СООТНОШЕНИЕ МЕЖДУ δ¹³С, δ¹⁸О И СОДЕРЖАНИЕМ РЗЭ В КАРБОНАТИТАХ ТОМТОРСКОГО МАССИВА, РЕСПУБЛИКА САХА (ЯКУТИЯ)

Для расшифровки событий, повлиявших на формирование различных объектов, широко применяются данные изотопной геохимии, особенно соотношение стабильных изотопов углерода (δ¹³С) и кислорода (δ¹⁸О), что позволяет выявить син-, поздне- и постмагматические процессы [Santos, Clayton, 1995; Demény et al., 2004; Broom-Fendley et al., 2017; Speziale et al., 2020; и др.]. За период развития методологии выработаны рекомендации по интерпретации δ¹³С – δ¹⁸О трендов, ставших едва ли не каноническими. По характерным трендам чаще всего отмечается взаимодействие мантийных карбонатитов в широком температурном диапазоне с гидротермальными, дейтерическими флюидами, метеорными и/или грунтовыми водами. Кроме этого, по трендам идентифицируются процессы дегазации, ассимиляции корового материала карбонатитовой магмой, релеевского фракционирования [Deines, 1989; Santos, Clayton, 1995; Demény et al., 2004].

Изотопные составы исходных и преобразованных карбонатов после взаимодействия с флюидами распределяются на δ¹³С – δ¹⁸O диаграмме по участкам, отвечающим различным изотопным составам кислорода и отражающим температуры магматических и гидротермальных процессов, при которых происходило взаимодействие. С поздними гидротермальными стадиями формирования карбонатитов ассоциируются месторождения РЗЭ. Вокруг тел гидротермальных карбонатитов также распространены проявления и месторождения РЗЭ [Anenburg et al., 2020; и др.]. Обогащенность карбонатитов РЗЭ на уровне весовых процентов и наличие собственных минералов редких земель в них являются необходимыми условиями образования месторождений [Zaitsev et al., 1998]. Однако этого недостаточно, и далеко не все карбонатитовые проявления могут достигнуть уровня крупных месторождений, как, например, Маунтин Пас (США), Вуориярви, Верхнеенисейское, Нижнеенисейское (Россия) и Канганкунде (Республика Малави) [Zaitsev et al., 1998]. Следует отметить, что карбонатиты массива Канганкунде являются, вероятно, единственным объектом, на котором в течение трех десятков лет изучается возможность использования вариаций С и О изотопов для диагностики постмагматических процессов, влияющих на обогащение РЗЭ [Wall et al., 1994; Broom-Fendley et al., 2016, 2017; Chikanda et al., 2019]. Целью настоящей работы является определение соотношения изотопов кислорода и углерода в карбонатах, минерального состава и уровня концентраций РЗЭ в карбонатитах на Томторском ниобий-редкоземельном месторождении.

С Томторским массивом связано одноименное месторождение, широко известное богатейшими Nb-РЗЭ рудами, которые сосредоточены в трех пластовых залежах на участках Буранном, Северном и Южном [Tolstov, Tyan, 1999; Lazareva et al., 2015; Pokhilenko et al., 2023]. Томторский массив является одним из крупнейших в мире как по общей площади (250 км²), так и по площади карбонатитового ядра. В непосредственной близости от него находятся выявленные (Богдо, Промежуточный) и прогнозируемые по геофизическим данным массивы (Буолкалах, Чюэмпэ, Уэле), что позволило выделить Уджинскую щелочно-карбонатитовую провинцию [Erlikh, 1964], расположенную восточнее Анабарского щита в осевой части Уджинского поднятия.

Положение массивов контролируется крупными региональными структурами: 1) меридиональной рифтогенной, известной как Уджинский авлакоген; 2) субширотной, маркируемой Молодо-Попигайским вулканоплутоническим комплексом; 3) крупной кольцевой. Томторский массив прорывает известняки, доломиты и терригенные метаморфизованные породы неопротерозойского возраста и перекрывается пермскими континентальными, юрскими морскими и четвертичными рыхлыми отложениями [Erlikh, 1964; Tolstov, Tyan, 1999; Vladykin et al., 2014; и др.]. Южнее массива Томтор располагается зона Чымара с редкоземельной минерализацией, предположительно гидротермального происхождения [Tolstov, Tsybulskaya, 1998].

В строении массива Томтор выделяют внешнее кольцо, сложенное щелочными и нефелиновыми сиенитами и фоидолитами [Bagdasarov, 1997; Tolstov, Tyan, 1999]. Центральное ядро выполнено породами карбонатитового комплекса, подразделяющимися на безрудные и рудные (до 1 % РЗЭ₂O₃). Между карбонатитами и щелочными породами располагается реакционная зона, представленная микроклин-слюдисто-карбонатными (± апатит, пироксен) породами (далее – МСК) (рис. 1).

Породы под пластовыми залежами богатых руд одними исследователями описываются как профиль выветривания (до 300 м) по рудным карбонатитам [Mezhelovsky, 2011], а другими – как породы, образованные в результате гидротермального процесса [Kravchenko, Pokrovsky, 1995].

Выявлено два основных временных интервала формирования Томторского массива – 700 и 400 млн лет [Vladykin et al., 2014; Dobretsov et al., 2019, 2020; Lazareva et al., 2023].

В работе [Entin et al., 1990] сделан вывод о том, что на первом этапе Томторский массив формировался как плутон, а на втором – как субвулканическая и вулканическая структура со множеством вулканических центров. Получены также свидетельства проявления более молодых событий при образовании пород томторского комплекса – 323 и 220 млн лет [Dobretsov et al., 2020].

Полихронность формирования Томторского массива, сложная тектоническая обстановка, широкое проявление интенсивных метасоматических, гидротермальных и гипергенных процессов отразились на изотопном составе углерода и кислорода пород. Об этом свидетельствуют проведенные изотопные исследования (около 200 образцов и определений в них С и О), в результате которых выявлен широкий диапазон значений δ¹³С (от +2 до –60 ‰) и δ¹⁸О (от +7 до +25 ‰) [Pokrovsky et al., 1990; Zhmodik et al., 2019; Ponomarchuk et al., 2020], исключающий их рассмотрение в рамках единой модели формирования томторского комплекса. В данной работе основное внимание уделено выяснению минералого-геохимических и физико-химических условий формирования измененных карбонатитов и сопутствующих им карботермальных руд с необычными соотношениями изотопов углерода и кислорода. Необычность в их соотношениях заключается в том, что при практически неизменных значениях С изотопы кислорода меняются в очень широких пределах, до определенного значения (δ¹⁸О=17.8 ‰), а затем линейно возрастают и С и О, формируя тренд, условия возникновения которого ранее не обсуждались.

2. МЕТОДЫ И МАТЕРИАЛЫ

В статье представлены результаты изучения каменного материала пород карбонатитового ядра Томторского массива, полученного при бурении колонковых разведочных скважин. Керн диаметром 85 мм распиливался, спил сканировался с высоким разрешением, и выбирались участки для изготовления петрографических шлифов, полированных препаратов для электронной микроскопии и изотопных исследований. Другая часть образца истиралась для анализа. Петрографическое изучение шлифов проводилось на микроскопе AxioScop.A1 (Zeiss). Химический состав пород определен РФА методом на спектрометре ARL-9900XP, ThermoFisher Scientific с пределами обнаружения (ПО) – 0.001–0.1 % и относительным стандартным отклонением (ОСО) – ≤10 % (аналитик Н.Г. Карманова).

Определение С- и О-изотопных составов в карбонатах проводилось по стандартной методике разложения в обезвоженной ортофосфорной кислоте в течение 1 часа. Для разложения образцов использовалась приставка GasBench II, измерения проводились на масс-спектрометре Finnigan MAT 253. Погрешности определения изотопного состава стандартов NBS-18; NBS-19 по углероду и кислороду не превышали 0.1 ‰.

Для анализа Rb, Sr и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатах проводилось кислотное разложение образцов с последующим выделением методом ионообменной хроматографии на кварцевых колонках с катионитом Dowex AG W50x8 (размер зерен 200–400 меш) и элюентом 2N HCl. Измерения проводились на масс-спектрометре МИ 1201АТ в двухленточном режиме. Точность измерения контролировалась стандартом ВНИИМ (по паспорту ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.70810±10). Погрешность определения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr составила ±0.00003.

Авторы также пользовались архивными данными Амакинской экспедиции о полном силикатном составе проб бороздового опробования вещества скважин 4849, 4041 и 6151. Содержание элементов от K до U определяли методом РФА-СИ, который реализован на станции элементного анализа ВЭПП-3 (режим ускорителя 2 ГэВ, ток ускоренных электронов 100 мА) в Сибирском центре синхротронного излучения ИЯФ СО РАН (аналитик Ю.П. Колмогоров).

Анализ редких и редкоземельных элементов в образцах проводился методом ИСП-МС. Разложение образцов проводилось методом сплавления с Na₂O₂, который был специально разработан для анализа руд месторождения Томтор, характеризующихся высокими содержаниями упорных минералов [Saryg-ool et al., 2020]. Измерения проводили на атомно-эмиссионном спектрометре с индуктивно связанной плазмой IRIS Advantage (Thermo Jarrell Ash, США) (аналитик С.Ф. Нечепуренко). Относительная погрешность анализа не превышает 15 %. Контроль точности определения РЗЭ методом ИСП-АЭС осуществлялся с использованием отраслевых стандартных образцов ОСО 250-91 (НФС-23, руда редкоземельная, ВИМС, Россия), ОСО 755-16 (VIMS039RzO, руда ниобий-редкоземельная, ВИМС, Россия), ОСО 758-16 (VIMS042RzO, руда ниобий-редкоземельная, ВИМС, Россия). После разбавления растворов измерения выполняли на масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat, Германия) (аналитик И.В. Николаева). Методика и ее метрологические характеристики описаны в работе [Nikolaeva et al., 2008].

Минеральный состав образцов исследован на сканирующем электронном микроскопе MIRA 3 LMU (Tescan Ltd) с системой микроанализа INCA Energy 450+ XMax 80 (Oxford Instruments Ltd) (ИГМ СО РАН, аналитик Н.С. Карманов). Ускоряющее напряжение составляло 20 кВ, ток зонда – 1.6 нА, живое время набора спектров на образцах составляло 60 с. Все исследования проводились в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск).

3. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ОБСУЖДЕНИЕ

Для подробного рассмотрения были взяты образцы фосфорно-редкометалльных (полиминеральных) (скв. 4041) и редкометалльных (анкеритовых) карбонатитов (скв. 4849) (рис. 2), химический состав, геохимические и изотопные данные которых представлены в табл. 1 и 2. Там же приведены данные о геохимическом и изотопном составе МСК, карбонатов анабарской свиты и фосфорно-редкометалльных (полиминеральных) карбонатитов скважины 6165. Фосфорно-редкометалльные (полиминеральные) карбонатиты (далее для краткости карбонатиты I) относятся к кальциокарбонатитам (рис. 3, а) и характеризуются низким содержанием SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Na₂O, K₂O, но достаточно высоким содержанием P₂O₅ и MnO – около 4.0 и 1.44 мас. %. Редкометалльные (анкеритовые) карбонатититы (карбонатиты II), вскрытые скважиной 4849, относятся к магнезиокарбонатитам и феррокарбонатитам (рис. 3, а) и содержат более высокие концентрации TiO₂ (в среднем 1 % при максимальном содержании около 4 %), MnO (в среднем 5 % при максимальном содержании более 7 %), но содержание P₂O₅ в них ниже и составляет в среднем около 1 %.

В отличие от δ¹³С, значения δ¹⁸О карбонатитов и МСК демонстрируют существенное отклонение от первичных (мантийных) карбонатов (primary igneous carbonatites – PIC, рис. 4, б). Ближе всего к PIC располагаются породы, исследованные ранее [Pokrovsky et al., 1990] и вскрытые скважиной 103 (см. рис. 1), пробуренной на границе безрудных карбонатитов (с возрастом ~700 млн лет) и карбонатитов (I) (предположительно ~400 млн лет). Близкие значения δ¹³С и δ¹⁸O характерны для МСК – пород, претерпевших метасоматические изменения на этапе 400 млн лет [Lazareva et al., 2023]. Значения δ¹³С и δ¹⁸O карбонатитов (I) (скв. 4041 и 6151) колеблются от –3.0 до –4.1 ‰ и от +1.3 до +18.1 ‰ соответственно (рис. 4, б; см. табл. 1). Тот факт, что изотопные значения О карбонатов Томторского массива (рис. 4, б) не попадают в область PIC, казалось бы, ставит под сомнение мантийный генезис исследованных карбонатитов. Однако выполненные для некоторых образцов изотопные анализы стронция (см. табл. 1) показывают, что первичные отношения стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₄₀₀ млн лет соответствуют мантийным значениям. Эти данные согласуются с результатами, полученными ранее [Pokrovsky et al., 1990]. Очевидно, что δ¹⁸O карбонатов существенно изменились под воздействием поздне- и постмагматических процессов, но все перечисленные выше значения группируются вдоль горизонтальной линии, образуя тренд Т-I (рис. 4, б). Тренд Т-I описан для карбонатитов и кимберлитов многих массивов, например Catalão I [Morikyo et al., 1990; Ruberti et al., 2008], Kangankunde [Chikanda et al., 2019], Barrado Itapirapua [Andrade et al., 1999; Ruberti et al., 2008], Oldoinyo Lengai [Carmody, 2012].

Изотопное моделирование показывает, что повышенные δ¹⁸O отражают вторичную генерацию карбонатов, сформировавшуюся с участием дейтерического флюида при температуре 500–100 °C (рис. 4). Тренд близок рассчитанному для соотношения флюид/порода – 0.1 [Wilson et al., 2007; Broom-Fendley et al., 2016].

Значения δ¹³С и δ¹⁸O карбонатитов (II) (скв. 4849) соответственно изменяются в пределах от +0.78 до –4.68 и от +17.17 до +20.26 ‰ соответственно (табл. 2; рис. 4, а). Эти значения группируются вдоль наклонной линии, формирующей тренд Т-II. Обращает на себя внимание удаленность этого тренда от бокса PIC.

Тренд Т-II встречается в карбонатитах Бразилии [Speziale et al., 2020], Индии [Ray, Ramesh, 2006] и других регионов. Формирование такого тренда иногда объясняется релеевским фракционированием или ассимиляцией вмещающих осадочных пород, у которых относительно мантийных карбонатов обычно более высокие значения δ¹³С (0±2 ‰) и изотопного состава стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_I. Однако для объяснения формирования наклонной линии Т-II в данном случае релеевское фракционирование [Ray, Ramesh, 1999] не подходит, так как характерное для него фракционирование начинается непосредственно из бокса PIC (рис. 4, б) и происходит при высокой температуре (Т>700 °С) [Pineau et al., 1973].

Сомнительна также контаминация изученных карбонатов карбонатами осадочного происхождения, поскольку: 1) карбонаты пород, вмещающих томторский комплекс, не имеют таких высоких значений δ¹³С (рис. 4, б); 2) породы, составляющие тренд Т-II, располагаются в самом центре карбонатитового ядра и удалены от вмещающих массив пород; 3) контаминация вмещающими карбонатами должна приводить к значительному понижению содержаний редких и редкоземельных элементов в карбонатах, что в данном случае не наблюдается. Следует отметить, что геохимические данные о содержаниях РЗЭ при обосновании контаминации карбонатитов осадочными карбонатами практически не используются; 4) отсутствует значимая корреляция между значениями (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_I и δ¹⁸O (табл. 2, скважина 4849). Отметим, что сочетания, подобного представленному на рисунке 4, б, тренда Т-I и на удалении от бокса Тейлора тренда Т-II ранее авторами в публикациях не встречалось.

С точки зрения авторов, возникновение данных трендов объясняется двухэтапным взаимодействием флюида с магматическим карбонатом, что коррелирует, в частности, с полихронностью формирования томторского комплекса [Vladykin et al., 2014; Zhmodik et al., 2024]. В начальный период происходит взаимодействие между дейтерическим флюидом и магматическим карбонатом, которое отражается на графике (рис. 4, а) горизонтальным трендом (Т-I). На следующем этапе происходит взаимодействие магматических карбонатов с более низкотемпературной фракцией флюида, которое приводит к возникновению наклонного тренда (Т-II) с крайними значениями от δ¹³С=0.8 ‰, δ¹⁸O=20.3 ‰ до δ¹³С=–4.7 ‰, δ¹⁸O=18.1 ‰ (рис. 4, а). Не исключено, что триггером образования этого тренда являются вулканические или субвулканические процессы, о которых упоминалось выше.

Представленные на рис. 4, а, значения δ¹³С и δ¹⁸O карбонатов являются результатом взаимодействия в системе флюид – порода, и каждое из них функционально связано с температурой. Основываясь на уравнениях в моделях взаимодействия флюид – порода и результатах вычисления по ним, приведенных в работе [Broom-Fendley et al., 2016], получим отображение температуры взаимодействия (нижняя шкала на рис. 4, б). Здесь авторы воспользовались результатами вычисления, приведенными в работе [Broom-Fendley et al., 2016]. Правомерность использования этих результатов основана на близости распределений С- О-изотопных значений, представленных на диаграмме рис. 4, б, и на диаграммах по карбонатитам Канганкунде, описанных в работах [Broom-Fendley et al., 2017, рис. 6; Chikanda et al., 2019, рис. 9]; на близких значениях задаваемых физико-химических параметров – отношения флюид/порода = 0.1, СО₂/Н₂О=0.001, δ¹³С_начал=–4 ‰ и δ¹⁸O_начал=6 ‰. Исходя из рис. 4, б, можно полагать, что формирование пород с высокими содержаниями РЗЭ в скв. 4849 происходило на последней стадии магмогидротермального процесса в температурном промежутке от 150 до 200 °С, что типично для карботермального процесса [Kozlov et al., 2018; Chikanda et al., 2019; Mitchell, Gittins, 2022].

При интерпретации полученных нами изотопных данных (рис. 4, б) оценка температурного процесса формирования карбонатитов (II) проводилась по [Broom-Fendley et al., 2016, рис. 8]. Если провести расчет, взяв за исходный изотопный состав тот, что демонстрируют карбонаты (I), опробованные в скважинах 4041 и 6151, конечный тренд будет совпадать с трендом T-I (рис. 4, б). Принимая во внимание данное соображение, можно предполагать, что процесс, формирующий тренд Т-II, происходил при низких температурах – от ≃200 до ≃160 °С. Наличие двух трендов может свидетельствовать об изменении или формировании карбонатитов I и II как в едином, так и в двух различающихся процессах, возможно разнесенных по времени. Данный вопрос еще предстоит исследовать.

При изучении карбонатитовых ассоциаций отмечается возрастание содержаний редких и редкоземельных элементов в доломитовых, анкеритовых, сидеритовых карбонатитах, формирующихся на конечных стадиях [Doroshkevich et al., 2009; Chakhmouradian, Zaitsev, 2012; Andersen et al., 2017; Broom-Fendley et al., 2017; и др.], то есть в породах, соответствующих тренду Т-I на рис. 4, б. Такая закономерность характерна и для карбонатитов Томторского массива, для которых наблюдается повышение концентрации суммы РЗЭ в породах с увеличением значения δ¹⁸O (рис. 5, а). Стоит отметить, что наблюдаемая положительная «корреляция» характерна для всего комплекса полученных данных, но внутри отдельных выборок закономерности изменения соотношений суммы РЗЭ и δ¹⁸O более сложные. Возрастание содержаний РЗЭ в карбонатитах по мере снижения температуры их образования можно объяснить, привлекая результаты исследований по термодинамическому моделированию устойчивости различных комплексов РЗЭ в растворах в зависимости от Eh-pH параметров растворов, температуры, давления [Kolonin, Shironosova, 2012; Williams-Jones, Artas, 2014; Al-Nafai, 2015; и др.]. Расчетными и экспериментальными данными показано, что фтор-карбонаты РЗЭ формируются в щелочных условиях в диапазоне pH 8–10 (по некоторым оценкам 6–12) [Al-Nafai, 2015; Liu et al., 2016]. В щелочных условиях большинство комплексов, способных удерживать РЗЭ в растворе (хлоридные, фторидные, сульфатные), оказываются неустойчивы. Исключение составляют гидроксокомплексы [Williams-Jones, Artas, 2014]. Кроме того, в результате экспериментов, проведенных китайскими исследователями, определенно установлено, что отложение РЗЭ контролируется охлаждением карбонатных рассолов [Yuan et al., 2024]. Об этом свидетельствует быстрое увеличение растворимости РЗЭ выше 500 °С в рассолах при нагревании и кристаллизация минералов РЗЭ (бастнезит, карбоцернаит или кальциобурбанкит) из карбонатных рассолов при охлаждении либо посредством непрерывного перехода расплав – флюид.

Г.Р. Колониным и Г.П. Широносовой [Kolonin, Shironosova, 2012] проведено показательное термодинамическое моделирование устойчивости РЗЭ в растворе и условий формирования минеральных фаз для щелочного (pH 8.0±0.2) флюида при различных температурах и давлении: 0.01 г-моль CaCO₃+0.0005 г-моль LnPO₄+(4–0.5i) m NaCl+(1.5–0.25i) m H₂CO₃+(1+0.01i) m KOH+0.1m HF. Основой для термодинамического исследования была свободная энергия Гиббса «чистых» крайних членов твердых растворов: флюорита – РЗЭ-флюорита (СаF₂–(Ln.Y)F₃), монацита (LnPO₄), фторапатита – РЗЭ-фторапатита (Сa₅(PO₄)₃F–Ln.Y)₃(PO₄)₃, где Ln – La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu и Gd). Результаты исследований показаны на рис. 5, б. До температуры 400 °C РЗЭ устойчивы в растворе, а формируется небольшое количество фторапатита при температуре 500 °C и давлении 2000 бар и монацита при 400 °C и давлении 1000 бар. Основным минералом системы является кальцит. Но начиная с температуры 300 °C и ниже и давлении 500 бар основной твердой фазой системы становится РЗЭ-флюорит. С понижением температуры и давления количество флюорита растет, а содержание РЗЭ в растворе снижается (рис. 5, б) [Kolonin, Shironosova, 2012].

Приведенная иллюстрация не в полной мере отражает наблюдаемую минеральную ассоциацию, поскольку ограничена набором моделируемых соединений и комплексов. Вероятнее всего, в реальной системе формируются флюорит и фтор-карбонаты РЗЭ, но основная закономерность увеличения РЗЭ при снижении температуры флюида описана моделью наглядно. Данная работа, по существу, является первой публикацией, в которой рассматривается связь между δ¹⁸О и изменением содержаний РЗЭ в карбонатитах. При наборе достаточного количества данных есть вероятность использования в некоторых случаях изотопных характеристик в качестве признака для выявления рудных концентраций РЗЭ в карбонатитах.

4. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных исследований и сопоставления полученных данных с литературными источниками можно сделать следующие выводы:

1. Значения δ¹³С и δ¹⁸О исследованных рудных карбонатитов, как фосфорно-редкометалльных (полиминеральных) (I), так и редкометалльных (анкеритовых) (II), демонстрируют существенное отклонение от области значений первичных (мантийных) карбонатов. Значения первичного (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₄₀₀млн лет соответствуют мантийным отношениям. На диаграмме δ¹⁸О – δ¹³С наблюдается два тренда. Первый тренд (карбонаты из скв. 4041, 6151, 115-117) отражает вторичную генерацию карбонатов, образовавшуюся с участием дейтерического флюида. На основе данных изотопного моделирования при соотношении флюид/порода = 0.1 определен температурный диапазон изменения карбонатов – 500–180 °C (со значениями δ¹⁸О от 10 до 18 ‰) карбонатитов (II). Второй тренд отражает преобразование карбоната низкотемпературным флюидом при соотношении флюид/порода = 5.
2. Карбонатиты I и II типа имеют близкий минеральный состав, представленный минералами группы кальцита и доломита, РЗЭ-F-карбонатами, фосфатами кальция и РЗЭ, сульфидами, кварцем, баритом. В то же время карбонатиты (I) содержат больше фосфатов, а карбонатиты (II) – РЗЭ-F-карбонатов. Содержание РЗЭ+Y в карбонатитах (I) составляет в среднем 0.38 мас. %, а в карбонатитах (II) – 1.3 мас. %.
3. Содержание РЗЭ и δ¹⁸О в карбонатитах возрастает по мере снижения температуры их образования. Рассматривая повышение δ¹⁸О как отражение снижения температуры образования карбонатитов, можно предположить, что обогащение пород минералами редких земель связано со снижением мобильности РЗЭ во флюиде по мере снижения температуры.