Карбонаты

К классу карбонатов относятся минералы, представляющие соли угольной кислоты Н2СО3. Карбонаты являются одними из наиболее распространенных минералов земной коры; они слагают толщи осадочных пород, являются важной составляющей многих метаморфических, метасоматических и магматических пород. Распространенность карбонатов не ограничена земной корой; эти минералы присутствуют также и в мантии, вплоть до ее переходной зоны, а, возможно, и глубже.

В настоящее время известно более 80 карбонатных минералов, но далеко не все из них являются породообразующими. Наибольшее распространение имеют простые и двойные карбонаты, содержащие катионы Ca2+, Mg2+ Fe2+ и Mn2+ (табл. 1.15).

В состав карбонатов могут также входить Ba2+, Sr2', Zn2+, Na+, Cu2+ редкие земли и добавочные анионы OH-, F-, реже Cl-. Для карбонатов характерны непрерывные изоморфные ряды с участием двухвалентных катионов Mn <-> Fe, Mg <-> Fe, CaMg <-> CaMn. Твердый раствор между aнкеритом и доломитом (изоморфизм CaMg <-> CaFe) не распространяй на железистые составы, а изоморфные замещения Mg <-> Mn, Mg <-> Ca и CaMn <-> CaFe и вовсе имеют весьма ограниченный характер (рис. 1.115). Примечательно, что области несмесимости в простых и бинарных карбонатах не совпадают (рис. 1.115, сравните а и б). Широкие области несмесимости отмечаются также в рядах Ca-Mg карбонатов (рис. 1.116).


Основу структуры карбонатов составляют анионные группы [CO3]2-. Каждая анионная группа имеет форму равностороннего треугольника с атомами кислорода в вершинах и атомом углерода в центре. Группы [CO3]2- являются изолированными друг от друга, связь между ними осуществляется через катионы (например, Ca2+, Mg2+, Fe2+), находящимися в октаэдрической координации (рис. 1.117). Плоские группы [CO3]2- во многих породообразующих карбонатах формируют параллельные слои и цепочки. Для карбонатов характерны смешанные типы химической связи; в анионной группе [CO3]2- - ковалентная, а между катионом и анионной группой - ионная. В гидроксилсодержащих карбонатах присутствуют также водородные связи.
Большинство породообразующих карбонатов кристаллизуется в тригональной сингонии. Ho есть и ромбические карбонаты, например, арагонит, стронцианит (SrCO3), витерит (BaCO3) и др.

Большинство карбонатов являются бесцветными в шлифах. Сидерит может иметь желто-бурый цвет, а для родохрозита характерен плеохроизм от бесцветного до светло-розового. Карбонаты являются одноосными, оптически отрицательными, легко диагностируются в шлифах по крайне высокому двупреломлению (более 0.17), дающему пеструю интерференционную окраску высших порядков. Для карбонатов характерна совершенная спайность по (101), для арагонита по (010). Широко распространены полисинтетические двойники, а в арагоните отмечаются также циклические двойники с шестью сегментами. Оптические свойства карбонатов приведены в табл. 1.16. Определенные трудности могут возникнуть при диагностике близких оптических свойств кальцита, доломита и магнезита. Тем не менее, между ними имеются вполне определенные отличия: магнезит среди этих минералов имеет самый высокий рельеф, а кальцит самый низкий. Важным диагностическим отличием кальцита и доломита являются полисинтетические двойники. В кальците их намного больше, чем в доломите. Кроме того, двойниковые полоски в кальците ориентированы параллельно короткой диагонали ромба, образованного двумя направлениями спайности, а в доломите - параллельно как короткой, так и длинной диагонали.


Карбонаты слагают -18% осадочной оболочки Земли. Их основные объемы сосредоточены в осадочных толщах известняков и доломитов, образованных на дне морских бассейнов и сложенных преимущественно кальцитом (известняки) и доломитом (доломиты). Из кальцита (арагонита) сложены сталактиты и сталагмиты, декорирующие известняковые гроты. Разнообразие карбонатов, образованных в гидротермальных процессах, значительно шире, чем в осадочных. Наряду с кальцитом и доломитом здесь образуются арагонит, сидерит, анкерит, родохрозит и др. Кальцит и доломит встречаются также в пегматитах, миндалинах эффузивных пород.
При метаморфизме известняков и доломитов, слагающие их карбонат становятся более крупнозернистыми, в результате чего породы превращаются в мраморы. Мраморы образуются также при реакционно-метасоматическом высокотемпературном (более 600°С) взаимодействии алюмосиликатных пород с карбонатными породами в присутствии флюида. Если карбонаты представлены известняками, то образуются известковые скарны с типоморфными минералами - пироксеном диопсид-геденбергитового ряда, андрадит-гроссуляровым гранатом, скаполитом, везувианом, волластонитом и др. По доломитам образуются магнезиальные скарны, для которых характерны такие минералы как шпинель, форстерит, диопсид и флогопит.
Условия плавления породообразующих карбонатов в сухих условиях заметно различаются (рис. 1.118). Наиболее низкотемпературным является доломит; температура его плавления при 5 кбар составляет 10000C, а при 60 кбар - 1400°С. Магнезит и арагонит (кальцит) при давлении 60 кбар плавятся при ~1700°С, при этом CaCO3 является несколько более высокотемпературной фазой, чем MgCO3. При снижении давления температура плавления для рассматриваемых карбонатов равномерно снижается. При этом область плавления магнезита ограничена минимальным давлением -30 кбар, ниже которого происходит реакция декарбонатизации с образованием периклаза.
Стабильность доломита в карбонатно-силикатных породах с ростом температуры ограничивается реакцией:

продуктами которой являются ортопироксен, кальцит и углекислый газ (рис. 1.118). Поле стабильности доломита резко сокращается при давлении свыше 5-6 ГПа, где он разлагается с образованием арагонита и магнезита (рис. 1.118а).

Широкие диапазоны P-T стабильности кальцита, доломита, магнезита и других карбонатов обеспечивают присутствие в верхнем мантии огромного резервуара CО2. Согласно оценкам французский ученых, здесь находится до 4*10в17 тонн углерода, заключенного, прежде всего, в структуре карбонатов. Появлением породе карбонатов контролируется фугитивностью кислорода и составом флюида. Например, гарцбургит (бескарбонатный перидотит) стабилен в мантии до глубин 70 и более километров в присутствии существенно водного флюида (рис. 1.118). Возрастание во флюиде углекислотной составляющей приведет к замещению оливина из гарцбургита энстатитом и магнезитом:

При дальнейшем увеличении содержания CO2 во флюиде сначала произойдет разложение энстатита с образованием тальк-магнезитового сланца:

а потом разложится тальк:

Таким образом, на заключительной стадии преобразования гарцбургита будет сформирована кварц-магнезитовая порода (рис. 1.119).
Рассмотренный пример показывает исключительно важную poль флюидов при формировании минерального состава пород. В caмом деле выясняется, что воздействие водно-углекислого флюида на парцбургит, не содержащий даже нормативного кварца, может привести к полной смене минерального парагенезиса вплоть до образования кварц-карбонатной породы (рис. 1.119).
Несмотря на более широкое поле P-T стабильности, распространенность кальцита (арагонита) в мантии, по всей видимости, меньше чем у магнезита. Связано это с валовым химическим составом мантии где содержание магния на порядок выше, чем у кальция (табл. 1.15). В субдуцирующих литосферных плитах кальций, наоборот, преобладает над магнием как в метабазитах, так и в метаосадках. Поэтому кальциевые карбонаты в парагенезисах субдуцирующих плит играют большую роль, чем в окружающей мантии. В целом же более низкотемпературные геотермы в погружающихся плитах способствуют стабилизации карбонатов и переносу их вплоть до глубин переходной зоны мантии (410-660 км).

Карбонаты являются породообразующими минералами ряда магматических пород. К их числу относятся, прежде всего, карбонатиты -существенно карбонатные интрузивные и эффузивные горные породы, образованные из мантийных расплавов. Наибольшее распространение имеют интрузивные карбонатиты, встречающиеся в сложных интрузивных (кольцевых) комплексах в ассоциации со щелочными породами преимущественно ультра-основного состава. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, феррокрабонатиты (анкеритовые, сидеритовые) и совсем редко - натровые карбонатиты. Последние известны только в лавах действующего вулкана Олдоиньо-Ленгаи в Танзании. Наряду с карбонатами наиболее распространенными минералами карбонатитов являются флогопит, диопсид, мелилит, апатит, перовскит, пирохлор. С карбонатитами связаны месторождения Nb, Ta, Th, Ti, Fe, Zr, REE, апатита, флогопита и др.
Карбонаты входят в число породообразующих минералов кимберлитов - семейства ультраосновных магматических горных пород, с которыми связаны месторождения алмазов. Многие исследователи обращают внимание на генетическую связь между первичными кимберлитовыми расплавами и карбонатитами.