Вестник МГТУ. 2018, том 21, № 1.

Козлов Е. Н. и др. Генезис апокарбонатитовых титанистых метасоматитов… 46 ремобилизовано из глиммеритов в ходе флюидной активизации уже на карбонатитовом этапе становления комплекса. Петрографическое сопоставление показало, что все минеральные ассоциации титанистых карбонатитов являются эквивалентами зон метасоматической колонки, возникшей на контакте карбонатитов и ксенолитов метасоматизированных пироксенитов (рис. 4). По сути титанистые карбонатиты являются продуктом пространственного совмещения фронтальной (калишпатизированной), промежуточной (флогопитовой) и тыловой (эгирин-апатитовой) зон сходной колонки, последовательно "вложенных" друг в друга. В этом свете породы, сложенные исключительно доломитом, микроклином и оксидами титана, – это минимально преобразованные на самом фланге метасоматического замещения доломитовые карбонатиты, появление флогопита в которых – следствие разрастания промежуточной зоны колонки. Апатитизация и эгиринизация были вызваны поступлением в титанистые карбонатиты инфильтрационным путем (т. е. по трещинам, о чем говорит прожилковый характер минерализации) еще не претерпевшего взаимодействия с породами инициального флюида, пересыщенного Na, Si, P, F и Zr. Объемные содержания соответствующих парагенетических ассоциаций варьируют в широких пределах, что и обусловило геохимическую изменчивость титанистых пород. Установленное разделение HFSE и REE контролируется этой же метасоматической колонкой: Ti, Nb и Ta накапливались в общей массе титанистых карбонатитов, а Zr, Hf и HREE – лишь в апатитизированных участках (рис. 5), т. е. фракционирование указанных элементов происходило за счет взаимодействия "флюид – порода". Интерес представляет то, что "малоподвижные" Ti, Nb и Ta вопреки всяким ожиданиям оказались одними из наиболее миграционноспособных компонентов и выносились инфильтрационным путем из сферы влияния K-Al-Si-Fe-Ti-F-метасоматоза остаточным раствором. Это фиксируется по присутствию в ближайшем окружении титанистых разновидностей участков неизмененных доломитовых карбонатитов со специфической анатаз-брукитовой прожилковой минерализацией (рис. 4, b ). K-Al-Si-Fe-Ti-F-преобразования прошли локально, превратив доломитовые карбонатиты в титанистые породы. Сопряженная с этой переработкой перекристаллизация, давшая титанистым карбонатитам плотную мелкозернистую структуру, в большинстве случаев "уберегла" эти породы от воздействия более поздних процессов. Как следствие, наложенный Ba-Sr-REE-S-метасоматоз в титанистых карбонатитах, за редким исключением, не проявлен. Заключение Имеющиеся данные и результаты проведенного исследования позволяют сделать следующие выводы: 1) наиболее вероятным источником флюида, вызвавшего ослюденение пироксенитов (образование глиммеритов), представляются не карбонатные, а алюмосиликатные магмы щелочно-ультраосновного или нефелин-сиенитового состава; 2) образование титанистых карбонатитов сопровождалось миграцией преимущественно тех же компонентов, что и при ослюденении пироксенитов. При этом вещество, привнесенное в доломитовые карбонатиты, вероятно, было ремобилизовано из глиммеритов в ходе флюидной активизации уже на карбонатитовом этапе становления комплекса; 3) титанистые карбонатиты представляют собой результат пространственного совмещения продуктов калишпатизации, флогопитизации и апатитизации, являющихся зонами единой метасоматической колонки; 4) установленное разделение HFSE и REE контролируется взаимодействием "флюид – порода" при формировании этой колонки: Ti, Nb и Ta накапливались в общей массе титанистых карбонатитов, а Zr, Hf и HREE – лишь в апатитизированных участках; 5) "малоподвижные" Ti, Nb и Ta в существовавших условиях были в числе наиболее миграционноспособных компонентов и инфильтрационным путем выносились из сферы влияния K-Al-Si-Fe-Ti-F-метасоматоза остаточным раствором. В заключение необходимо отметить, что ввиду своей неординарности вышеуказанные выводы требуют дополнительной проверки независимыми методами, поэтому на данном этапе их следует считать предварительными. Благодарности Сбор образцов, рассмотренных в настоящей работе, производился при участии Д. Д. Mыцы, С. В. Петрова (ИНЗ СПбГУ) и О. В. Казанова (ВИМС). Авторы благодарны им за сотрудничество. Кроме того, авторы выражают глубокую признательность своим коллегам Л. И. Константиновой, Е. А. Селивановой, А. В. Базай (ГИ КНЦ РАН), И. Р. Елизаровой (ИХТРЭМС КНЦ РАН), В. В. Шиловских, В. Н. Бочарову (РЦ СПбГУ "Геомодель"), активно способствовавшим проведению настоящего исследования. Аналитические мероприятия выполнялись в лабораториях Геологического института и Института химии и технологии редких элементов и минерального сырья КНЦ РАН (г. Апатиты), а также в Ресурсном центре СПбГУ "Геомодель" (Санкт-Петербург).