Карбонатит

Лава Ол Доиньо Ленгаи

В геологии карбонатит - это редкая магматическая порода, которая сильно недонасыщена диоксидом кремния и, по определению, содержит более 50 процентов по объему карбонатных минералов .

Карбонатиты, относящиеся к ультраосновным породам , встречаются преимущественно интрузивно , эффузивные эквиваленты очень редки.

Геохимически они характеризуются очень сильным обогащением несовместимых элементов, таких как стронций , барий , цезий и рубидий , а также фосфором и легкими редкоземельными элементами ( англ. LREE). Тем не менее , они показывают явное истощение HFSE-элементов, таких как гафний , цирконий и титан .

Первое описание и тип местности

Карбонатиты были впервые научно описана с помощью Брёггер (немецкий: Brögger) в 1920 году в серии публикаций Videnskaps Skrifter из в Norske Videnskaps-Академи . Его обработка основана на обнажениях области Фен в Телемарке на юге Норвегии ( типовая местность ).

Определение и разновидности карбонатита

Магнезиокарбонатит из карбонатитового комплекса Verity Paradise в Британской Колумбии, Канада. Наконечник шириной 75 миллиметров.

При определении карбонатитов необходимым условием является модальное присутствие более 50 процентов по объему карбонатных минералов.

По преобладающему модусу минерала в группе карбонатитов можно выделить следующие разновидности:

Параллельно с этим часто используется классификация, основанная на преобладающем геохимическом элементе :

  • Карбонатит кальция
  • Карбонатит магния
  • Карбонатит железа
  • Карбонатит редкоземельный

В технологическом отношении карбонатиты можно разделить на две группы:

  • Первичные карбонатиты
  • Карботермические остатки

Первичные карбонатиты имеют магматическое происхождение и связаны с:

Однако карбонатиты, образующиеся из карботермических остатков, происходят из жидкостей, имеющих относительно низкую температуру и обогащенных диоксидом углерода , водой и фтором .

Как правило, содержание карбонатов в карбонатитах превышает 50 процентов по объему и в редких случаях может достигать 90 процентов по объему. Если содержание карбонатов ниже 50% по объему до 10% по объему включительно, рассматриваемые породы называют карбонатитовыми . Карбонатиты, в которых содержание SiO 2 превышает 20 процентов по массе и в то же время превышает содержание карбонатов, являются карбонатитами кремния .

Схема тройной классификации карбонатитов (в процентах по весу) с содержанием SiO 2 менее 20 процентов по весу , согласно Woolley (1989).

Карбонатиты с содержанием SiO 2 <20 процентов по массе подразделяются следующим образом (см. Рисунок рядом):

Это означает, что CaO ≥ 80 процентов по массе.

Таким образом, MgO: от 100 до 10 процентов по массе, FeO + Fe 2 O 3 + MnO: от 0 до 50 процентов по массе и CaO: от 0 до 80 процентов по массе.

Следовательно, FeO + Fe 2 O 3 + MnO: от 100 до 10 процентов по массе, MgO: от 0 до 50 процентов по массе и CaO: от 0 до 80 процентов по массе.

Минералогический состав

Как правило, доля карбонатных минералов, которые в эмпирической формуле представлены в основном как кальций и CO 2 , составляет от 70 до 90 процентов по объему.

Основными минералами являются карбонаты:

Кроме того, может появиться следующее:

Химический состав

Следующая таблица различных химических анализов предназначена для пояснения изменчивости карбонатитовых магм (список по Le Bas, 1981):

Масса% Карбонатит средний Карбонатитовая лава Эгирин-Сёвит Средний альвикит Доломитовый карбонатит
Beforsit		 Натрокарбонатит Феррокарбонатит
SiO 2 5,67 12,99 4,86 1,50 6,12 0,58 1,49
TiO 2 0,50 1,74 0,17 0,07 0,68 0,10 0,22
Al 2 O 3 1,77 3,03 0,30 0,18 1,31 0,10 1.11
Fe 2 O 3 8.00 12,81 1,71 2,70 7,55 0,29 6,97
MnO 0,76 0,40 0,27 0,57 0,75 0,14 1,58
MgO 6.10 8,55 0,31 0,58 12,75 1.17 1,62
CaO 37,06 35,97 50,45 49,40 29,03 15.54 46,29
Na 2 O 1.09 0,73 1.09 0,13 0,14 29,56 0,34
К 2 О 0,87 0,20 0,17 0,08 0,79 7,14 0,22
P 2 O 5 1,73 3,32 1,00 0,66 2,66 0,95 1,63
CO 2 32,16 14,79 34,84 39,85 37,03 31,72 33,97
SO 3 0,91 0,88 0,40 0,65 0,89 2,48 0,57
Ф. 0,38 0,30 0,09 2,26 0,53
Cl 0,31 2,90
BaO 0,45 0,15 0,13 0,54 0,11 1.04 1,93
SrO 0,89 0,63 0,26 0,26 0,01 2,09 0,12

В химическом составе карбонатитов, как правило, преобладает CaO (до 50 процентов по весу), в карбонатитах натрия - также Na 2 O (до 30 процентов по весу) и CO 2 (до 40 процентов по весу - максимум 44 процента). по весу возможно). Они явно недосыщены SiO 2 .

Физические свойства

По сравнению с ассоциированными щелочными силикатными расплавами карбонатитовые расплавы обладают замечательными физическими свойствами. Например, их растворимость для элементов, которые редко присутствуют в силикатных расплавах, очень высока. Их способность абсорбировать воду и другие летучие вещества, такие как галогены, является самой высокой среди всех расплавов при давлении, преобладающем в земной коре. Карбонатитовые расплавы также очень эффективно переносят углерод из мантии Земли в вышележащую кору, поскольку они остаются жидкими в широком диапазоне температур.

Карбонатитовые магмы характеризуются очень низкой вязкостью . Это должно внести значительный вклад в поддержание взаимосвязи между границами зерен в породе мантии и, таким образом, могут иметь место скопления метасоматических соединений в верхней мантии. Карбонатитовые расплавы представляют собой ионизированные жидкости, которые, в отличие от силикатных жидкостей, практически не склонны к полимеризации .

Другим важным физическим свойством карбонатных расплавов является их высокая электропроводность , которая до трех порядков превышает проводимость силикатных расплавов, а до пяти порядков величины - проводимость гидрированного материала оболочки. Следовательно, карбонатные расплавы можно использовать для объяснения повышенных аномалий проводимости в глубокой области астеносферы. Достаточно расплавов с содержанием карбонатов всего 0,1% по объему. В прошлом эти аномалии были связаны с расплавленным силикатом или водным оливином.

Утечки карбонатитовой лавы нестабильны на поверхности земли и реагируют путем поглощения воды при контакте с атмосферой.

Петрология

Появление

Запасы карбонатитов Тороро на юго-востоке Уганды

Внешний вид карбонатитов подвержен большим колебаниям из-за их химической и структурной изменчивости. Размеры их зерен варьируются от мелкозернистых до гигантских ( пегматитоподобных ), а оттенок варьируется от светлого до темного в зависимости от доли основных минералов . Когда начинается изменение, карбонаты разлагаются. В частности, карбонаты, богатые железом, при распаде могут придавать горной породе цвет от бежевого, красного до темно-коричневого. Выветривание карбонатитов в субтропических и тропических климатах приводят к lateritization и обогащение без карбонатных минералов, которые иногда могут представлять minable депозитов. В редких случаях карбонатиты более устойчивы, чем окружающие их силикатные породы; Хорошим примером этого является запас карбонатита из Тороро в Уганде, который возвышается над его окрестностями почти на 300 метров.

Карстовые явления могут развиваться и в карбонатитах во влажных климатических условиях .

Социализация

Для карбонатитов характерна их ассоциация с магматическими магматитами, недосыщенными SiO 2 . В целом около 80% карбонатитов связаны с щелочными силикатными породами, химический состав которых может охватывать широкий спектр от ультраосновных (например, дунитов ) до кислых магматических пород (таких как сиенит ). Их тесная связь с мелилитовыми породами , кимберлитами , меймечитами и родственными им породами, которые все характеризуются очень низким содержанием SiO 2 , также имеет большое значение . В частности, все переходы в карбонатитовые кимберлиты.

Только 20% карбонатитов возникают полностью независимо (например, карбонатит из Маунт-Велд в Австралии).

Можно выделить следующие ассоциации:

Ассоциированные магматиты включают в себя: ийолит , мельтейгит , тешенитовый , лампрофир , фонолит , нефелинит , фойяит , шонкинит , пироксениты ( Essexite ) , который недосыщенные кремнезем и содержащий foid, и нефелиновый сиенит .

Появляться

Профильный разрез через типично цилиндрическую интрузию карбонатита под вулканом щелочных пород

За некоторыми исключениями, карбонатиты обычно связаны с щелочным магматизмом и обычно встречаются в виде субвулканических или плоских плутонических комплексов, таких как лополиты . Карбонатиты подчинены нефелинитовым лавам и пирокластике . В зональных Alkaliintrusivkomplexen (кольцевые комплексы с кольцевыми структурами, такие как Phalaborwa в Южной Африке) они образуют небольшие палочки ( англ. Plugs ), пороги , переходы , прожилки и брекчии . Палочки часто представляют собой цилиндрическое центральное интрузивное тело, которое может проникать в несколько фаз, как в карбонатитах Mud Tank и Mount Weld в Западной Австралии. Часто над интрузией встречаются карбонатитовые брекчии или смешанные карбонатит-силикатные брекчии, свидетельствующие о взрывном проникновении и более поздних перемещениях карбонатита. Кроме того, дайки карбонатита могут быть отправлены с верхнего края штока в виде пластин конуса , радиальных или кольцевых даек в одном или нескольких поколениях в вышележащие соседние породы (см. Рисунок напротив).

В протерозойских подвижных поясах Австралии карбонатиты выглядят как протоки и прерывистые линзы.

Характерной чертой карбонатитовых интрузий является вызванное ими гидротермальное изменение или метасоматоз соседней породы , называемое фенитизацией . Горячие растворы, проникающие в соседнюю породу, могут поступать как из карбонатитового расплава, так и из связанной с ним силикатной магмы. Есть два типа преобразований горных пород:

  • Фенитизация натрия
  • Фенитизация калия

при этом обычно преобладает фенитизация натрия. В результате в прилегающих породах образуются богатые натрием силикаты, такие как арфведсонит , баркевикит и глаукофан . Дополнительные новые образования - это гематит и другие оксиды железа и титана, а также фосфаты. Продукты конверсии называются фенитами .

Карбонатиты редко проявляются экструзивными (в виде карбонатитовых лав). Чуть более распространены туфы - эффузивные карбонатные туфы или шлоттаффы с мелилитно-карбонатитовым составом. Единственный действующий карбонатитовый вулкан - это Ол Доиньо Ленгаи в Танзании, который окружен некоторыми плейстоценовыми карбонатитовыми вулканами, которые не были потухшими так давно, включая гору Хома , которая уже находится в Кении .

состав

В случае карбонатитов, следующие структуры считаются имеющими преимущественно магматическое происхождение:

  • Структуры из порфира
  • Жидкие структуры
  • Гребнеобразные конструкции
  • Гранобластовые конструкции

В случае порфировых структур более крупные кальциты или доломиты появляются в виде россыпей (порфиробластов) в более мелкозернистой матрице. Плоские ромбоэдрические Einsprenglinge в основном идиоморфны, но также могут иметь округлую форму. Очень редко встречается и антипорфировая структура , в которой вставки меньше неидиоморфных матричных зерен . Жидкие структуры демонстрируют трахитоидную регуляцию таблеток кальцита, которые кристаллизовались первыми. Гребнеобразные структуры или гребенчатые текстуры ( наслоение гребешков ) возникают в результате предпочтительного роста длиннопризматических или тонкопластичных карбонатных минералов в определенных направлениях. В основном они встречаются в дайках карбонатитов (например, в Обербергене в Кайзерштуле), где они расположены перпендикулярно Салбанду. Гранобластические структуры в основном залегают в массивных интрузиях, тогда как первые три структуры приурочены к дайкам карбонатитов. Очертания отдельных зерен гранобластов либо простые, с отдельными зернами, расположенными мозаично, либо тротуарно, но чаще они объемные или даже лопастные.

Из-за различного химического состава и разнообразия геологических проявлений карбонатиты имеют очень разные текстурные формы :

  • Ненаправленные массивные текстуры
  • Слоистые или полосатые текстуры
  • Параллельные текстуры
  • Текстуры расчески
  • Текстуры пузырей
  • Глобулитные текстуры
  • Брекчированные текстуры
  • Кластические текстуры

Слоистые текстуры возникают либо из-за различий в размере зерен, либо из-за предпочтительного распределения минеральных компонентов , в частности, некарбонатных минералов. Параллельные текстуры могут быть выполнены в виде гнейсов или текучих текстур. В них регулируются чечевицеобразные или пластинчатые минералы, такие как карбонаты или слюда. Пузырьковые или везикулярные, а также глобулитовые текстуры встречаются редко, поэтому полости могут быть заполнены минералами. Текстуры брекчии бывают мономиктовыми или полимиктовыми. Обломочные текстуры состоят из фрагментов неправильной формы. Они встречаются вместе с текстурой лапилли, бусинок или капель в карбонатных туфах.

В целом следует помнить, что минеральные запасы и структуры, обнаруженные в карбонатитах, часто не имеют первичной природы. После внедрения тектонические деформации могут вызвать двойные ламелирования кальцита и искажения решетки и, как правило, привести к перекристаллизации . Жидкие и газовые включения в минералах указывают на то, что исходные карбонатитовые магмы были богаче щелочами, которые они потеряли в соседнюю породу в результате начавшегося с них щелочного метасоматоза (фенитизации). Таким образом, карбонатиты соответствуют нещелочной части исходной магмы, а также демонстрируют характеристики более поздних перекристаллизаций.

Петрогенезис

Процесс образования карбонатитов (петрогенезис) объясняется с помощью трех моделей:

  • В первую очередь в мантии земли :
    • прямое образование путем частичного плавления (при низкой скорости плавления) карбонатсодержащего мантийного перидотита с последующей дифференциацией расплава.
  • Вторичный из силикатных расплавов:
    • Разделение карбонатитового расплава из-за его несмешиваемости с силикатными расплавами.
    • Разделение карбонатитового расплава из-за необычных и экстремальных процессов фракционирования кристаллов .

Все три модельные концепции могут быть подтверждены примерами, возможны комбинации друг с другом.

В прошлом все еще считалось, что вторгающиеся импульсы магмы расплавляют мрамор и известняк и, таким образом, создают карбонатитовые магмы. Тем не менее, подробные минералогические и геохимические исследования противоречат этому . Например, отношение изотопов стронция 87 Sr / 86 Sr для карбонатитов находится в диапазоне от 0,702 до 0,705 со средним значением 0,7035, тогда как это отношение обычно превышает 0,706 для осадочного известняка и мрамора. Кроме того, карбонатиты отличаются от осадочных кальцитовых пород только своим явным обогащением кальцитом стронцием, барием и редкоземельными элементами.

Место происхождения

До сих пор существуют самые разные мнения о месте происхождения магм, богатых карбонатами. Однако, как уже указывалось выше, становится очевидным, что большое количество карбонатитов прямо или косвенно связано с участками апвеллинга земной мантии, такими как горячие точки или плюмы . Далее предположение , что большинство карбонатные расплавы должны иметь свое окончательное место происхождения в мантии поддерживается изотопных соотношений стронция, неодима и свинца , анализы изотопного состава из благородных газов и стабильных элементов , таких как углерод и кислород, а также экспериментально определены фазовые равновесия. В целом, эти геохимические параметры указывают на относительно свободный от загрязнения подъем карбонатитовых магм через земную кору.

Изотопные отношения δ 13 C и δ 18 O простираются в первичных обсадных породах так называемого Mantelbox, на котором значения δ 13 C от -5 до -7 ‰ и их значения δ 18 O от +5 до +8 ‰ SMOW перемещаются. Первичные магматические карбонатиты показывают практически совпадающий и лишь слегка расширенный диапазон от -4 до -8 ‰ для значений δ 13 C и от +5 до +10 для значений δ 18 O. За счет частичной кристаллизации эта широта расширяется от -1 до -9 ‰ для значений δ 13 C и от +5 до +15 для значений δ 18 O. Карбонатиты с гидротермальным наложением могут даже достигать значений δ 13 C +30, которые характерны для карбонатов осадочного происхождения .

В этом контексте изотопные исследования карбонатитов приводят к следующим результатам:

  • Компоненты мантии HIMU , EM I и FOZO, обнаруженные в базальтах океанических островов , также присутствуют в карбонатитах, возраст которых составляет менее 200 миллионов лет.
  • Изотопный анализ благородных газов, выполненный на некоторых карбонатитах, предполагает, что они произошли из относительно примитивного мантийного источника.
  • Деплетированный мантийный компонент DMM , очевидно, не участвует в генезисе карбонатитов, что, в свою очередь, исключает включение океанической литосферы в область источника.
  • Некоторые карбонатиты характеризуются нерадиогенным изотопным составом гафния ; это предполагает наличие старого необогащенного, глубоководного мантийного резервуара в качестве источника.

Глубина образования магмы все еще обсуждается. Даже образование в нижней мантии недавно считалось вероятным - если бы это предположение было верным, это привело бы к фундаментальной функции контроля над подвижностью и долгосрочным пребыванием углерода в глубоких областях мантии. Глубина, на которой карбонатные расплавы все еще могут существовать, в конечном итоге зависит от диапазона устойчивости рассматриваемых карбонатных минералов, который, в свою очередь, критически связан со степенью окисления оболочки.

Петрологические лабораторные эксперименты также предполагают, что карбонатные расплавы могут быть обнаружены в океанической зоне низких скоростей (LVZ) и в глубокой мантии. Однако поведение этих расплавов при чрезвычайно высоких давлениях остается неизведанной областью для исследований. Возможные подсказки в этой области - карбонатные включения в алмазах или карбонаты, модифицированные ударно-волновым метаморфозом в ударных кратерах .

имея в виду

Нет сомнений в том, что карбонатиты играют очень важную роль в углеродном цикле Земли. Из-за их предполагаемого образования в глубоких областях мантии, они, вероятно, будут иметь большое значение для переноса углерода из недр Земли на поверхность Земли. Предполагается, что содержание углерода в металлическом ядре Земли составляет до 5 процентов по весу, что соответствует 10 20 килограммам твердого C. Часть этого углеродного резервуара в конечном итоге также перемещается в мантию Земли.

Карбонатитовый вулканизм в конечном итоге ответственен за то, что легкие элементы и углерод из мантии Земли достигают поверхности Земли. Углерод либо выбрасывается непосредственно в атмосферу Земли в виде углекислого газа через дымовые трубы кратеров , мааров и гейзеров, либо проникает в круговорот грунтовых вод, где он может откладываться в виде травертина . Например, ежедневный расход 800 тонн CO 2 невулканического происхождения был измерен в центральных итальянских карбонатитовых жерлах.

Связанные депозиты

Характерным свойством карбонатитов является их необычайное обогащение редкоземельными элементами (особенно легкими редкоземельными элементами - LREE ), фосфором , ниобием , радиоактивными элементами, такими как уран и торий, а также медью , железом , титаном , барием, фтором , цирконием и другими редкими элементами. и несовместимые предметы . Некоторые карбонатитовые комплексы очень богаты ванадием , цинком , молибденом и свинцом.

Карбонатиты являются источником экономически важных минералов, таких как флюорит , барит , апатит , вермикулит , магнетит и пирохлор , важные минералы ниобия и урана.

Обогащения обнаружены в минерализованных жилах, которые проходят либо через сам карбонатитовый шток, либо через его метасоматизированный ореол.

Редкоземельный

Спутниковый снимок рудника Баян Обо (с английской маркировкой)

Крупнейшее известное месторождение редкоземельных минералов в мире - это рудник Баян-Обо во Внутренней Монголии, Китай , связанный с доломитовым мрамором и карбонатитовыми жилами. Их общие месторождения оцениваются в 2,22 миллиона тонн чистого оксида редкоземельных элементов. Запасы в Пхалаборве в Южной Африке лишь незначительно ниже - 2,16 миллиона тонн чистого оксида редкоземельных металлов. Еще одно огромное месторождение образует месторождение Sulphide Queen в районе Маунтин-Пасс в Калифорнии, где запасы чистого оксида редкоземельного металла составляют 1,78 миллиона тонн. Он приурочен к дайкам карбонатитов и интрузиям, богатым калием . Кстати, название месторождения немного вводит в заблуждение, так как оно названо не в честь каких-либо сульфидных минералов, а в честь Сульфидных гор Королевы. Их наиболее важные рудные минералы - бастнасит ( церий , лантан и иттрий ) и паризит (церий, лантан и неодим ). Запасы Оки в Канаде составляют 0,12 миллиона тонн чистого оксида редкоземельных элементов.

Апатит или фосфор

Карьер в палеопротерозойской карбонатитовому комплекса Phalaborwa в Южной Африке является необычным . Здесь серпентинит-магнетит-апатитовая порода добывается на карбонатитовом ядре, которое носит местное промышленное название фоскорит . Побочные продукты включают магнетит, апатит, золото , серебро , платиновые металлы и уран . Крупнейшее в мире месторождение магматических фосфатов также находится в том же комплексе щелочных пород . Здесь также добывают апатитовый пироксенит . Запасы чистого P 2 O 5 в Пхалаборве оцениваются в 42 миллиона тонн.

Подобные комплексы карбонатит-щелочные породы встречаются на Кольском полуострове (например, в Ковдоре ). Здесь также апатит является важнейшим фосфатным минералом. В Бразилии апатит добывают в карбонатитах Аракса и Джакупиранга.

Пирохлор или ниобий

Пирохлор, богатый ураном, из Оки, Квебек

Наибольшая часть мирового производства ниобия приходится на пирохлор карбонатитов. Примерами добычи ниобия являются Ока в Канаде с запасами Nb 2 O 5 0,5 миллиона тонн , холм Панда в Танзании с запасами 0,34 миллиона тонн чистого оксида ниобия, рудник Баян Обо в Китае и Араша в Бразилии. Пирохлор иногда может быть очень богат ураном, поэтому карбонатиты часто также имеют высокий уровень радиоактивности .

Флюорит

Карбонатитовый комплекс Амба Донгар в Индии имеет значительные месторождения флюорита с запасами 3,48 миллиона тонн .

Железный

Иногда из-за содержания в них магнетита и / или гематита карбонатитовые комплексы также образуют добываемые железные руды , как в случае рудника Баян-Обо, комплекса Фен, Ковдора и Фалаборвы. Сульфиды меди также используются в Пхалаборве.

медь

Рудник Phalaborwa в Южной Африке обладает богатыми запасами меди с 1,97 миллиона тонн чистого оксида меди . Оруденение происходило в основном в минералах сульфида меди - халькопирите , борните и халькозине . Чрезвычайно богатое месторождение также содержит апатит, вермикулит , магнетит (второстепенный), сульфид кобальта Линнейт и оксид циркония-гафния бадделеит . Золото, серебро, никель и платина производятся как побочные продукты.

Бриллианты

В меланократовых карбонатитов Узбекистана - alvikite прожилка в диатремах , состоящих из трио мантийных фрагментов, melilithite и кальцит карбонатитовые - даже алмазы были обнаружены.

Вхождение

По объему карбонатиты являются одним из наименее распространенных типов горных пород; до 2008 г. в мире было зарегистрировано всего 527 комплексов карбонатитов, из которых только 49 имеют экструзионный характер. Среди экструзионных карбонатитов преобладают кальциокарбонатиты (41) и доломитовые карбонатиты (7), натрокарбонатит встречается только в одном месте.

Возраст карбонатитов простирается от позднего архея до наших дней. Самый старый карбонатит на сегодняшний день - это Siilinjärvi Sövite в Финляндии , возраст которого составляет не более 2600 миллионов лет назад . Следующий по возрасту карбонатит из Фалаборвы в Южной Африке показал палеопротерозойский возраст между 2063 и 2013 миллионами лет назад. В недавней геологической истории частота появления карбонатитов, кажется, увеличивается с уменьшением возраста, но, возможно, это всего лишь артефакт, основанный на более легкой эродируемости карбонатитов по сравнению с силикатными породами.

Карбонатиты обычно встречаются строго локализованно на площадях размером всего несколько квадратных километров. Они есть на всех континентах, включая Антарктиду . Ваша предпочтительная геотектоническая среда - это стабильная внутренняя часть плиты, а также ее края. Треть месторождений сосредоточена в Африке . На данный момент известно только три случая на океанических островах, а именно на Кергелене , Кабо-Верде и Канарских островах .

Появление карбонатитов в первую очередь связано с вулканизмом горячих точек и связанными с ними континентальными рифтовыми системами. Африка с ее восточноафриканской рифтовой долиной является континентом с единственным в мире активным карбонатитовым вулканом - Ол Доиньо Ленгаи - лава, состоящая из натрокарбонатита, извергается непосредственно при чрезвычайно низкой температуре от 540 до 593 ° C.

Кроме того, Эрнст и Белл (2010) отмечают тесную связь между карбонатитами и магматическими крупными провинциями (LIP), такими как паводковые базальты Декана или бассейна Парана . Это неудивительно, поскольку огромные магматические провинции, в свою очередь, напрямую связаны с рифтами и горячими точками, а их конечная причина кроется в астеносферном выпуклости ( мантийном плюме) сублитосферной мантии.

Около 50% карбонатитов связаны под областями коры свойства удлинения, такими как серьезные трещины ( англ. Rift Valley ), связанные со многими также значительными тектоническими анизотропиями, такими как глубокие разломы , линеаменты и зоны сдвига в контексте. Часто они также связаны со структурной реактивацией и крупномасштабными куполообразными литосферными выпуклостями. При генерации СО 2 -богатого расплав кажется утолщенным Lithosphärenbereiche , как особенно среди старых кратонов в архом можно найти, очевидно , играет существенную роль.

До сих пор, почти никаких отношений вообще не были известны в зонах субдукции . Карбонатитовые отложения также редки над океанической литосферой. Тем не менее, пространства, заполненные карбонатитовыми расплавами в дунит- ксенолитах архипелага Кергелен, предполагают дальнейшее распространение в океанической области. Недавние открытия карбонатитового метасоматоза под океанскими островами, карбонатитов внутри офиолитов и даже в глубоких зонах субдукции, кажется, подтверждают это предположение.

листинг

Ниже приводится список месторождений карбонатитов, отсортированных по странам:

Карбонатит из Джакупиранги, Бразилия
  • Италия :
    • Карбонатиты с Оки (Окаите), Квебек
    Карбонатит из озера Чилва в Малави
    Карбонатит из комплекса Палабора в Южной Африке
    Сёвит из Магнитной бухты в Арканзасе
    Карбонатит из "Надежды мечтателя" в Колорадо

    литература

    • Роланд Винкс: Роковая решимость в полевых условиях. 2-е издание. Издательство Springer. Берлин / Гейдельберг 2008, ISBN 978-3-8274-1925-5 , стр. 213 f.

    веб ссылки

    Индивидуальные доказательства

    1. ↑ RW Le Maitre: Магматические породы: классификация и словарь терминов . Издательство Кембриджского университета, 2002, стр. 236 .
    2. ^ DR Нельсон и др.: Геохимическая и изотопная систематика в карбонатитах и ​​последствия для эволюции источников океанических островов . В: Geochimica Cosmochimica Acta . Лента 52 , 1988.
    3. ^ FJ Loewinson-Лессинг, Е. А. Струве: Petrografitscheski SLOWAR . Москва 1937. С. 139.
    4. ^ W. Brögger: вулканические породы региона Кристианиаг. IV. Район Фен в Телемарке, Норвегия. (= Videnskapsselskapets Скрифтер И. Мат.-натурвет. Класс 1920 № 9). Кристиания 1921.
    5. ↑ AR Woolley, DRC Kempe: Карбонатиты: номенклатура, средний химический состав и распределение элементов . В: Белл К. (Ред.): Карбонатиты: генезис и эволюция . Анвин Хайман, Лондон, 1989, стр. 1-14 .
    6. ^ RH Митчелл: Карбонатиты, карбонатиты и карбонатиты . В: Может. Минеральное . Лента 43 (6) , 2005, стр. 2049-2068 .
    7. ^ MJ Le Bas: Карбонатитовые магмы . В кн . : Минералогический журнал . Лента 44 , 1981, стр. 133-140 .
    8. ↑ Э. Р. Хамфрис и др.: Арагонит в оливине из Калатравы, Испания - свидетельства плавления карбонатита в мантии с глубины> 100 км . В кн . : Геология . Лента 38 , 2010, с. 911-914 .
    9. ↑ А. Х. Трейманн: Карбонатиты Магма: свойства и процессы . В: Белл К. (Ред.): Карбонатиты: генезис и эволюция . Анвин Хайман, Лондон, 1989, стр. 89 .
    10. ↑ F. Gaillard et al: Карбонатные расплавы и электропроводность в астеносфере . В кн . : Наука . Лента 322 (5906) , 2008, стр. 1363-1365 .
    11. ↑ Р. Дж. Суини: Составы расплавов карбонатитов в мантии Земли . В: Письма по науке о Земле и планетах . Лента 128 , 1994, стр. 259-270 .
    12. ↑ Б. Кьяарсгард, Д.Л. Гамильтон: Генезис карбонатитов путем несмешиваемости . В: Белл К. (Ред.): Карбонатиты: генезис и эволюция . Анвин Хайман, Лондон, 1989, стр. 388-404 .
    13. ^ W. Lee, PJ Wyllie: экспериментальные данные о жидкостной несмешиваемости, фракционировании кристаллов и происхождении кальциокарбонатитов и натрокарбонатитов . В: Int. Гео. Ред . Лента 36 , 1994, стр. 797-819 .
    14. ↑ Ф. Стоппа: CO 2 -магматизм в Италии: от глубокого углерода до карбонатитового вулканизма . В кн .: Владыкин Н.В. (Ред.): Щелочной магматизм , его источники и плюмы (=  Материалы VI Международного семинара ). Иркутск / Неаполь 2007, с. 109-126 .
    15. ↑ К. Белл, А. Симонетти: Источник материнских расплавов карбонатитов - критические изотопные ограничения . В кн . : Минерал. Бензин . 2009, DOI : 10.1007 / s00710-009-0059-0 .
    16. ↑ A. Simonetti et al: Геохимические и изотопные данные Na, Pb и Sr из щелочных комплексов Декана - выводы для мантийных источников и взаимодействия плюм-литосфера . В кн . : Петрологический журнал . Лента 39 , 1998, стр. 1847-1864 гг .
    17. ↑ И. Н. Толстихин и др.: Изотопы редких газов и исходные микроэлементы в ультраосновных-щелочно-карбонатитовых комплексах. Кольский полуостров: выделение компонента нижнего мантийного плюма . В: Geochimica Cosmochimica Acta . Лента 66 , 2002, стр. 881-901 .
    18. ↑ М. Бизарро и др.: Изотоп Hf свидетельствует о скрытом мантийном резервуаре . В кн . : Геология . Лента 30 , 2002, стр. 771-774 .
    19. ^ Ф. Каминский: Минералогия нижней мантии: обзор «сверхглубоких» минеральных включений в алмазе . В: Обзор наук о Земле . Лента 110 , 2012, с. 127-147 .
    20. ↑ RM Hazen et al .: Эволюция углеродных минералов . В: Преподобный Минерал. Геохим . Лента 75 , стр. 74-107 .
    21. ^ DJ Frost, CA McCammon: окислительно-восстановительное состояние мантии Земли . В: Ann. Преподобный "Планета Земля". Sci . Лента 36 (1) , 2008, с. 389-420 .
    22. ↑ DC Presnall, GH Gudfinnsson: Богатые карбонатами расплавы в океанической низкоскоростной зоне и глубокой мантии . В кн . : Geol. Soc. В. Спец. Пап . Лента 388 , 2005, с. 207-216 .
    23. ↑ Л. А. Хайден, Э. Б. Уотсон: Подвижность углерода по границам зерен в мантии Земли: возможный поток углерода из ядра . В: PNAS . Лента 105 , 2008, с. 8537-8541 .
    24. ↑ JD Rogie et al.: Измерения потоков невулканической эмиссии CO 2 из некоторых жерл в центральной Италии . В: Журнал геофизических исследований . Лента 105 , 2000, стр. 8435-8445 .
    25. ^ З. Ян, А. Вулли: Карбонатиты в Китае: обзор . В: Журнал азиатских наук о Земле . Лента 27 , 2006, с. 559-575 .
    26. ↑ WJ Verwoerd: Карбонатитовый комплекс Гудини, Южная Африка: переоценка . В кн . : Канадский минералог . Лента 46 , 2008, с. 825-830 .
    27. ↑ geo.tu-freiberg.de
    28. ↑ Джон М. Гилберт, Чарльз Ф. Парк-младший: Геология рудных месторождений . Freeman, 1986, ISBN 0-7167-1456-6 , стр. 188 и 352-361 .
    29. ↑ А.Д. Джураев, Ф.К. Диваев: Меланократовые карбонатиты - новый тип алмазоносных пород, Узбекистан . В: CJ Stanley (Ed.): Месторождения полезных ископаемых: от процесса к переработке . Balkema, Роттердам, 1999, стр. 639-642 .
    30. ↑ seltenerden-ag.de ( Memento 2 декабря 2013, Internet Archive )
    31. ^ AR Woolley, BA Kjarsgaard: Карбонатитовые проявления мира: карта и база данных . В: Геологическая служба Канады Открытый файл 5796 . 2008 г.
    32. ^ AR Woolley, AA Church: Экструзивные карбонатиты: краткий обзор . В: Lithos . Лента 85 (1-4) , 2005, стр. 1-14 .
    33. ^ RE Эрнст, К. Белл: Крупные магматические провинции (LIP) и карбонатиты . В кн . : Минерал. Бензин . Лента 98 , 2010, с. 55-76 , DOI : 10.1007 / s00710-009-0074-1 .
    34. ↑ J. Ø. Йоргенсен, П.М. Холм: Временные колебания и загрязнение карбонатитами в примитивных вулканических образованиях океанических островов Сан-Висенте, острова Зеленого Мыса . В кн . : Химическая геология . Лента 192 , 2002, с. 249-267 .
    35. ↑ М. Колторти и др.: Карбонатитовый метасоматоз, часто встречающийся в верхней части океанической мантии: свидетельства клинопироксенов и стекол в ультраосновных ксенолитах Гранд-Комор, Индийский океан . В кн . : Петрологический журнал . Лента 40 , 1999, стр. 133-165 .
    36. ^ С. Насир: Петрогенезис ультраосновных лампрофиров и карбонатитов из покровов Батаин, восточная окраина континента Оман . В: Contrib. Минеральная. Бензин . Лента 161 , 2011, с. 47-74 .
    37. ↑ MJ Walter et al.: Первичный карбонатитовый расплав из глубоко субдуцированной океанической коры . В кн . : Природа . Лента 454 (7204) , 2008, стр. 622-625 .
    38. ^ Р. Аюсо и др.: Предварительное радиогенное изотопное исследование происхождения карбонатитового комплекса Ханешин, провинция Гильменд, Афганистан . В кн . : Журнал геохимических исследований . 2013.
    39. ↑ А. Альберти и др.: Геохимические характеристики карбонатитов мелового периода Анголы . В: Журнал африканских наук о Земле . 29 № 4, 1999, стр. 736-759 .
    40. ^ Р.Л. Эндрю: Камминз Диапазон Карбонатит . В: Ф.Э. Хьюз (ред.): Геология месторождений полезных ископаемых Австралии и Папуа-Новой Гвинеи (=  Монография Австралазийского института горного дела и металлургии ). 14, т. 1. Мельбурн 1990, стр. 711-713 .
    41. ^ RK Дункан, GD Willet: Карбонатит Mount Weld . В: Ф.Э. Хьюз (ред.): Геология месторождений полезных ископаемых Австралии и Папуа-Новой Гвинеи (=  Монография Австралазийского института горного дела и металлургии ). 14, т. 1. Мельбурн 1990, стр. 591-597 .
    42. ↑ З. Хоу и др.: Карбонатиты Гималайской зоны коллизии в западной части Сычуани, юго-запад Китая: петрогенезис, мантийный источник и тектонические последствия . В: Письма по науке о Земле и планетах . Лента 244 , 2006, стр. 234-250 .
    43. ↑ Дж. Ин и др.: Геохимические и изотопные исследования карбонатитов Лайу-Цзыбу из западной провинции Шаньдун, Китай, и значение их петрогенезиса и источника обогащенной мантии . В: Lithos . Лента 75 (3-4) , 2004, стр. 413-426 .
    44. ^ W. Seifert, H. Kampf, J. Wasternack: Вариации состава апатита, флогопита и других акцессорных минералов ультраосновного комплекса Делич, Германия: значение для истории остывания карбонатитов . В: Lithos . Лента 53 , 2000, стр. 81-100 .
    45. ^ HP Taylor, J. Frechen, ET Degens: исследования изотопов кислорода и углерода в карбонатитах из района Лаахер-Зе, Западная Германия и района Ално, Швеция . В: Geochimica Cosmochimica Acta . Лента 31 , 1967, стр. 407-430 .
    46. ↑ Карбонатитовый комплекс на острове Анафи в Эгейском море? ( Памятка от 4 марта 2016 г. в Интернет-архиве ), fodok.uni-salzburg.at,
    47. ^ NJG Pearce, MJ Long: Происхождение карбонатитов и родственных пород из Роя дайков Игалико, провинция Гардар, Южная Гренландия: полевые, геохимические и изотопные данные CO-Sr-Nd . В: Lithos . Лента 39 , 1996, стр. 21-40 .
    48. ^ К. Секер, Л. М. Ларсен: Геология и минералогия карбонатитового комплекса Сафарток, юг Западной Гренландии . В: Lithos . Лента 13 , 1980, стр. 199-212 .
    49. ^ A. Steenfelt et al: Карбонатит Тикиусак: новый мезозойский интрузивный комплекс на юге Западной Гренландии? В кн .: Геология. Файл. Гринл. Бык . Лента 7 , 2006, с. 9-12 .
    50. ↑ Т. Динс, Дж. Л. Пауэлл: Микроэлементы и изотопы стронция в карбонатитах, флюоритах и ​​известняках из Индии и Пакистана . В: природа . Лента 278 , 1968, стр. 750-752 .
    51. ↑ С.Г. Виладкар, И. Гхош: богатый ураном пирохлор в карбонатитах Ньюании, Раджастан . В: Н. Дж. Б. Шахтер. Mh . Том 2002 (3), 2002, с. 97-106 .
    52. ^ С. Таппе и др.: Генезис ультраосновных лампрофиров и карбонатитов в заливе Айлик, Лабрадор: следствие начинающегося истончения литосферы под Северо-Атлантическим кратоном . В кн . : Петрологический журнал . Лента 47 , 2006, с. 1261-1315 .
    53. ^ LC Silva и др.: Океанический карбонатитовый вулкан на Сантьяго, острова Зеленого мыса . В кн . : Природа . Лента 294 , 1981, стр. 644-645 .
    54. ↑ JM Rhodes, JR Dawson: Химия основных и микроэлементов перидотитовых включений из вулкана Лашайн, Танзания . В кн . : Phys. Хим. Земля . Лента 9 , 1995, с. 545-557 .
    55. ^ GR McCormick, RC Heathcote: Минеральная химия и петрогенезис карбонатитовых интрузий . В кн . : Американский минералог . Том 72, 1987, стр. 59-66 .
    56. ^ RC Heathcote, GR McCormick: замещение основных катионов во флогопите и эволюция карбонатитов в комплексе Potash Sulphur Springs, округ Гарленд, Арканзас . В кн . : Американский минералог . Том 74, 1989, стр. 132-140 .