!'OJIЪНИКy

основанием

2 ~

вы-

сото

N =

ст/ А

1 '

где

ст

.0001.

массивы:

Хибинский

(диагон8JIьный

креСТИК

ltS.р60наТИ'1'Ы),

Лов

озерсКИЙ.

Ковдор

ский (заштрихованы

из

мерения

на

масс-спектрометре

"VARIAN

МАТ"

Dуори

ярви,

Озерная

варака,

обlЦWl

гистограмма

,II,IIЯ

всех

массивов.

состава

стронция

по

апатитам

сфенам.

Специальные

измере

ния

поК8.Э8JIИ.

что

отношение

Rb/Sr

ЭТИХ

минералов

иссле

дованных

породах

не

npeвшпает

0.0005.

При

таких

значениях

Rb/Sr

за

время

существования

минералов

87S

/86S

увели

чится всего

на

2·

IO~.

т. е.

на

пренебрежимо

малую

величи-

НУ.

Это

позволяет

ОТOIДествлять

изотопный

состав

апатитах

сфенах

начальным

изотоIп!ым

составом

стронция

породах.

резуJIьтаты

измерений

87S

j86

представлены

табл.16

на

рис.21

виде

частных

СВОдНой

гистограмм

для

всех

массивов.

По

общей

гистоrpaъмe средНее

значение

rj8б

мozeт

Быьь

оценено

0.7ОЗ55tO.ООО25.

Эта

величина

преде

лах

точности

оnpeДeJIения

совпадает

изохронными

87S

Хибинского

Ловозерского

массивов

(Когарко

дР.,

1982.

1983).

то же

время

Sr/

8Б

6ер6анки

те

- 0.7046,

апатите

- 0.7040

кaJIЪЦИТе

- 0.70

из

кар60натитового

штока

Хибин

оказывается

заметно

более



соким.

Приводимые

данные

ПOJJyЧены

на

автоматизированн

ом

l<ОМП

лексе

асс-спектрометр

МИ-I20I

Электроника

I6.

ходе

ИСCJIедоБаНИЙ

ПРОВОДИJIИСЬ

систематические

измере

ния МЕЩЦу

народного

изотопного

стандарта

SlU4-98?

Сре

дн

ее

значе

НИЕ\

87S

стандарта

ПО

таким

ОIШтам

(ll = 22)

пределах

.003%

совпало

паспортным

при

ОТКJIонении:

диничного



мерения

не

более

0.06

на

уровне

95.

ВеличинО

0.06%

(±О.ООО4)

определяется

достоверность

детелей на

гисто

гр~

мах

как

ПО

отде.пъным

массивам,

так

для

всех И

СCJIедо

оон

ннх

объектов

целом.

нами

БыJIи

измерены

также

изотоmше

с о

ставы

св

инца

галените

cфaJIерите

определен

U-

возраст

aIЩе

сс

орн



го

ПИРОXJIора

из

кар60натитового

КOМПJIекса

Хибинског

wxy-

тона.

галените(206

рь

/204рь

I6.6It

.05;

ь /

рь

I5.00±0.05;

208рь/

2О4

рь

3?78±0.06)

сфалерите

(206рЬ/

2О

4РЬ

I6.6I±0.05;

ь/

рь

I4.

±0.08

;

208рь/

2О4

37.76±о.09)

изотоmш

состав свинца

дин

а

ков

практически

соответствует

чистому

манТИйНему

KOМnO

ненту

При

сопоставлении

этого

состава

изот

пным

сост



вом

свинца

гелените

г.Пунка

уайБ

овозерского

nлyто

на

(

206р

ь/

О4

рь

I7.6I;

07рь/

2О4

рь

I5.47;

208рь/

38.43)

ПОCJIеднем

выявляется

избыток

ь.

который

свидетельствует

контаминации

радиогенным

свин

цом

коры.

Однако

для

оценки

интенсивности

контаминации

н е

обходимо

повторное

определение

изотопного

состава

гале



вите

Ловозера,

так

как

приводимые

для

него

дашше

ПOJJyЧе



ны

ОКOJIО

лет

назад.

Изотопный

состав

свинца

ПИРОXJIоре

сочет

ании

го

изотопным

составом

гелените

cфaJIерите

опре

де

ляе

во



раст

кар60натитового

КОМПJIекса

Хи6ин

по

07р

2О6

рь

398

МJJН.лет.

Так

же,

как

предыдущие

U-Pb

Pb-

воз

расты

урановых

акцессорных

минералов

Ловозерского

ХибивCRОГО

п.дутонов,

ПOJJyЧеННWI

дати.:uоВRa

ОIШЗЫБаеТСЯ

древнее

Rb-Sr

изохронных,

причем

точка,

соответствующая

изотопному

составу

ПИРОXJIора,

ложится

на

общую

РЬ-РЬ

изохрон:у

(см.

рис.I9).

Приступая

06с~ению

изотопно-геохимических

накопленнwc

по

щелочныы,

ще.лочио-уJ1ьтраосновным

кар60на

титовым

КOМПJ1ексам

региона,

IIpeJrДe

всего

следует

вернуться

про6JIеме

их

контаминации

кислородa.t

СТРО1ЩИем

корового

истоЧНИRa.

Многочисленные

исследования

изотопного

состава

этих

Д}3УХ

алементов

современных

океанических

вуJIКВИИТах

вскрыли

тендеНЦИD

корреляции

радиогенных

инерадиогенных

изотопных

ЭФРектов:

yвeJ1ИЧением

~180

отношение

87Srj86Sr

тюае

возраста.по.

Нa6Jщцaeмая

корpe.IШЦИЯ

сочетании

дРу

гими

многочислеmwми

данными

свидетeJIЬСТВОвал.а

контшmнa

ции

мантийного

материа.па.

веществом

коры.

ВwmJIeннoe

06стоя

TeJIЬCТВO

ПОРОДИJ10

крайнюю

точку

зрения,

COГJIВ.CHO

которой

ПOЯВJIение

на поверхности

неконтаминированного

мантийного

вещества

невозможно,

стало

6ыть,изотопно-геохимические

реконструкции,

основашше

на

радиогенных

ЭФРектах,

несос

тoJlт8JIыш

ИЛИ,

по

крайней

мере,

существенно

менее

ЭФРек

тивны,

чем

IIpИН8ТO

считать в

настоящее

время.

Первая

часть

этого

утвер1Щекия,

по-видимому,

не

противоречит

дей

ствите.пьности,

поскольку

некоторое

заражение

коровым

ком

понентCN

всегда

существует.

Тем

не

менее

ДJ1Я

изотопно-гео

химических

исследований

:важен

не

сам

факт

контаминации,

J1ИШЬ

соразмерность

вызываемых

ею

изотопнwc

ЭФРектов

те

ми

эqфeктами,

которые

ИСПOJ1Ьзymс.я

при

иден~

хими

ческого

состава

мантийного

вещества

через

изотопный

состав

его

ПРОИЗВОДlШX.

Существует

рцц

критериев,

позВOJIЯDЦИX

контролировать

искажающее

влияние

KOHT~OННЫX

изотоП

ных

эффектов:

постоянство

начального изотопного

состава

при

изменении

КОIЩентpwnm

элемента,

со6Jщцение

изохронной

модели

т.п.

Однако

реЗУJ1Ьтативность

таких

критериев

ДJ1Я

разных

видов

контаминации

неодинакова.

По-видимому,

целесоо6разно

раз.пичать

два

главных

ви

да

контаминации

магматических

пород:

1 -

без

гомогенизации

вещества;

2· -

контаминация,

сопрово.ждаm~яс.я

гомогениза

цией.

Первый

вид

устанавливаетс.я

легче

и обычно

связан

поздне-

или

даже

посткристаллизационной

стадией

фор.шрова

кия

пород.

типичным

примером

такого

процесса

яв.пяетс.я

КОН

таминация

стронцием

кислородом

морской

воды

базальтов

океанического

дна,

когда

эфJJeкт

КОНТ8МИJJ8ции

закономерно

умевыD88cJI

ПО мере

удаления

от

контакта

контамииантом.

Второй вид

tOнтаминации

связан

преимущественно

докристал

JIИзационнои

мarмaтической

стадией,

слоаен

для

~спознава

кия

и,вероятнее

всего,

отражает

взаимодействие

разных ман



тийных

источников

друг

другом

ИJIИ

твердcфl.зныы

веще



ством

коры.

Обычно

принято считать

что

ассИМИJIЯЦИЯ

веще

ст

ва

коры,

особенно

ее

гранитного

CJIОЛ,

ограниченна,посколъку

усвое

ние

большого

количества

такого

материала

без

изменения

хи

мического

состава

исходной

магмы

невозможно.

Изотопные

данные

по

кислороду

стро1ЩИЮ

Хибинского

щелочного

масс

и

ва

вскрывают

новый

интересный

аспект

этого

вопроса.

Изме

реmшй

изотошшй

состав

стронцил

двух

десятках

обогащен

ных

стропцием

практически

безру6идиевых

минералов

со

четании

реЗyJIЬтат8МИ

RЬ-Зr

изохронного

датирования

главных

типов

щелочных

пород

определенно

свидетельствуют

большой

ста6идъности

начального

отношения

87S

j86S

пределах

Хибинского

ПJIyТона.

противоположность

ему

изотопный

состав

кислорода

обнаруживает

отчетливую

ЗОНВJIЪ

ность,

конфоINНYl>

контактам,

которая

вскрывает контамина

цию

магматических

пород кислородом

немантийного

источника.

Другими

словами,

устанавливается

отчетливая

контаминация

коровым

кислородом,

не

поддер38ИНМ

соответствynцим

ЭФ!>еК

том по

стронцию.

Представляется,

что

наФщцаемое

ЛВJIение

определяется

двумя

причинами:

малой

"чувствительностью"

щелочных и

щелочно-уJIЬтраосновных

раСПJIaВOв

к контаминации коровым

стронцием,

поскольку

по

сравнению

типично

коровыми

поро

дами

они

более

чем

на

порядок

богаче

этим

ЭJIементом;

активным участием

качестве

"посредника"

ИЗОТОШIого

обмена

КИCJIородсодер38ЩеЙ

газовой

qвзн

(Н20,

СО2

Таким

образом,

в случае

хибинских

щелочных

пород

определенно

ПРOЛВJIЛ~тся

контаминация

кислородом

окружаю

щей

среды

без

гомогенизации

изотопов

по

всему

массиву.

Отчасти

породы

Хибинского

ПJIyТона,

вероятно,

6wIи

конта

минированы

коровым

веществом

на

ДОКРИСТ8ЛJIИзационно

стадии.

пользу

этого

предположения

свидетeJIЪСТВует

не

CKOJIЬКO

поВЬПilенное

Sr j86

= 0.70355

по

сравнению

таковым

однородном

мантийном

резервуаре

(UR)

365

МЛН.JIет

Sr /86

= 0.7024.

Несложный

расчет

показывает,

что

при

содержании

расплаве

I260

ррm

(среднее

по

генеральной

хи6инской

пр06е)

при

среднекоро

вом

0.720

на6лщцаемое

завышение

87S

/86

щелочных

породах

тре6ует

замещения

исходного

расплава

ве



ществом коры на

23%.

УвеличеШiе

87S

/86

0.7024

до

0.7046

кар60натитовом

расплаве

при

концентрации

нем

6000

ррm

тре6ует

замещения

исходного

расплава

вещество

коры

YJm

на

77%.

Нереальность

ассИМИJIIЩИИ

таких

ко.личес

тв

корового

материала

при

сохранении

щелочного

или

кар60нати

тового

сост

8Ва

вынуждает

предполагать,

что в

060ИХ

случ

аях

на6JIJQДаемый

изотоIIIШЙ

эфt!eкт

связан

селективным

пр

ив

но

сом

стронция,

ВОЗМОЖНО,и

его

радиогенного

изотопа

за

счет

преимущественн6й

ассимиляции

минералышх

qaз

вы

соким

Rb/Sr,

как

ужв

неоднократно

пр

дполагaJIОСЬ

ранее

(Иеiеr,

I964;

Blaxland,

I976

др.).

Альтернативное

06ъяснение

состоит

том,

что

ассимиля

ция

предшествовала

отделению

щелоч:ных

кар60натито

вых

расплавов

связана

контаминацаей

исходного

вещества

существенно

6o.nее

6едного

СТРОlЩИем

по

сравнению

поздни



ми

дифференциатами.

Вероятнее

всего,Такая

контаминация

мо

жет

6ыть

следствием

отстаивания

магмы

промежу'1'ОЧНОМ

оча

ге

подошвы

6o.nее

легкого

гранитного

слоя

(Пушкарев,

I9836) •

Кар60натиты

Кольского

пo.nyострова,

как и

щелочные

по

роды,

возникли

едином

цикле

эндогенной

активности

со

средним

возрастом

окo.nо

400

МЛВ.лет

И,

согласно

изотопно



геохимическим

.ЦаН1ШМ,

они

представляют

с060Й

единый

гене



тический

ряд

мантИЙIШiC

магматических

диqфeреIЩИатов.

Начальный

изотопннй

состав

строlЩИЯ

кар60натито

интрузивных

пород

щелочных

массивов

Кольского

регио

на

ока

зывается

достаточно

постоянным

среднем

определяетс

величиной

/86

0.70355±О.00О25,

соответствующ

ей

мантийным

06разованиям,

относительно

сла60

нтаминиро

ван

1ШМ

коровым

материалом.

Единичные

дamше

по

из

отопии

Nd,

Н!

РЬ

согласуются

ЭТИМ

выводом.

Результаты

U-Pb

-датирования

акц

ссо

ог

пирохлора

из

кар60натитового

Ko~~eK

a Хи

6ин

ско

го

ма

~сив

')'

-о"

сопоставлении

аналогичными

данными

ДJlSI

урановых

шщес

сорных

минералов

из

карБОRaТИТОВЫХ

массивов

Вуориярви,

Озерной

вараки

щелочного

массива

Ловозера

свидетельству

ют

одновозрастности

всех

этих

образований

пределах

погрешности

определения.

одинаковыми

оказываются

также

Rb-Sr

изохронные

возрасты.Хибинского

Ловозерского

мас

сивов

(Ко;гарко

дР.,

1981, 1983),

время

становления

ко

торых

опреД!3J1Лется

З65±(15-20)

МJПi.лет.

При

этом

суще

ствуют

указания

на

то,

что

U-Pb-

К-Ar-системы

в них

мог

ли

закрыться несколько

раньше

руБИДИЙ-стронциевых.

Изотопный

состав

кислорода

углерода

по

всем

масси

вам

целом

поддерживает

вывод

об

относительно

слабой

кон

таминации

кар60натитов

Кольского

полуострова,

вI<JПRaЯ

хи

бинские,

коровым

материалом

указывает

на

значительную

роль

температурного

фактора

при

возникновении

изотопных

эффектов

по

этим

ЭJIемент8М.

Зональное

распределение

изотопов

кислорода

щелочных

породах

Хибинского

массива

при постоянстве

начального

87Sr/86Sr

вскрывает

редкий

случай

не

поддержанной

конта

минацией

стронция

контаминации

интрузивнwr::

пород

кислоро

дом

окружапцей

среды.

то

же

время

хибинские

кар60RaТИТЫ

_ерловой

фации,

расположенные

внепосредственной

6лизости

вмещапцим

массив

породам,

проЛВJIJD)Т

следн

контаминации

корового

источника

как

кислородом,

так

стронцием.

ХИБИНСКИЕ

КАРБОНАТИТЫ

РЕШЕНИИ

НЕКОТОРЫХ

ПРОБЛЕМ

ЩЕЛОЧНОГО

МАГМАТИЗМА

Крупнейший

мире

Хибинский

щелочной

интруЗИВlШЙ

мас

сив

центрального

типа

имеет

широкий

спектр

пород:

агпаито

вые

06НЧНЬ1е

Нефелиновые

сиенwrн,

ийолит-уртиты,

пироксе

НИ'1'1i

даже

УJlЬтра6азИТIi

(3ак,

19'72;

Галахов,

19'75).

Новый

факт

наличии

Хибинском

массиве

кар60Н8ТИ-

тов,

прорыв8Dциx

агпаитовые

нефелиновые

сиениты

его

ядра,

заставляет

коснуться

некоторнх

06щих

теоретических

прак

тических

вопросов,

связанных

развитием

щалочного

М8ГМа

тизма

на

КОНТШlеНТ8JIЫШХ

плитах.

Состав

пород

Хи6инского

массива

И их

геохронология

свидетeJIЪСТВym

том.

что

массивах

центра.л:ъного

типа мо

гут

развиваться

6JIИзкие

по

времени

ассоциации

ще.лочно

yJIЪтpaocнoВНIiX

пород,

агпаитовых

нeфeJIиновых

сиенитов и

кар60натитов.

Близость

времени

06разования

и единство

г.лу6mmого

ис

точника

вещества

ЩeJIочно-улътраосноВНliX

нeфeJIин-сиенито

вых

интрузивов

KOJIЪCKOГO

региона

61iJIИ

показаны

Э.В.Кравчен

ко

соавторами

(I980)

Л.Н.Когарко

соавторами

(I98I,

I983).

Впервые

меды

6олее

paшIего

ще.лочно-улътраосновного

М81'IoВТИзма

Хи6инах

о6нарJ'U!НЫ

А.В.Га.лаховым

(I975).

Крупное

СКОПJIение

ксенOJIИТОВ,

перидотитов

пироксенитов

ИЙOJlИ'1'ОВ

ВliЯВJIено

одним

из

авторов

данной

монографии

на

северо-запа.це

массива в

хи6инитах.

Позднее

выяниJlось,'

что

ВCJIед

за

становлением

нефелин-сиенитовых

интрузий,

6рекчи

рупцих

щeJIОЧНО-yзIЪтраосновнне

породы,

ВОСТО'<ПIого

контак

та

Хи6ин

ЩюJNИpoБаПСЯ

мощный

кар60натитовый

шток.

Ще.лОЧНliе

дайки,

СТРУR'l'УРИО

во

времени

тесно

связанные

кар60иати

тами,

ВItIIIJЧaI)Т

по

существу

весь спектр

дmIфeренциатов

инт

рузиввых

ПJIy'1'ORОВ:

основные,

фоидиитовые,

фоНOJIИТовые.

за

отиосите.п.но

ROроткий

промежуток

времени

преде

.ах

С'1'руктурн

одного

того

же

п.путона

ще.лочно-у.пътраос

новвоlll8I'llaТИЗМ

ДВ8JrДЫ

смеНИJIСЯ

фонoJIитовым

И,

наконец,

зaвepauся

развитием

кар60натитов.

теоретическом

п.лаве

8'rO

зac'1'aIШIIeт

обратить

внимание

на

возмозиое

единство

шrr8llll8ГO

Мвrмaтического

очага,

расПОЛОЕввого

ное

гре

lIII'1'IIaro

CJЮЯ

частности,

на

ВОЗМOJaIyII

связь

его

вы

ХОДСМ

.l81'lQ1X

rлуБИННIiX

ОТЩ8ПJ1ений

под

континентом.

прак

'l'8Ч8CJtCII

IJ.II8Вe

это

свиде'l'eJIЬCтвует

ТОМ,

что при изуче

ВD

ltOВltp8'rIIoгo

щe.uочного

интрузивного

массива

необхоДИllO

учинвать

ВОSllOEость

прояв.пения

раЗJDIЧННX

типов

мarмa

D31В,

61J1зпх

по времени.

Полученный материал

позволяет

преДПOJIОЖ:ИТЬ,

что

развитие

агпаиТОВОЙ

минерализации

ШiТРУЗИВНWC

нефе.лино

вых

и енитах и

их

ЖИЛЬНЫХ

ПРОИЗВОДНЫХ

многом

06условле



но

ПРИ

СУТСТБием

специфических

щелочно-кар60натных

флюидов.

l{а

рбо

нат и

товая

минерализация

Хи6Шi8X

антагонистична

о о

тн ош

ению

агпаитовоЙ.

При

06щей

близости

флюидного

сос

ава

кар60натиты

отличаются

60льшей

ос

овностью,

не

сколь

еньшей

КOlщентрацией

натрия

ка.лия,

повыmешшм

сод

ржани

еры.

Вместе

тем

газовая

СОСТaвJIЯЮIЦ8Я

интру

ЗИБНЫХ к

омплексов

Хи6инского

массива

И кар60натитов

имеет

еко

ор

сх

дс

тво,

нефелиновых

сиенитах И

ИЙOJIИТ-УР

ти

ах

яд

ест

установлено

ПРИСУТСТБие

карбонатов

нат

рия.

Насыщенность

пород

термонатритом

а2

СО

з·2Н20

фиксиро

валась

на

разных

участках

массива:

на

Оленьем

ручье,

до

лине

р.Вуоннемиок,

на

горах

Koamвa,

Эвеслогчорр,

Юкспор,

долине

ручья

Кукисвумиок.

060гащенные

термонатритом

уча

стки

рисчорритов

уртитов

имеют

мощность

по

керну

скважин

20-700

м,

содержание

теp.iонатрита

(а

возмOJitНо

исходно

СОСТОЯНИИ

Nа2С

)

составляет

0.2-2.0

вес.%.

отличие

от

содовых

минералов,

возникающих

поверхности

при разложе

нии

виллиомита,

этих

случаях термонатрит

не

сопровождает

ся

выделениями

опала,а

изотопия

углерода

резко отличается

от

изотопии

углерода

воздуха.

На

г.l{укисвумчорр

апатито

нефелинОВО

породе

6ыла

найдена

рассекающая

ее

термонат

ритовая

жила

мощностью

см

тетранатролитовыми

заль-

6андами,

~ 1Зс

термонатрита

ней

COCT~

-9.46%0.

насыщенных

содой

участках

пород

повыmены

концентра

ции

агпАитовых

минералов

астрофил.дита

;

эвдиалита,

них

чаще

встречsют9Я

ультpaaгnaитовые

жилы

ломоносоБИТОМ,

ВУОШiемитом,

вадеитом,

ненадкевичитом,

катаплеитом

куп

летскитом

другими редкими

минералами.

Известно,

что не

фелиновые

сиениты и

ийолит-уртиты

агпаитовой

минерализа

цией

не

имеют

ГШIа6иссальных

ЭФРуЗИБНЫХ

аналогов.

Не

исключено,

что

ОДНОЙ

из

причин

развития

ультращелочной

агпаитовой

минерализации

явилась

насыщенность

фоНOJIИТовых

магм

щелочно-кар60натными

фJпoидами,

которые

удержива.7ШСЬ

интрузивноЙ

камероЙ.

Появление

I~цита

в пирок сенитах

и и

олитах

щелочно

улътраосновных

интрузивных

массивов

практически

всегда

при

водит

перекристаллизации,

частичному

изменению

состава.

НередIШ

при

том

наблюдается

перераспределение

концентра

ция

поле

зных

компонентов

фосфор8,

железа.

Аналогичную

роль

могут

играть

кар60наты

натрия

агпаитовых

нефелиновых

сиенитах.

арактер

развития

дaйR()вого

щелочного

магматизма

районе

Хибинского

массива

свидетельствует

большом

ми

нерагеническом

значении

этого

типа

магматизма,

что обуслов

лено

активным

подъемом

поверхности

одновременно

со

щелоч

ными

магмами

насыщешшх

минера.лизаторами

флюидов.

Хибинах

на

окружающей

территории

однотипных

дайками

разломах

ко

нцентрируют

ся

альбитовые

метасоматиты,

карбонатные

ЖИJIbl,

жилы

Ilыдленил

:кaлиmпaтового,

ха.лце

ДОННОГ

состава.

Сами

дайки

вмещающие

их

породы

испыты

вают

интенсивную

наложенную

альбитизацию,

флогопитизацию,

карбонатизацию.

зтим

периодом

ВУJII<aНИЧеско

деятельност

может

быть

соIIpЯJteно

развитие

:ка.ль~товых

жил

флюорито

вой И

суJIЬфиднои

минерализ~е

Й.

дайковым

магматизмом

Хибинах

свя:зано

формирование мощного

кар60натитового

штока,

котором

обнаруживаются

признаки

фосфатоносности,

магнетитового,

сульфидного

оруденения.

Экструзивным

харак



тером

первичнwc:

геологических

структур,

аССОЩIaЦИей

не

фелиВовыми

сиенитами

трахит-порфирами,

присутствием

криптокристаллических

ортоклазитов,обог~нностью

барием

карбонатиты

Хибин

6JIизки

чароитовым

кар60натитам

Алдана

(Алексеев,

1983).

Открытие

Хибинском

массиве

кар60натитов

еще

раз

свидетельствует

W.,

что

любом

щелочном

интрузивном

комплексе

принципе

можно

обнару.кить

апатитовые

месторож

дения,

пространственно

генетически

свя:занные

как

ийолит-уртитами,

так

кар60натитами.