КОРОВЫЕ КАРБОНАТИТЫ: ДЕФИНИЦИИ, ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ, ГЕОХИМИИ И МИНЕРАЛОГИИ

1. ВВЕДЕНИЕ

Карбонатиты – интрузивные или эффузивные породы, содержание магматических карбонатов в которых превышает 50 %, а количество SiO₂ не превышает 20 мас. % [Le Maitre, 2002]. Они характеризуются специфическими геохимическими и минералогическими свойствами и уже давно привлекают повышенное внимание исследователей, главным образом потому, что с ними нередко связан широкий круг важных полезных ископаемых, таких как редкие металлы, железо, фосфор и др. Для них обоснован мантийный генезис и высокие температуры выплавления карбонатных расплавов [Bell, Tilton, 2002; Wyllie, Tuttle, 1960].

Ключевыми в использовании для пород термина «карбонатиты» являются: 1) кристаллизация из расплава, 2) мантийный генезис и 3) обусловленные этим специфическая геохимия и минералогия. Вместе с тем с начала 2000-х годов появляется все больше публикаций о карбонатных породах, обнаруживающих явные признаки интрузивного внедрения, но резко отличающихся от настоящих карбонатитов по своим минералогическим и изотопно-геохимическим характеристикам, что свидетельствует о коровом генезисе [Lentz, 1999; Liu et al., 2006; Roberts, Zwaan, 2007; Wan et al., 2008; Sklyarov et al., 2009, 2013, 2022; Dolenec et al., 2015; Wu et al., 2022; Wickramasinghe et al., 2024; и др.]. Для описания проявления таких пород использовались разные термины: «карбонатитоподобные дайки» [Liu et al., 2006; Dolenec et al., 2015], «карбонатные эманации» [Roberts, Zwaan, 2007], «коровые карбонатиты» [Wan et al., 2008], «псевдокарбонатиты» [Sklyarov et al., 2009], «карбонатиты-»кульдимиты» [Proskurnin et al., 2010], «инъекционные мраморы и кальцифиры» [Sklyarov et al., 2013], «мраморные дайки» [Sklyarov et al., 2022], «паракарбонатиты» [Su et al., 2024a]. В одной из последних публикаций появилось даже такое понятие, как «коровые карбонатитовые пегматиты» [Su et al., 2024b]. Наиболее удачным нам представляется термин «коровые карбонатиты», предложенный Ю. Ваном с соавторами [Wan et al., 2008] и уже используемый в ряде публикаций последних лет (например [Jin et al., 2024а]). Далеко не все геологи признают правомерность применения термина «карбонатиты» по отношению к карбонатным породам не мантийного генезиса. Наиболее емко такую точку зрения выразил Р. Митчелл, написавший в заключении статьи о типах карбонатитов, что коровые карбонатные образования не могут считаться карбонатитами: «A third group of carbonate-rich rocks formed by pneumatolytic melting of crustal rocks should not even be considered as carbonatites (sensu lato or stricto)» [Mitchell, 2005, с. 2063]. Мы не согласны с такой позицией и полагаем, что термин «коровые карбонатиты» имеет право на существование. В настоящей работе сделана попытка обобщить имеющиеся материалы по особенностям проявления коровых карбонатитов, а также особенностям их минерального, химического и изотопного состава.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ КОРОВЫХ КАРБОНАТИТОВ

В настоящее время известно более 600 проявлений мантийных карбонатитов на всех континентах, кроме Антарктиды, а также в пределах океанических структур [Humphreys-Williams, Zahirovic, 2021]. Распространенность коровых карбонатитов почти на два порядка меньше. Большинство описанных коровых карбонатитов расположено в Евразии (рис. 1), единичные проявления известны в Северной и Южной Америке. Практически во всех случаях коровые карбонатиты присутствуют в метаморфических комплексах (иногда в магматических телах в пределах этих комплексов) со степенью метаморфизма от амфиболитовой до ультравысокотемпературной гранулитовой фации [Liu et al., 2006; Wan et al., 2008; Sklyarov et al., 2022; Wickramasinghe et al., 2024; и др.].

Возрастной диапазон карбонатитовых даек корового происхождения достаточно широкий: от палеопротерозоя до неогена. Наиболее древние коровые карбонатиты докембрийского возраста присутствуют в древних кратонах. Палеопротерозойские карбонатиты описаны в пределах Бразильского [Santos et al., 2013], Таримского [Yang et al., 2012; Wu et al., 2022] и Северо-Китайского [Wan et al., 2008] кратонов. Мезопротерозойские карбонатиты присутствуют в южной части Индийского кратона [Hegner et al., 2020]. Неопротерозойские карбонатиты отмечены в пределах гнейсового террейна в Йемене [Le Bas et al., 2004]. Раннепалеозойские карбонатиты распространены в Ольхонском метаморфическом террейне [Sklyarov et al., 2022], каледонидах Норвегии [Roberts, Zwaan, 2007] и краевой части Индийского кратона [Wickramasinghe et al., 2024]. Мезозойские карбонатиты обнаружены в раннедокембрийском ультравысокотемпературном метаморфическом комплексе Шри Ланки [Wickramasinghe et al., 2024] и в комплексе Маденска Ривер Македонии [Dolenec et al., 2015]. Самые молодые карбонатитовые дайки неогенового возраста в большом количестве присутствуют в западной части Гималаев, в так называемом Гималайском синтаксисе [Liu et al., 2006].

Формы проявления коровых карбонатитов разнообразны, но достаточно уверенно они выделяются, когда присутствуют в виде даек в метаморфических комплексах [Liu et al., 2006; Roberts, Zwaan, 2007; Wan et al., 2008; Sklyarov et al., 2013, 2022; Wu et al., 2022; Wickramasinghe et al., 2024], а также в пределах массивов габбро и сиенитов [Sklyarov et al., 2013, 2022] или ультрамафитов [Fershtater, Pushkarev, 1988]. Мощность таких даек варьируется от нескольких сантиметров до десятков метров. Дайки чаще всего имеют спорадическое распространение [Roberts, Zwaan, 2007; Sklyarov et al., 2022; Su et al., 2024b] или формируют рои до нескольких сотен тел на относительно небольших отрезках [Liu et al., 2006].

В пределах Ольхонского террейна дайки редки и уверенно диагностируются в основном в скальных береговых обнажениях (рис. 2). Несколько даек мощностью от 0.3 до 3 м закартированы в амфиболитах. Эти дайки являются кососекущими по отношению к метаморфогенной гнейсовидности амфиболитов (рис. 2, Г, Д) и в условиях неполной обнаженности на поверхности легко могут интерпретироваться в качестве прослоев в карбонатно-вулканогенном разрезе. Краевые зоны даек, мощностью 3–10 см, иногда имеют белый цвет в отличие от темно-серого цвета основного тела (рис. 3). Последний обусловлен мелкой сыпью графита, трассирующего границы зерен кальцита. В белой каемке графит также присутствует, однако он образует редкие и гораздо более крупные чешуйчатые выделения. Характерной особенностью даек является пространственная ассоциация с дайками долеритов (рис. 3), отмеченная в нескольких проявлениях карбонатитов. Поскольку внедрение карбонатного расплава происходило в процессе активного сдвигового тектогенеза, дайки могут иметь довольно сложную конфигурацию (рис. 4), но также пространственно сопряжены с дайками метадолеритов.

Кроме амфиболитов дайки карбонатитов прорывают также габброиды бирхинского (500 млн лет), слагающего серию массивов, и устькрестовского (460 млн лет) комплекса. Настоящее скопление даек было выявлено в краевой части Усть-Крестовского массива (см. рис. 2, Б) субщелочных габброидов (рис. 5). Здесь присутствует около двух десятков даек мощностью от 30 см до 3 м и протяженностью от десятка до сотни метров. По составу дайки отвечают кальцитовым карбонатитам, в которых доля силикатных минералов не превышает 5 %, однако некоторые из них характеризуются более высоким содержанием силикатных минералов и содержат «ксенолиты» с типичной скарновой минеральной ассоциацией варьирующегося состава.

Дайки также обнаружены в двух массивах бирхинского комплекса. В Бугульдейском массиве (см. рис. 2, А) обнажается пологопадающая дайка доломит-кальцитовых карбонатитов (рис. 6, а), прослеженная на 150 м при максимальной мощности 2 м. Карбонатиты белые с розоватым оттенком, мелкозернистые, практически не содержат силикатных минералов. В контактовой части дайки местами развиваются зоны скарнирования мощностью до 10 см, чаще всего линзовидной формы (рис. 6, б). Скарноиды имеют пироксен-цоизит-плагиоклазовый или гранат-пироксеновый состав.

В южной краевой части Бирхинского массива (см. рис. 2, В) на протяжении более 1 км в габброидах прослежена зона мощностью не более 150 м, насыщенная телами долеритов и коровых карбонатитов (рис. 7). К долеритам приурочены небольшие тела скарноидов, образовавшиеся в условиях высоких (с мелилитом и волластонитом) и умеренных (гранат-пироксеновые) температур. На этом участке закартировано более десятка даек карбонатитов мощностью от 0.5 до 45 м, протягивающихся на расстояние от 50 до 150 м. Характер проявления долеритов и карбонатитов позволяет предполагать субсинхронное внедрение небольших порций расплава базитов и карбонатитов в условиях активного тектогенеза.

Реже карбонатиты встречаются в виде более крупных тел в пределах интрузивных массивов сложного строения. Так, в центральной части Тажеранского габбро-сиенитового массива (см. рис. 2, Е) расположено тело доломитсодержащих кальцитовых карбонатитов, ассоциирующих с пироксенитами и нефелин-пироксеновыми породами (рис. 8). Мощность тела достигает 100 м при фрагментарной протяженности свыше 700 м. Карбонатиты представляют собой среднезернистые до гигантозернистых породы, местами насыщенные фрагментами в разной степени скарнированных фассаитовых пироксенитов (рис. 9). Размеры таких фрагментов, часто угловатых, варьируются от нескольких сантиметров до первых десятков метров. Ассоциирующие с карбонатитами пироксениты являются, по нашему мнению, продуктами кристаллизации из контаминированного карбонатами базитового расплава, причем внедрение карбонатного и базитового расплавов происходило субсинхронно.

Характерной особенностью коровых карбонатитов является почти постоянное присутствие ксенолитов силикатных пород, в разной степени скарнированных. В большинстве случаев это фрагменты вмещающих метаморфических пород, чаще всего базитового [Le Bas et al., 2004; Wickramasinghe et al., 2024; и др.] или ультрабазитового [Fershtater, Pushkarev, 1988] состава. Размеры таких фрагментов варьируются от нескольких метров [Wickramasinghe et al., 2024] до десятков и даже первых сантиметров [Liu et al., 2006; Le Bas et al., 2004; Wan et al., 2008; Santos et al., 2013; Dolenec et al., 2015; и др.]. Присутствие таких ксенолитов разных размеров, а иногда и разного состава указывает на их значительное перемещение от места захвата карбонатным расплавом, которое может составлять километры. На это указывает и то, что часть фрагментов сложена породами, которые отсутствуют в зоне распространения даек. Так, в карбонатитовых дайках Хабарнинского массива на Урале, сложенного клинопироксенитами, присутствуют обломки дунитов, а собственно карбонатная часть содержит высокохромистые хромиты, характерные именно для дунитов [Fershtater, Pushkarev, 1988].

Но далеко не все ксенолиты являются обломками вмещающих пород, захваченных на пути движения карбонатного расплава. Часть из них может быть фрагментами даек базитового состава, внедряющихся совместно с карбонатным расплавом. В частности, в Усть-Крестовском массиве во внутренних частях двух карбонатитовых даек обнаружены фрагментированные дайки пироксеновых порфиритов (рис. 10). Порфириты резко отличаются от вмещающих габброидов по структуре и химическому составу. Из-за более ранней кристаллизации базитового расплава закристаллизовавшаяся дайка пироксеновых порфиритов фрагментируется и растаскивается карбонатитовым расплавом. Но в то же время очевидно, что внедрение разных по составу расплавов происходило одновременно. Дайки долеритов нередко присутствуют в непосредственной близости к карбонатитовым дайкам, иногда они фрагментируются в процессе тектогенеза (см. рис. 3), а иногда субпараллельны дайкам карбонатитов, в то время как последние приобретают сложную форму при синметаморфических деформациях (см. рис. 4).

3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ КОРОВЫХ КАРБОНАТИТОВ

В абсолютном большинстве случаев преобладают кальцитовые дайки, реже встречаются дайки доломитового [Liu et al., 2006; Wan et al., 2008; Le Bas et al., 2004] или доломит-кальцитового состава [Sklyarov et al., 2013, 2022]. Кроме карбонатов присутствуют силикаты, оксиды и минералы других групп, количество которых варьируется от 2–3 до 50 %. Состав их довольно разнообразен и зависит от состава карбонатов. В доломитовых и доломит-кальцитовых карбонатитах основными некарбонатными минералами являются форстерит, флогопит, шпинель, состав же акцессорных минералов более разнообразен. Так, в доломитовых карбонатитах Гималайского синтаксиса отмечены астрофиллит, апатит, циркон, гранат, паргасит, гейкелит-ильменит, варвикит, пирит-пирротин, целестин-барит [Liu et al., 2006]. В дайках Северо-Китайского кратона описаны плагиоклаз, кварц, клинопироксен, флогопит, гранат, амфибол, циркон [Wan et al., 2008]. В карбонатитах Тажеранского массива кроме форстерита и шпинели встречается клиногумит, а акцессории представлены перовскитом, кальциртитом, тажеранитом, гейкелитом, пикроильменитом, апатитом, магнезиоферритом.

Минералогия кальцитовых карбонатитов еще более разнообразна, причем даже в пределах одних и тех же провинций разные дайки или тела могут характеризоваться разной минеральной ассоциацией. Основными минералами являются пироксены диопсид-геденбергитового ряда, амфиболы, волластонит, гранаты гроссуляр-андрадитового состава, эпидот-клиноцоизит, алланит, анортит, скаполит. Но также могут встречаться флогопит, форстерит, калишпат, кварц, графит. В качестве акцессориев отмечены оксиды железа, апатит, титанит, ильменит, циркон, редко встречаются редкоземельные минералы. Присутствие минералов, типичных для скарнов, часто приводит к некорректной интерпретации коровых карбонатитов, выражающейся в попытках связать их образование с магматическими телами кислого или среднего состава. Этот вопрос более подробно будет рассмотрен ниже.

4. ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КОРОВЫХ КАРБОНАТИТОВ

Химический состав коровых карбонатитов определяется прежде всего присутствующими карбонатами (кальцит или доломит, реже оба), а также сильно зависит от общего количества силикатов в породе. Главное отличие от настоящих карбонатитов – низкие содержания большинства индикаторных микроэлементов, в частности РЗЭ. В карбонатитах с низким содержанием силикатных минералов и оксидов геохимические параметры близки осадочным карбонатным комплексам, при повышенных количествах силикатных минералов они могут быть повышенными, но ниже концентраций в мантийных карбонатитах. В большинстве описанных проявлений коровых карбонатитов содержание элементов-примесей является промежуточным между мантийными карбонатитами и осадочными карбонатами. Поскольку их вариации весьма значительны, иногда даже в пределах одного тела, какие-либо закономерности вариаций химического состава обнаружить очень сложно, как и продемонстрировать весь спектр геохимических характеристик.

Что касается изотопии коровых карбонатитов, то наиболее информативными являются соотношения изотопов кислорода и углерода. В некоторых случаях изотопные отношения кислорода и углерода коровых карбонатитов могут полностью соответствовать таковым в осадочных карбонатах, но в большинстве случаев они являются промежуточными между коровыми и мантийными карбонатитами (δ¹⁸O_PDB=+11…+19, δ¹³C_SMOW=–5.5…+8) [Liu et al., 2006; Wan et al., 2008; Dolenec et al., 2015; Doroshkevich et al., 2017; Hegner et al., 2020; Wickramasinghe et al., 2024]. Полностью соответствующими осадочным карбонатам являются коровые карбонатиты Гималайского синтаксиса и часть карбонатитов Тажеранского массива (рис. 11). В последнем случае δ¹⁸O_PDB карбонатитов и мраморов метаморфической толщи полностью идентичны, но δ¹³C_SMOW в карбонатитах соответствует более изотопно-легкому углероду.

5. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ КОРОВЫХ КАРБОНАТИТОВ

Еще в ранних экспериментах [Wyllie, Tuttle, 1960] было показано, что плавление карбонатов осуществимо при высокой температуре, превышающей 1300 °С, что стало основой для преобладающей точки зрения о только мантийном генезисе карбонатитовых расплавов. Механизмы образования таких расплавов предлагались разные: 1) частичное плавление карбонатсодержащих перидотитов или эклогитов (например [Yaxley, Brey, 2004]); 2) отделение несмесимой карбонатитовой магмы из недосыщенных кремнеземом, CO₂-содержащих расплавов (например [Brooker, Kjarsgaard, 2011]); 3) образование остаточного расплава при эволюции недосыщенного кремнеземом щелочного и карбонатизированного расплава [Watkinson, Wyllie, 1971]. В тени остался еще один важный результат экспериментов П. Вилли и О. Татла: в присутствии в системе воды температура плавления кальцита понижается до 700 °С [Wyllie, Tuttle, 1960]. Позднее М. Фанелли с соавторами показали, что добавление в систему MgO снижает температуру плавления до 600 °С [Fanelli et al., 1986]. Процесс лимитируется только довольно узким интервалом соотношения СО₂ и Н₂О для пониженных температур плавления.

В экспериментах уже нашего столетия относительно низкие температуры плавления карбонатов были полностью подтверждены, а температура начала плавления кальцита была снижена до 650 °С [Durand et al., 2015; Floess et al., 2015]. Таким образом, была обоснована возможность выплавления карбонатитовых расплавов в нижней коре, а процессы плавления первично-осадочных карбонатных толщ должны быть таким же массовым явлением, как и образование гранитных расплавов. Основной причиной относительной редкости появления коровых карбонатитов является то, что интервал соотношения СО₂ и Н₂О во флюиде должен быть очень узким при резком преобладании воды. Вторая же причина заключается в том, что первично-осадочные карбонатные образования гораздо менее распространены в нижней коре по сравнению с силикатными комплексами. Ну и третьей причиной является то, что в условиях неполной обнаженности любые необычные проявления карбонатных пород традиционно интерпретируются в качестве прослоев (ксенолитов) мраморов, протрузий или гидротермальных жил.

Неожиданная поддержка возможности плавления первично-осадочных карбонатов появилась при изучении в последние два десятилетия ряда вулканических и плутонических комплексов [Barnes et al., 2005; Iacono Marziano et al., 2008; Mollo et al., 2010; Gaeta et al., 2009; Ganino et al., 2013; Carter, Dasgupta, 2016; и др.], для которых по изотопно-геохимическим, минералогическим и экспериментальным данным была обоснована ассимиляция силикатными магмами коровых карбонатов. При этом было убедительно показано, что происходила ассимиляция именно карбонатного расплава, а не «твердых» ксенолитов или вмещающих пород. Такая ассимиляция не только смещала изотопно-геохимические метки силикатного расплава, но и приводила к кристаллизации из ассимилированного расплава необычных для магматических пород минералов, в частности фассаита – высокоглиноземистого кальциевого пироксена, типичного для высокотемпературных метасоматитов. Так, в пределах Ольхонского террейна охарактеризованы необычные фассаитовые и нефелин-фассаитовые пироксениты [Sklyarov et al., 2021], а также фассаитовые габбро [Sklyarov et al., 2024], для которых предполагается кристаллизация из контаминированного базитового расплава. Исследования вулканических комплексов убедительно показали, что плавление карбонатов в коровых условиях является обычным процессом.

Анализируя экспериментальные данные по низкотемпературному плавлению карбонатов, Д. Ленц [Lentz, 1999] предложил модель комплементарного формирования скарнов и коровых карбонатитовых расплавов при воздействии сиенитовой магмы (рис. 12). По этой модели отделяющиеся при кристаллизации плутона флюиды вызывали образование скарнов непосредственно над плутоном с одновременным образованием карбонатитового расплава, который внедрялся в верхние горизонты земной коры. Необходимыми условиями образования коровых карбонатитов были присутствие карбонатных толщ в нижней или средней коре и флюидонасыщенность сиенитовой магмы. Если исходить из этой модели, то можно предполагать, что в известных случаях проявления коровых карбонатитов под ними присутствуют относительно крупные сиалические плутоны. Одновременное образование скарнов и коровых карбонатитов может объяснять и типично скарновые минеральные ассоциации в карбонатитах, которые могут быть захвачены в области выплавления карбонатного расплава. Однако не обязательно «метасоматические» силикатные минералы и их агрегаты могут транспортироваться из зоны взаимодействия сиалических плутонов с карбонатными толщами. Они могут формироваться и на контакте карбонатитовых даек с силикатными комплексами. Только механизм их формирования будет кардинально отличаться от общепринятой модели скарнообразования, по которой воздействие флюидов, отделяющихся от кристаллизующихся сиалических интрузий, на вмещающие карбонатные толщи обуславливает весь спектр метасоматических минеральных ассоциаций [Korzhinskii, 1970; Meinert, 1992]. В случае карбонатитов именно воздействие водонасыщенного карбонатного расплава на вмещающие силикатные породы будет приводить к появлению зон скарнирования на контактах, что и наблюдается в некоторых дайках Ольхонского террейна (см. рис. 6, б). И в том, и в другом случае взаимодействие двух контрастных по составу сред в присутствии водного флюида будет приводить к одинаковому результату. М. Аненбург [Anenburg, Mavrogenes, 2018; Anenburg, Walters, 2024] предложил называть такие скарны «антискарнами», чтобы обозначить их отличие от «классических» скарнов. Ну и третий вариант присутствия в коровых карбонатитах «метасоматических» минеральных ассоциаций заключается в их кристаллизации непосредственно из низкотемпературного (относительно мантийных карбонатитов) расплава и/или замещения первично-магматических минеральных ассоциаций метасоматическими при медленном остывании карбонатитовых тел в условиях продолжающейся циркуляции водно-карбонатных флюидов. Именно такой механизм был предложен Дж. Вуориненом и А. Скелтоном [Vuorinen, Skelton, 2004] для объяснения «метасоматической минералогии» однозначно мантийных карбонатитов о. Альнё.

В пользу кристаллизации «скарновых» минералов из расплава может свидетельствовать строение одной из карбонатитовых даек Ольхонского террейна (см. рис. 2, Д; рис. 13). В раздуве дайки центральная часть сложена силикокарбонатитами с преобладанием силикатных минералов (коричнево-желтые на выветрелой поверхности) – клинопироксена, флогопита, скаполита, калишпата, титанита и рудного минерала. Краевые части представлены карбонатитами, в которых количество силикатных минералов не превышает 15 об. %. Силикокарбонатиты структурированы, что подчеркивается чередованием бедных и богатых силикатами полос, конформных контактам дайки. Совершенно очевидно, что центральная часть – это не захваченный и скарнированный фрагмент вмещающих амфиболитов, а новообразованная в процессе кристаллизации расплава структура.

Также очевидно, что к образованию скарновых ассоциаций не имеют отношения граниты или какие-либо еще сиалические магматические породы, отсутствующие в обозримом окружении. В обобщающей статье по мантийным и коровым карбонатитам С. Джин с соавторами [Jin et al., 2024b] предложили три варианта обстановки выплавления и внедрения коровых карбонатитовых расплавов (рис. 14). Первый вариант (рис. 14, а) отвечает модели Д. Ленца [Lentz, 1999], по которой формирование скарнов на контакте сиенитовой интрузии с карбонатной толщей сопровождается карбонатными выплавками и внедрением последних в верхние горизонты коры. Второй вариант (рис. 14, б) предполагает плавление карбонатов в нижней коре в результате анатексиса или регионального метаморфизма при воздействии глубинных флюидонасыщенных расплавов. И, наконец, третий вариант (рис. 14, в) соответствует плавлению карбонатных осадков, попадающих в зону субдукции. В силу малой распространенности карбонатных осадков на океанической плите этот вариант представляется менее вероятным. Субдукция симаунтов с карбонатными шапками в зону плавления тоже не слишком реальна, поскольку в таком случае происходит «закупорка» зоны субдукции с последующей эксгумацией субдуцирующих комплексов. Только субдукция сиалических блоков, в составе которых есть карбонатные осадки, могла бы приводить к выплавке коровых карбонатитов.

В предлагаемых моделях образования коровых карбонатитов не рассматриваются возможные геодинамические обстановки кроме субдукционного варианта. Этот аспект более отчетливо обозначен в статье [Wang et al., 2023], где принципиальное отличие мантийных и коровых карбонатитов заключается в том, что первые являются внутриплитными, проявленными в пределах кратонных блоков, в то время как коровые карбонатиты обнаружены только в орогенных поясах. На первый взгляд это не совсем так, поскольку коровые карбонатиты обнаружены и в пределах кратонных блоков [Wan et al., 2008; Yang et al., 2012; Santos et al., 2013; Hegner et al., 2020; Wu et al., 2022; Wickramasinghe et al., 2024], однако внедрение карбонатитов происходило в период активного тектогенеза до окончательной кратонизации сиалических блоков. В случае же значительного временного отрыва образования коровых карбонатитов от процессов формирования и консолидации вмещающих комплексов (например [Wang et al., 2023; Wickramasinghe et al., 2024]) процессы карбонатитообразования проявлены в краевых частях кратонных блоков в результате процессов рифтогенеза.

Вариант плавления карбонатных пород в результате метаморфизма и анатексиса можно конкретизировать, опираясь на результаты изучения коровых карбонатитов Ольхонского террейна. Процессы высокотемпературного метаморфизма в нижней и средней коре могут быть проявлены только в активной геодинамической обстановке (аккреция, коллизия, рифтогенез, внутриконтинентальное растяжение) [Sklyarov, 2001; Holder et al., 2019]. Ольхонский композитный террейн представляет собой фрагмент нижних горизонтов раннепалеозойской коллизионной зоны между Сибирским кратоном и Баргузинским микроконтинентом [Fedorovsky, Sklyarov, 2010]. На ранних стадиях косого схождения Баргузинского микроконтинента с Сибирским кратоном происходила фронтальная коллизия с формированием надвиговых структур, утолщением и разогревом коры. На поздних стадиях коллизионного процесса проявился мощный сдвиговый тектогенез, отвечающий по А.И. Ханчуку [Khanchuk, Ivanov, 1999; Grebennikov, Khanchuk, 2021] режиму скольжения литосферных плит. При таком режиме происходило внедрение мантийных базитовых расплавов в нижние части коры, обусловленное аномально горячей мантией или крупной низкоскоростной мантийной провинцией (Large Low Shear Velocity Province – LLSVP) под структурами Саяно-Байкальской складчатой области, существование которой с венда до мезозоя предполагается В.В. Ярмолюком с соавторами [Yarmolyuk et al., 2013]. Это приводило к разогреву коры и плавлению силикатных и карбонатных комплексов (рис. 15). При интенсивно проявленных сдвиговых деформациях формировались локальные «пулл-апарт» структуры, обуславливающие внедрение гранитных и карбонатных выплавок, а также порций базитового расплава в верхние горизонты коры. По существу, такой режим соответствует позднеколлизионному растяжению коры.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Обобщение имеющихся материалов по коровым карбонатитам позволяет предложить следующее их определение: «Коровые карбонатиты – интрузивные породы, содержание карбонатов в которых превышает 50 %, а количество SiO₂ не превышает 20 мас. %, являющиеся продуктами кристаллизации расплава, образовавшегося в результате плавления первично-осадочных карбонатных пород в нижних частях земной коры».

Для коровых карбонатитов характерны:

1) проявление в виде дайковых тел, которые в метаморфических комплексах нередко интерпретируются в качестве слоев, протрузий или гидротермальных жил;

2) присутствие только в метаморфических комплексах с высокой степенью метаморфизма (гранулитовая фация), что не исключает их транспортировку на уровень амфиболитовой фации;

3) присутствие силикатных минералов, более характерных для метасоматических образований, что обусловлено специфическим составом породы и взаимодействием карбонатов с силикатами в процессе остывания системы;

4) изотопно-геохимические параметры, либо соответствующие осадочным карбонатам, либо являющиеся промежуточными между осадочными карбонатами и мантийными карбонатитами;

5) внедрение в процессах активного сдвигового тектогенеза (например [Sklyarov et al., 2013, 2022]) или постколлизионного растяжения (например [Liu et al., 2006]).

Необходимыми условиями для коровых карбонатных выплавок являются:

• присутствие осадочных карбонатных пород в нижних частях земной коры;
• поступление значительных количеств водного флюида в зону магмогенерации;
• внедрение в нижние части коры мантийных базитовых расплавов (андерплейтинг), обеспечивающих достаточный для плавления карбонатов прогрев;
• активная тектоническая обстановка (сдвиговый тектоногенез, рифтогенез, постколлизионное растяжение) для поступления порций карбонатитового расплава в верхние части коры.