Петрология, 2020, T. 28, № 2, стр. 150-183

ВВЕДЕНИЕ

Палеопротерозойский Мончетундровский базитовый массив является одним из крупнейших в Кольском регионе, занимая площадь около 130 км². Наряду с Мончеплутоном он входит в состав Мончегорского хромово-платинометально-медно-никелевого рудного района (рис. 1) и изучается на протяжении довольно длительного времени. Геологические исследования, начатые с середины прошлого столетия, в основном были направлены на поиски сульфидных медно-никелевых руд. Существует две точки зрения о принадлежности Мончетундровского массива к тому или иному интрузивному комплексу. Долгое время считалось, что Мончетундровский массив является частью позднеархейского габбро-анортозитового комплекса Главного хребта (Козлов и др., 1967; Юдин, 1980; Магматические …, 1985). Впоследствии были получены многочисленные изотопно-геохронологические свидетельства палеопротерозойского возраста пород верхней зоны Мончетундровского массива (Расслоенные …, 2004а; Баянова и др., 2010; Борисенко и др., 2015), однако мнение о его принадлежности к габбро-анортозитовому комплексу Главного хребта сохранялось (Расслоенные …, 2004а). Согласно другой точке зрения (Соколова, 1976; Шарков, 1971, 1980, 2006), массив является расслоенной интрузией и рассматривается в качестве верхней части единого с Мончеплутоном расслоенного Мончегорского комплекса.

Рис. 1.

Геологическая схема Кольского полуострова (а). 1 – палеозойские плутоны щелочных нефелиновых сиенитов: Хибинский (Х), Ловозерский (Л); 2 – палеопротерозойские рифтогенные структуры: Печенгская (П), Имандра-Варзугская (ИВ), Куолаярвинская (К); 3 – палеопротерозойские гранулитовые пояса: Лапландский (Л), Кандалакшско-Колвицкий (КК); 4 – позднеархейские зеленокаменные пояса: Колмозеро-Воронинский (КВ), Терско-Аллареченский (ТА). Схема геологического строения Мончетундровского массива и Мончеплутона (б). 1 – метадуниты и метагарцбургиты; 2 – палеопротерозойская Имандра-Варзугская рифтогенная структура: метабазальты, метаандезибазальты, метариолиты, метариодациты и метадациты, кварциты и сланцы пестрого состава; 3 – микроклин-плагиоклазовые граниты; 4 – расслоенные базитовые интрузии Имандровского комплекса; 5 – Островской массив, расслоенный от перидотитов до габброноритов; 6 – интрузия Чуна-тундра комплекса Главного хребта: анортозиты, лейкогаббро, габбронориты и лейконориты; 7 – Мончетундровский массив: (а) верхняя зона: метагаббро и метагаббронориты, (б) нижняя зона: нориты и ортопироксениты; 8 – кварцевое метагаббро массива 10-й аномалии; 9 – габбронориты и нориты массива оз. Морошковое; 10 – габбронориты массива Кириха; 11 – Мончеплутон: (а) жильные сульфидные Cu-Ni руды, (б) рудный пласт 330, (в) “критический” горизонт Нюда, (г) метагаббронориты массива предгорий Вуручуайвенч, (д) нориты и габбронориты, (е) ортопироксениты, (ж) переслаивание ортопироксенитов и гарцбургитов, (з) гарцбургиты, (и) дуниты; 12 – гнейсо-диориты и кварцевые гнейсо-диориты; 13 – неоархейский Терско-Аллареченский зеленокаменный пояс: амфиболиты, биотит-амфиболовые и биотитовые плагиосланцы; 14 – палео-неоархейские метаморфические и ультраметаморфические образования Кольского блока; 15 – разрывные нарушения; 16 – структурные скважины и их номера.

Следует отметить, что верхняя, сравнительно хорошо обнаженная зона Мончетундровского массива исследована достаточно полно (Расслоенные …, 2004а; Нерович и др., 2009; Кунаккузин и др., 2015а), тогда как нижняя зона изучена явно недостаточно и до последнего времени сведения о ней базировались на материалах бурения глубоких структурных скважин. В то же время она представляет значительный интерес в связи с обнаружением в последнее время в ее пределах малосульфидного платинометального месторождения Лойпишнюн, геологическое строение которого, геохимия элементов платиновой группы и минералогия платиновых металлов изучены достаточно хорошо (Чащин и др., 2018). Однако основные петрологические параметры становления этой рудоносной части Мончетундровского массива, а именно: состав породообразующих минералов, петро-геохимические характеристики пород, P-T условия кристаллизации, источники вещества и др. остались не исследованы. Для изучения этих вопросов, играющих важную роль, в том числе и в понимании процессов платинометального рудообразования, было предпринято исследование вещественного состава и изотопно-геохимических параметров пород НЗММ в его северо-восточной части, в районе малосульфидного платинометального месторождения Лойпишнюн.

ГЕОЛОГИЯ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ МОНЧЕТУНДРОВСКОГО МАССИВА

Геологическое положение, внутреннее строение и петрография пород

Мончетундровский массив расположен в центральной части Кольского региона, в зоне сочленения палео-неоархейского Кольского блока с неоархейским Терско-Аллареченским зеленокаменным поясом и палеопротерозойской Имандра-Варзугской рифтогенной структурой (рис. 1). В плане он имеет овальную форму протяженностью около 30 км при ширине 2–6 км, вытянутую в северо-западном направлении с погружением на юго-восток. По данным глубокого структурного бурения Мончетундровский массив в разрезе является пологой мульдой с падением трахитоидности и первичной полосчатости к ее центру (рис. 1). Вертикальная мощность сохранившейся части массива составляет около 2 км, а его верхняя часть и кровля эродированы. Северо-западная и северо-восточная части массива контактируют с глиноземистыми гнейсами, основными гранулитами и диоритами Кольского блока, а юго-западная – с амфиболитами, биотит-амфиболовыми и биотитовыми плагиосланцами неоархейского Терско-Аллареченского зеленокаменного пояса. Юго-восточная часть массива частично перекрыта кислыми метавулканитами арваренчской свиты с возрастом 2429 ± 6.6 млн лет (Вревский, 2011) палеопротерозойской Имандра-Варзугской рифтогенной структуры. Часть северо-восточного контакта Мончетундровского массива, в районе Пентландитового ущелья и далее на юго-восток, проходит с Мончеплутоном и маркируется Мончетундровским разломом (рис. 1).

Юго-восточное продолжение Мончетундровского массива получило собственное название – массив Южная Сопча (рис. 1). Следует отметить, что вопрос принадлежности этого массива к той или иной интрузии является предметом дискуссии. По мнению Т.Л. Гроховской с соавторами (Гроховская и др., 2012) он является частью Мончетундровского массива. Согласно другой точке зрения (Кнауф, Гусева, 2011; Sharkov, Chistyakov, 2012), рассматривается в составе единой интрузии южного обрамления Мончеплутона, включающей, помимо массива Южная Сопча, массивы Морошкового озера и Вуручуайвенч (рис. 1). Существует также мнение, что породы верхней зоны массива Южная Сопча близки к таковым Мончетундровского массива (Гроховская и др., 2012), тогда как нижней – имеют сходство с ортопироксенитами и норитами Мончеплутона (Рундквист и др., 2012; Pripachkin et al., 2016).

Во внутреннем строении Мончетундровского массива разными авторами выделяются две (Расслоенные …, 2004а), три (Нерович и др., 2009) или четыре (Шарков, 2006) зоны. Основные разногласия касаются объема выделения различных зон в верхней части массива, которые по вещественному составу пород между собой принципиально не различаются. Поэтому, учитывая, что строение верхней части массива в настоящей работе не рассматривается, нами для упрощения принято двучленное строение массива. В этом случае массив делится на нижнюю норит-ортопироксенитовую и верхнюю лейкогаббро-габброноритовую зоны.

В общем объеме Мончетундровского массива нижняя зона составляет около 20%. В центральной, осевой части массива ее разрез является наиболее полным и хорошо сохранившимся, достигая 450 м мощности. В основании нижней зоны залегают ортопироксениты и плагиоортопироксениты, которые выше по разрезу сменяются мезо-меланократовыми норитами. В юго-западном крыле мульды мощность НЗММ постепенно уменьшается до <50 м и срезается разломом (рис. 1). Геологическое строение НЗММ в северо-восточном борту мульды, в зоне, примыкающей к тектонической границе с Мончеплутоном (рис. 1), судя по данным структурных скважин М-1 и 753, а также многочисленных поисковых скважин, в отличие от центральной части гораздо сложнее (рис. 2, 3). В целом породы НЗММ в этой части Мончетундровского массива состоят из отдельных фрагментов мощностью от 1–10 до 50–250 м, прорванных габброидами верхней зоны (рис. 2, 3). Разрез НЗММ здесь характеризуется незакономерным чередованием ортопироксенитов и плагиоортопироксенитов мощностью от 2–3 до 50 и более метров с мезо-меланократовыми норитами мощностью 1–30 м. При этом расслоенность в них проявлена неотчетливо. Обычно эти породы связаны между собой постепенными переходами, зачастую в различной степени амфиболизированы и по вещественному составу сходны с аналогичными породами, вскрытыми структурными скважинами в осевой части массива.

Рис. 2.

Строение НЗММ по данным бурения структурных скважин: 753, по Н.Г. Добрыниной (1967 г.), 742, 765, по Х.Т. Шляховой (1972 г.) и М-1, по В.Н. Климентьеву (1999 г.), с упрощениями. 1 – дайки метадолеритов и метагаббро-долеритов; 2 – микроклин-плагиоклазовые граниты; 3 – амфиболиты: (а) роговообманковые, (б) гранатсодержащие, (в) тремолитовые; 4, 5 – породы Мончетундровского массива: 4 – верхняя зона: метагаббро и метагаббронориты мезо-лейкократовые средне-крупнозернистые, 5 – нижняя зона: (а) нориты, (б) ортопироксениты и плагиоортопироксениты; 6 – дуниты (а) и гарцбургиты (б); 7 – гнейсо-диориты и кварцевые диориты; 8 – плагиогнейсы: (а) ставролит-гранат-биотитовые, (б) биотит-амфиболовые; 9 – геологические границы: (а) достоверные, (б) фациальные.

Рис. 3.

Схема геологического строения малосульфидного платинометального месторождения Лойпишнюн и разрезы по скважинам МТ-3, МТ-25, МТ-69 и МТ-72, по М.С. Люлько (2007 г.), с упрощениями и изменениями. 1 – дайки метадолеритов: (а) вне масштаба, (б) в масштабе разрезов; 2 – дуниты; 3, 4 – Мончетундровский массив: 3 – средне-крупнозернистые лейкогаббро и метагаббронориты верхней зоны, 4 – нориты (а) и ортопироксениты (б) нижней зоны; 5 – гнейсы ставролит-гранат-биотитовые; 6 – геологические границы фациальные; 7 – разрывные нарушения; 8 – скважины и их номера.

Ортопироксениты НЗММ представляют собой породы мелко-среднезернистого сложения, состоящие из идиоморфных кристаллов ортопироксена (кумулус), по краям зерен слабо замещенных бесцветным тремолитом (до 5 об. %), реже хлоритом (до 1–3 об. %) (рис. 4а). Иногда в ортопироксенитах содержится интеркумулусный плагиоклаз в количестве до 2–3 об. %. В качестве второстепенного минерала присутствует ксеноморфный клинопироксен, в акцессорных количествах – карбонат и титаномагнетит. Плагиоортопироксениты внешне ничем не отличаются от ортопироксенитов и установлены при микроскопическом изучении. От ортопироксенитов они отличаются повышенным содержанием интеркумулусного плагиоклаза (до 10–15 об. %) среди идиоморфных и субидиоморфных кристаллов ортопироксена (рис. 4б), содержащего тонкие келифитовые каймы тремолита. Мезо- и меланократовые нориты включают две разновидности: среднезернистые (рис. 4в) и крупнозернистые (рис. 4г), которые, как будет показано ниже, различаются по химическому составу. Обычно они состоят из идиоморфных и субидиоморфных кристаллов слабо амфиболизированного (до 10 об. % тремолита) ортопироксена (40–60 об. %), субидиоморфных и ксеноморфных зерен плагиоклаза (30–50 об. %) (рис. 4в, 4г) и содержат редкие зерна ксеноморфного клинопироксена, а также биотита, титаномагнетита, рутила, кварца, апатита и сульфидов. В некоторых случаях нориты интенсивно амфиболизированы, иногда (пробы 72102, 69100) в значительной степени карбонатизированы.

Рис. 4.

Фотографии шлифов типичных пород НЗММ: (а) – ортопироксенит (шлиф 69088), (б) – плагиоортопироксенит (шлиф 69140), (в) – норит I группы (шлиф 72089), (г) – норит II группы (шлиф 72048). Здесь и на рис. 6, 14 и 17 символы минералов по (Whitney, Evans, 2010).

Верхняя зона Мончетундровского массива составляет около 80% от его объема при вертикальной мощности от 500 до 1400 м (рис. 1). Она представлена мезократовыми среднезернистыми, реже крупнозернистыми, интенсивно амфиболизированными лейкократовыми габброноритами массивной, участками трахитоидной, текстуры и крупнозернистыми лейкогаббро, реже анортозитами, обычно залегающими в верхней части разреза. В осевой части массива разрез габброидов обычно однороден, иногда среди них встречаются прослои (ксенолиты) пород нижней зоны (скв. 765, инт. 1040–1170 м, рис. 2) и тремолитовых амфиболитов мощностью 25 м (скв. 742, рис. 2). В северо-восточной части массива разрез этой зоны, вскрытый скважиной M-1, включает два интервала: 0–755 и 1034–1770 м (рис. 2). Первый сложен преимущественно средне-крупнозернистым массивным лейкогаббро, иногда трахитоидным, с редкими маломощными прослоями габброноритов и анортозитов, а также редкими прослоями троктолитов. Второй интервал представлен, главным образом, средне-крупнозернистыми мезо- и лейкократовыми метагаббро, реже метагабброноритами (рис. 2). Среди них встречаются прослои (ксенолиты) норитов и мелкозернистых гранатсодержащих меланократовых амфиболитов неясной природы, а также кварцевых амфиболовых, реже гиперстеновых, диоритов, являющихся, вероятно, ксенолитами фундамента (рис. 2). Ниже по разрезу скв. М-1 (инт. 1850–2100 м) габброиды встречаются в виде маломощных жил в преобладающих норитах и плагиоортопироксенитах нижней зоны (рис. 2). При этом в отдельных случаях отмечается цементация габброидами обломков меланоноритов (Расслоенные …, 2004а). Секущий характер соотношений между габброидами верхней зоны и породами нижней подтверждается многочисленными примерами в обнажениях массива Южная Сопча (Рундквист и др., 2012). Приведенные факты с высокой степенью достоверности свидетельствуют о фазовых соотношениях между породами нижней и верхней зон Мончетундровского массива.

В пределах как нижней, так и верхней зон массива встречаются многочисленные линзовидно-пластовые тела дунитов, реже гарцбургитов, в той или иной степени серпентинизированных, мощностью до 50 м. Так, по разрезу скв. 753 вскрыто около 40 подсечений ультрабазитов, которые группируются в 20 самостоятельных тел, секущих как породы НЗММ, так и габброиды верхней зоны (рис. 2). Они не коррелируют друг с другом по разрезу скважин и занимают различное положение в разрезе НЗММ. В нижней части разреза скв. М-1 вскрыто более мощное однородное тело таких пород, залегающее на границе между диоритами фундамента и вышеописанной зоны чередования пород верхней и нижней зон массива (инт. 2100–2350 м) (рис. 2). В целом ультрабазиты, скорее всего, являются более молодыми образованиями относительно пород нижней и верхней зон Мончетундровского массива и по этой причине они исключены из дальнейшего рассмотрения.

Кроме того, породы обеих зон массива содержат ксенолиты ставролит-гранат-биотитовых плагиогнейсов мощностью около 10 м, а также секутся многочисленными дайками метадолеритов (рис. 2, 3).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Все пробы для аналитических исследований, в том числе геохронологические, были отобраны из керна поисковых скважин, пробуренных в пределах месторождения малосульфидных платинометальных руд Лойпишнюн. Положение этих скважин показано на рис. 3, а глубины отбора проб и характеристики пород приведены в табл. 1.

Анализ петрогенных компонентов (полный силикатный анализ) выполнен в химико-аналитической лаборатории Геологического института КНЦ РАН (г. Апатиты) под руководством Л.И. Константиновой. Для определения компонентов применялись следующие методы: атомно-абсорбционный пламенный (Si, Al, Fe, Mg, Ca, Mn), эмиссионный пламенный (Na, K), фотоколориметрический (Ti), весовой (П.п.п., H₂O^–) и объемный (CO₂, FeO).

Химический состав породообразующих минералов изучался рентгеноспектральным методом на электроннозондовом микроанализаторе Cameca MS-46 при ускоряющем напряжении 22 кВ и силе тока зонда 30–40 нА. В качестве эталонов использовались искусственные и природные соединения: Si, Ca (волластонит), Al (Y₃Al₅O₁₂), Na, Ti (лоренценит), Mg (форстерит), Fe (гематит), Mn (MnCO₃) и K (вадеит).

Содержание элементов-примесей определено в ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург) с помощью ICP-MS анализа на квадрупольном масс-спектрометре NexION 300S (Perkin Elmer, США). Микроволновое разложение проб осуществлялось смесью кислот HCl + HNO₃ + HF c использованием системы Berghof Speedwave MWS 3+. Точность определения элементов контролировалась с помощью сертифицированных образцов базальта BCR-2 и андезита AGV-2 (USGS). Полученные концентрации редких, рассеянных и редкоземельных элементов удовлетворительно согласуются с аттестованными величинами с допустимым отклонением в пределах 15%. Погрешности определения элементов составили (отн. %): 24 (Cr, Ni, Co, Cu, V, Ba, Sr), 30 (Rb), 41 (РЗЭ), 50 (Zr), 60 (Y, Hf, Ta, Nb, Th, U).

Цирконы для U-Pb изотопных исследований, а также породообразующие минералы и сульфиды для Sm-Nd изотопных исследований были выделены в лаборатории сепарации вещества и первичной обработки проб Геологического института КНЦ РАН под руководством Л.И. Коваль по стандартной методике сепарации с помощью электромагнитов различной мощности и тяжелых жидкостей.

Изотопное U-Pb датирование единичных цирконов осуществлялось в лаборатории геохронологии и изотопной геохимии Геологического института КНЦ РАН на семиканальном масс-спектрометре Finnigan MAT-262 с использованием искусственного трассера ²⁰⁵Pb по методике, изложенной в работах (Баянова и др., 2007; Bayanova et al., 2014).

Измерения концентраций Sm и Nd, а также изотопного состава Nd проводились на семиканальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan-MAT 262 (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент. Ошибка в ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношениях составляет 0.3% (2σ) – среднее значение из семи измерений в стандарте BCR. Погрешность измерения изотопного состава Nd в индивидуальном анализе – 0.004%; для минералов с низкими концентрациями Nd и Sm – до 0.017%. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd равно 0.3 нг и по Sm – 0.06 нг. Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ±0.5%. Изотопные отношения были нормализованы по отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219, а затем пересчитаны на отношение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте La Jolla, равное 0.511860. Вычисление параметров изохрон проводилось с помощью программного комплекса ISOPLOT (Ludwig, 2008).

МИНЕРАЛОГИЯ

Полученные результаты определения химического состава породообразующих минералов приведены в табл. 2–4 и показаны на рис. 5, 6. Ортопироксен является главным породобразующим минералом в породах НЗММ. Он образует в основном идиоморфные кристаллы призматической и таблитчатой формы размером 0.5–3 мм, зачастую резорбированные и окруженные тонкой келифитовой каймой бесцветного тремолита. По химическому составу, согласно классификации Н. Моримото (Morimoto, 1988), все ортопироксены относятся к энстатиту, при этом отмечается отчетливая зависимость их состава от основности пород, что свидетельствует о наличии скрытой расслоенности в породах НЗММ. Так, наиболее магнезиальными являются ортопироксены из ортопироксенитов с узкими вариациями состава (En_71–81), тогда как из плагиоортопироксенитов и норитов они характеризуются более низкими величинами энстатитовой молекулы и весьма широкими колебаниями состава: (En_59–78) и (En_57–73) соответственно (табл. 2, рис. 5). Ортопироксены из ортопироксенитов и плагиоортопироксенитов НЗММ довольно однородны по содержаниям Al и Ca (0.92–1.23 мас. % Al₂O₃ и 1.60–2.11 мас. % CaO), тогда как в норитах разброс составов становится значительно большим (0.55–1.20 мас. % Al₂O₃ и 0.29–2.04 мас. % CaO) (табл. 2, рис. 5а, 5б). Содержание Cr₂O₃ в ортопироксенах закономерно снижается от 0.20–0.49 мас. % в ортопироксенитах и 0.05–0.36 мас. % в плагиоортопироксенах до 0.13 мас. % в норитах (табл. 2, рис. 5в).

Рис. 5.

Составы ортопироксенов из пород Мончетундровского массива и Мончеплутона на диаграммах: (а) En–Al₂O₃, (б) En–CaO, (в) Al₂O₃–Cr₂O₃ и (г) FeO– MnO. Составы ортопироксенов из ортопироксенитов и норитов Мончеплутона по (Анализы…, 1983; Докучаева, 1974, 1979; Козлов, 1973; Дистлер и др., 1988), из пород верхней зоны Мончетундровского массива по (Чащин, 1999).

Рис. 6.

Морфология и изображения зерен ортопироксена в обратно отраженных электронах из (а) ортопироксенитов (шлиф 69132) и (б) плагиоортопироксенитов (шлиф 69140) с графиками микрозондового профилирования.

Зональность в ортопироксенитах отсутствует. Она не проявлена при их изображении в обратно отраженных электронах и не выражена в результатах химических анализов из разных частей зерен (табл. 2). Микрозондовое профилирование зерен ортопироксенов из ортопироксенитов и плагиоортопироксенитов показало, что они имеют гомогенный состав (рис. 6) и только в ортопироксене из плагиоортопироксенитов наблюдается несущественное снижение содержания MgO по направлению к краям зерна (рис. 6б). Это свидетельствует о значительной длительности остывания родоначального расплава НЗММ и, соответственно, медленной скорости кристаллизации слагающих ее пород.

Сравнение состава ортопироксенов из пород НЗММ с таковыми Мончеплутона показало, что последние являются гораздо более глиноземистыми, в большинстве случаев – более магнезиальными, а в ряде случаев – более хромистыми и кальциевыми (рис. 5). Характерно, что в ортопироксенах НЗММ и Мончеплутона содержания Mn и Fe имеют положительную корреляцию между собой, укладываясь в единый тренд (рис. 5г). Ортопироксены из крупнозернистых габброноритов верхней зоны Мончетундровского массива, несмотря на ограниченность имеющихся данных, демонстрируют в целом низкие содержания глинозема и повышенные – марганца (рис. 5).

Клинопироксен встречается в виде редких ксеноморфных зерен размером 1–2 мм в ортопироксенитах, плагиоортопироксенитах и норитах. По химическому составу, согласно существующей классификации Н. Моримото (Morimoto, 1988), данный клинопироксен относится к авгиту (En_41–48Fs_9–22Wo_38–43) с весьма широкими вариациями ферросилитовой молекулы (табл. 3). Кроме того, для его состава характерно стабильное содержание глинозема (1.64–1.97 мас. % Al₂O₃), низкие содержания Ti и Na, резко переменные – Cr (табл. 3).

Плагиоклаз развит в виде редких ксеноморфных зерен в ортопироксенитах, его количество и, соответственно, степень идиоморфизма возрастают в плагиоортопироксенитах (до 10%) и, наряду с ортопироксеном, он является одним из главных минералов в норитах, образуя субидиоморфные зерна размером 1–3 мм, зачастую полисинтетически сдвойникованные (рис. 4в, 4г). По химическому составу плагиоклаз соответствует лабрадору (An_57–68) и битовниту (An_71–79) (табл. 4), при этом зависимости состава плагиоклаза от основности пород не обнаружено.

P-T УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ПОРОД

Результаты изучения химического состава орто- и клинопироксенов из пород НЗММ были использованы для оценки P-T параметров минеральных равновесий. Для этих целей применялись следующие термометры: ортопироксеновый (Brey, Köhler, 1990), клинопироксеновый (Nimis, Taylor, 2000) и двупироксеновые (Перчук, 1977а; Mori, Green, 1978; Bertrand, Mercier, 1985; Brey, Köhler, 1990), а также ортопироксеновые геобарометры (Перчук, 1977б; Mercier, 1980). Необходимо отметить, что двупироксеновый геотермометр П. Бертрана и Ж.-К. Мерсье показал несколько завышенные величины температур по сравнению с остальными довольно удовлетворительно согласующимися между собой двупироксеновыми геотермометрами. Полученные результаты приведены в табл. 5.

По ортопироксеновому геотермометру Дж.П. Брея и Т. Кохлера (Brey, Köhler, 1990), основанному на содержании Ca в ортопироксене, получены в целом весьма выдержанные значения, варьирующие от 1051 до 1249°С, в среднем – 1189°С. Исключение составляют три пробы метаноритов, в реликтах ортопироксена которых определено весьма низкое содержание Ca (0.29–0.59 мас. %). Полученные по ним температуры варьируют от 767 до 897°С (табл. 5) и составляют в среднем 822°C, отражая условия метаморфического преобразования пород. Таким образом, можно предположить, что кристаллизация кумулусного ортопироксена происходила при температуре около 1200°С (ликвидус). Клинопироксен в породах НЗММ, являясь интеркумулусным минералом, согласно данным клинопироксенового термометра П. Нимиса и У.P. Тейлора (Nimis, Taylor, 2000), образовался после кристаллизации ортопироксена на позднемагматическом этапе при температуре в среднем около 1050°С (табл. 5). По результатам двупироксеновой термометрии температурное равновесие между сосуществующими орто- и клинопироксенами установилось при ~1000°С (солидус) (табл. 5).

Использование имеющихся данных по составу ортопироксенов и клинопироксенов из пород верхней зоны Мончетундровского массива (Чащин, 1999) для оценки P-T условий их образования с применением тех же геотермометров показало, что они кристаллизовались в температурном интервале от 900 до 1050°С, в среднем около 980°С, что сопоставимо с температурой солидуса пород НЗММ.

Для сравнения определена температура кристаллизация пород Мончеплутона, сходных по составу с породами НЗММ (ортопироксенитов и норитов), с использованием имеющихся литературных данных по химическому составу ортопироксенов (Анализы …, 1983; Докучаева, 1974; 1979; Козлов, 1973; Дистлер и др., 1988). Согласно расчетам по ортопироксеновому геотермометру Дж.П. Брея и Т. Кохлера (Brey, Köhler, 1990), она протекала при 1191–1296°С, в среднем – 1230 ± 35°С, что несколько выше температуры ликвидуса пород НЗММ.

Значения давления по ортопироксеному геобарометру Л. Перчука (Перчук, 1977б), основанному на зависимости содержания глинозема в ортопироксене от давления, варьируют в довольно широком диапазоне: от 5.3 до 8.3 кбар, составляя в среднем 6.2 кбар (табл. 5). Согласно данным ортопироксенового геобарометра Ж.-K. Мерсье (Mercier, 1980), рассчитываемого по валовому химическому составу минерала, величины давления изменяются в основном от 4.8 до 6.2 кбар, в среднем – 5.1 кбар (табл. 5). Исключение составляют три пробы с низким содержанием Ca, в которых определены и более низкие, почти в два раза ниже, чем в большинстве проб, величины давления – 2.8–3.3 кбар, в среднем около 3.0 кбар (табл. 5). Исходя из предположения, что полученное давление является литостатическим, можно констатировать, что кристаллизация основного объема пород НЗММ протекала на глубине около 20 км, тогда как вторичные изменения происходили на глубине около 10 км.

Согласно полученным данным расчетов давления, кристаллизация пород верхней зоны Мончетундровского массива происходила в среднем при 7.5 кбар (Перчук, 1977б), т.е. в целом сопоставимых с данными для пород НЗММ. Для пород Мончеплутона результаты определения давления показали значения 3.0 кбар (Перчук, 1977б), что гораздо ниже таковых для пород НЗММ и свидетельствует о том, что кристаллизация основной массы пород Мончеплутона происходила в малоглубинных условиях.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОД

Химический состав ортопироксенитов, плагиоортопироксенитов и норитов, принимающих участие в строении НЗММ, приведен в табл. 6 и показан на рис. 7–11. Ортопироксениты характеризуются наиболее высокими содержаниями магния и кремнезема (MgO = 26.20–29.35 мас. % и SiO₂ = 53.70–54.01 мас. %), низкими – глинозема (Al₂O₃ = 2.22–3.82 мас. %), титана (TiO₂ =  0.14–0.18 мас. %), кальция (CaO = 2.54–3.76 мас. %) и суммой щелочей (Na₂O + K₂O = 0.27–0.39 мас. %), слабыми вариациями содержания железа (FeO_tot = = 9.13–10.08 мас. %) при низкой доле окисного железа (табл. 6, рис. 7). На диаграмме Al₂O₃–(Fe₂O₃ + FeO + TiO₂)–MgO они располагаются в полях ультрамафитовых и мафитовых коматиитов (рис. 8а) и относятся к толеитовой серии (рис. 8б). Для ортопироксенитов характерно повышенное содержание Cr (1673–2447 г/т) при сравнительно узких диапазонах содержаний V (47–54 г/т), Ni (248–286 г/т) и Co (56–63 г/т) (табл. 6, рис. 9).

Рис. 7.

Бинарные диаграммы MgO–оксиды для пород НЗММ в сопоставлении с аналогичными по составу породами НЗММ в осевой части Мончетундровского массива и Мончеплутона. 1 – породы НЗММ в районе месторождения Лойпишнюн: (а) ортопироксениты, (б) плагиоортопироксениты, (в) нориты I группы, (г) нориты II группы; 2 – средний состав пород НЗММ; 3, 4 – породы НЗММ, вскрытые глубокими структурными скважинами, по данным производственных организаций: 3 – в осевой части массива (скв. 742 и 765), 4 – в северо-восточной части массива (скв. 753): (а) ортопироксениты, (б) нориты; 5 – поля составов пород Мончеплутона по (Химические …, 1982) и данным производственных организаций: (а) перидотиты, (б) ортопироксениты, (в) нориты; 6 – поля химических составов архейских коматиитов по (Arndt et al., 2008; Sossi et al., 2016); 7 – поля химических составов фанерозойских бонинитов по (Hickey, Frey, 1982; Pearce et al., 1992).

Рис. 8.

Положение пород НЗММ на диаграммах MgO–(Fe₂O₃ + FeO + TiO₂)–Al₂O₃ (а) и AFM (б). Условные обозначения см. рис. 7.

Рис. 9.

Диаграммы соотношений содержаний MgO с Cr (а), Ni (б), Co (в) и V (г), FeO_tot с Co (д) и V (e) и TiO₂ с V (ж) для пород НЗММ. Линии – тренды вариаций состава пород со значениями коэффициентов корреляции. Поля химических составов фанерозойских бонинитов по (Hickey, Frey, 1982; Pearce et al., 1992), архейских коматиитов по (Sossi et al., 2016) и из базы данных http://georoc.mpch-mainz.dwdg.de/georoc/. Условные обозначения см. рис. 7.

Рис. 10.

Спектры распределения редкоземельных элементов в породах НЗММ, нормированных на хондрит С1, по (McDonough, Sun, 1995): (а) ортопироксениты и плагиоортопироксениты, (б) нориты и метанориты. Условные обозначения см. рис. 7.

Рис. 11.

Спектры распределения элементов-примесей в породах НЗММ, нормированных на примитивную мантию, по (McDonough, Sun, 1995): (а) ортопироксениты и плагиоортопироксениты, (б) нориты и метанориты. Условные обозначения см. рис. 7.

Для ортопироксенитов характерен относительно низкий уровень накопления РЗЭ с суммарными содержаниями РЗЭ от 2.0 до 4.7 г/т (табл. 6). Редкоземельные спектры этих пород имеют слабый отрицательный наклон в области ЛРЗЭ при концентрациях, составляющих 0.8–2.2 относительно хондрита, и почти прямые линии в интервале от Gd до Lu с концентрациями, составляющими 0.5–1.9 относительно хондрита (рис. 10а). Это отражается в низких значениях параметра (Ce/Sm)_N = 1.59–1.88 и близких к единице величинах (Gd/Yb)_N = 0.83–0.94 (табл. 6). В большинстве проб ортопироксенитов присутствуют весьма слабые положительные европиевые аномалии: (Eu/Eu*)_N = 1.05–1.09 (табл. 6, рис. 10а).

Для распределения элементов-примесей в ортопироксенитах, нормированных относительно примитивной мантии, характерны повышенные содержания Rb и Ba, хорошо выраженные отрицательные аномалии Ta и Nb, более слабой интенсивности – Zr и Y, резкие положительные – Sr и менее проявленные – Ti (рис. 11а).

Плагиоортопироксениты по химическому составу характеризуются более низкой, чем в ортопироксенитах, концентрацией магния (MgO = 18.04–21.52 мас. %) и более высокими содержаниями глинозема (Al₂O₃ = 3.78–7.09 мас. %), титана (TiO₂ = 0.18–0.38 мас. %), кальция (CaO = 3.19–5.45 мас. %), щелочей (Na₂O+K₂O = 0.48–0.91 мас. %) и железа (FeO_tot = 9.90–17.45 мас. %) при повышенной, по сравнению с ортопироксенитами, доле окисной составляющей в нем (табл. 6, рис. 7). Содержание кремнезема в них в целом заметно ниже, чем в ортопироксенитах (SiO₂ = 50.10–53.18 мас. %, табл. 6). На диаграмме Al₂O₃–(Fe₂O₃ + + FeO + TiO₂)–MgO точки составов плагиоортопироксенитов располагаются в поле базальтовых коматиитов (рис. 8а) и относятся к толеитовой серии (рис. 8б). Плагиоортопироксениты характеризуются гораздо более низким, чем ортопироксениты, содержанием Cr, в основном в пределах 269–482 г/т. Исключение составляет проба 69140, где содержание Cr достигает 1049 г/т (табл. 6). Содержания Ni, Co и V превышают таковые в ортопироксенитах и составляют 63–124, 278–552 и 54–81 г/т соответственно (табл. 6, рис. 9).

Суммарное содержание РЗЭ в плагиоортопироксенитах варьирует в диапазоне 5.6–13.3 г/т (табл. 6), что заметно выше, чем в ортопироксенитах. Соответственно, хондрит-нормализованное распределение РЗЭ в плагиоортопироксенитах характеризуется более высоким уровнем по сравнению с ортопироксенитами, в 1.6–9 раз превышая их концентрации в хондрите. Графики РЗЭ в основном имеют более крутой отрицательный наклон в области ЛРЗЭ, что отражается в повышенных значениях параметра (Ce/Sm)_N = 1.45–2.54 и слабо вогнутый характер в области ТРЗЭ, который отражается низкими величинами параметра (Gd/Yb)_N = 0.66–0.90 (табл. 6). В плагиопироксенитах присутствуют как слабо положительные, так и отрицательные аномалии Eu: (Eu/Eu*)_N = 0.75–1.19 (табл. 6, рис. 10а).

Графики нормированных на примитивную мантию содержаний элементов-примесей в плагиоортопироксенитах характеризуются теми же особенностями, что и в ортопироксенитах, за исключением более резкого накопления Rb и Ba, а также наличия слабо и умеренно положительных аномалий U (рис. 11а).

Нориты и метанориты по химическому составу подразделяются на две группы (табл. 6). В группу I входят в основном среднезернистые нориты и метанориты, которые характеризуются относительно пониженными содержаниями кремнезема (SiO₂ = 48.39–51.38 мас. %), титана (TiO₂ = 0.15–0.16 мас. %) и железа (FeO_tot = 8.51–10.68 мас. %), умеренным суммарным количеством РЗЭ – 5.0–7.8 г/т, в 2–5 раз превышая их концентрации в хондрите (табл. 6). Они характеризуются хорошо выраженным отрицательным наклоном в области ЛРЗЭ, что отражается в величине параметра (Ce/Sm)_N = 1.67–2.17, а также как положительным, так и слабо отрицательным наклоном графика в области ТРЗЭ, что подчеркивается изменчивостью величины (Gd/Yb)_N = 0.68–1.11 (табл. 6, рис. 10б). Эта группа норитов выделяется отчетливой положительной Eu-аномалией с величиной (Eu/Eu*)_N = 1.52–1.58 (табл. 6, рис. 10б). На мультиэлементной диаграмме для них характерны хорошо выраженные отрицательные аномалии Ta, Nb и Th, а также резко положительные аномалии Rb, Ba и Sr (рис. 11б).

Ко II группе норитов и метаноритов относятся преимущественно крупнозернистые разновидности, которые от норитов I группы отличаются более высокими содержаниями кремнезема (SiO₂ = = 51.69–52.74 мас. %), титана (TiO₂ = 0.37–0.75 мас. %), железа (FeO_tot = 11.34–16.67 мас. %), РЗЭ и их суммарного количества (27.3–36.8 г/т), а также элементов-примесей. Концентрации РЗЭ в них превышают таковые в хондрите в 4–30 раз. Нориты II группы характеризуются весьма контрастным фракционированием РЗЭ, что отражается в крутом отрицательном наклоне спектра ЛРЗЭ и подчеркивается повышенной величиной (Ce/Sm)_N = 1.79–2.54 (табл. 6). В области ТРЗЭ графики норитов II группы имеют как ровный, “плоский” характер, так и весьма отчетливо выпуклый, что характеризуется параметром (Gd/Yb)_N = 1.02–1.55 (табл. 6). Отличительной особенностью пород этой группы является наличие как слабых, так и умеренных отрицательных Eu-аномалий: (Eu/Eu*)_N = 0.69–0.97 (табл. 6, рис. 10б). Кроме того, нориты II группы отличаются от таковых I группы пониженным содержанием Cr, но повышенным – V (табл. 6, рис. 9а, 9г), а также слабой положительный аномалией Sr при отсутствии аномалий Rb, Ba и Th (рис. 11б).

На треугольной диаграмме Al₂O₃–(Fe₂O₃ + + FeO + TiO₂)–MgO обе группы норитов располагаются в основном в полях базальтовых коматиитов (рис. 8а) и относятся к толеитовой серии (рис. 8б).

Одной из особенностей пород НЗММ является высокая положительная корреляция содержания V c Ti, что свидетельствует об изоморфном вхождении ванадия в оксидную титаномагнетитовую минерализацию (рис. 9ж). Кроме того, для них характерны весьма широкие вариации содержания Cu, максимальные из них определены в норитах I группы (2149 г/т, проба 72089, табл. 6), что отражает присутствие в них сульфидной (халькопиритовой) минерализации.

ИЗОТОПНОЕ U-Pb ДАТИРОВАНИЕ

Материалами для изотопного датирования послужили дубликаты дробления керновых проб фракции ≤2 мм поисковых скважин МТ-3 и МТ-25, пробуренных в районе платинометального месторождения Лойпишнюн (рис. 3). Полученные результаты U-Pb датирования представлены в табл. 7 и показаны на рис. 12, 13. Из ортопироксенита НЗММ (проба МТ-3 весом 101 кг, инт. 172.2–229.0 м, рис. 3) выделено 2 мг циркона трех морфотипов (табл. 7, рис. 12). Первая разновидность представлена обломками полупрозрачных, призматических, слабо корродированных кристаллов светло-желтого цвета размером 190 × 100 мкм. При изображении в обратно отраженных электронах в них наблюдаются минеральные включения, внутрифазовая неоднородность и тонкая краевая кайма (рис. 12а). Вторая разновидность циркона характеризуется обломками прозрачных, призматических кристаллов коричневого цвета размером 110 × 80 мкм со сглаженными гранями и слабо проявленной неоднородностью при изображении в обратно отраженных электронах (рис. 12б). Третья разновидность циркона представлена прозрачными кристаллами светло-коричневого цвета призматической формы со сглаженными гранями размером 160 × 120 мкм. При изображении в обратно отраженных электронах в них наблюдаются минеральные включения и слабо выраженная зональность (рис. 12в).

Рис. 12.

Морфология цирконов при изображении в обратно отраженных электронах из ортопироксенитов (а–в) и норитов (г–е) НЗММ.

Рис. 13.

Изотопные U-Pb диаграммы с конкордией для единичных цирконов из пород НЗММ: (а) ортопироксенита, проба МТ-3; (б) норита, проба МТ-25.

Дискордия, построенная по этим трем морфологическим разновидностям, образует верхнее пересечение с конкордией в точке с возрастом 2496.3 ± 2.7 млн лет (рис. 13а), который интерпретируется как время кристаллизации ортопироксенитов НЗММ. Нижнее пересечение дискордии с конкордией – 382 ± 15 млн лет отражает нарушение U-Pb системы за счет флюидно-термального воздействия на породу в процессе палеозойской тектоно-магматической активизации, широко проявленной в регионе (Kramm et al., 1993; Баянова, 2004).

Из норита НЗММ (проба МТ-25 весом 35 кг, инт. 104.1–117.85 и 129.85–138.6 м, рис. 3) выделено 4 мг циркона трех морфотипов (табл. 7, рис. 12). Первая разновидность циркона представлена обломками прозрачных, длиннопризматических кристаллов темно-коричневого цвета размером 160 × 80 мкм. При изображении в обратно отраженных электронах в них наблюдается хорошо выраженная зональность (3, 4 зоны) и минеральные включения (рис. 12г). Конкордантный U-Pb возраст этих цирконов равен 2500 ± 2 млн лет (рис. 13б), который интерпретируется как время кристаллизации норитов НЗММ. Вторая разновидность циркона представлена обломками прозрачных, длиннопризматических кристаллов светло-коричневого цвета размером 190 × 65 мкм с хорошо проявленной зональностью (2, 3 зоны) при изображении в обратно отраженных электронах (рис. 12д). Конкордантный U-Pb возраст этой разновидности цирконов составляет 2060 ± 10 млн лет (рис. 12б) и отражает время проявления тектонических событий, предшествующих свекофеннской орогении, и близок времени формирования Мончетундровского разлома (Шарков, 2006). Третья разновидность циркона характеризуется уплощенными, корродированными, прозрачными кристаллами бледно-желтого цвета призматической формы размером 140 × 60 мкм. При изображении в обратно отраженных электронах в них наблюдается зональность и внутрифазовая неоднородность (рис. 12е). По ним получен конкордантный возраст, соответствующий 1900 ± 15 млн лет (рис. 13б), который характеризует заключительный этап свекофеннской орогении (Балтыбаев, 2013), проявленный в Кольском регионе в виде гранулитового метаморфизма в Лапландском и Кандалакшско-Колвицком поясах.

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ Sm-Nd ДАННЫЕ

Результаты исследований представлены в табл. 8 и на рис. 14. По ортопироксенитам НЗММ (проба МТ-3, инт. 172.2-229.0 м) получен минеральный изохронный Sm-Nd возраст, равный 2452 ± 85 млн лет (рис. 14). Ортопироксениты имеют положительное значение ε_Nd(T) = +1.7 и модельный возраст протолита исходной магмы – 2.76 млрд лет (табл. 8). Полученный Sm-Nd возраст в пределах ошибок измерений близок к U-Pb изотопной датировке.

Рис. 14.

Минеральная Sm-Nd изохрона для ортопироксенита НЗММ (проба МТ-3).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Корреляция НЗММ с Мончеплутоном и массивом Южная Сопча

По химическому составу ортопироксениты, плагиоортопироксениты и нориты, развитые в северо-восточной части Мончетундровского массива (месторождение Лойпишнюн и скв. 753) полностью сходны как между собой, так и с аналогичными породами в осевой части массива (скв. 742 и 765), структурное положение которых однозначно свидетельствует о принадлежности их к НЗММ (рис. 1). Для эволюции химического состава этих пород характерны общие закономерности, которые выражаются в снижении содержаний магния и возрастании содержаний глинозема, железа, кальция и щелочей по мере снижения основности пород. В этом же ряду содержание титана в породах меняется слабо с незначительной тенденцией к возрастанию (рис. 7).

Таким образом, несмотря на значительное инъецирование ассоциации пород НЗММ в северо-восточной части Мончетундровского массива габброидами верхней зоны, зачастую нарушающими их нормальную литологическую последовательность, они сохраняют все типовые петрохимические признаки пород нижней зоны, что свидетельствует о правомерности отнесения изученной ассоциации пород к НЗММ.

По химическому составу изученные породы НЗММ демонстрируют хорошее сходство и с аналогичными породами Мончеплутона (рис. 7, 8). В частности, фигуративные точки составов пород НЗММ полностью находятся в полях, соответствующих породам Мончеплутона, за исключением отдельных проб НЗММ с более высоким содержанием железа (рис. 7). По спектру хондрит-нормализованного распределения РЗЭ ортопироксениты НЗММ в целом близки ортопироксенитам массива Ниттис Мончеплутона, отличаясь от такового массива Сопча более низким уровнем содержаний ЛРЗЭ (рис. 10а). По распределению элементов-примесей на мантийно-нормализованных диаграммах ортопироксениты НЗММ и Мончеплутона вполне сопоставимы друг с другом, за исключением положительных аномалий Ba и Ta в ортопироксенитах массива Сопча, а также менее интенсивных отрицательных аномалий Nb и Ta в ортопироксенитах массива Ниттис (рис. 11а). По распределению как РЗЭ, так и большинства элементов-примесей весьма близки между собой плагиоортопироксениты НЗММ и метапироксениты массива Южная Сопча (рис. 10а, 11а).

По спектру РЗЭ нориты I группы НЗММ хорошо сопоставимы с норитами массива Нюд, отличаясь от них более низким уровнем накопления ЛРЗЭ (рис. 10б). Также близки между собой эти породы и по распределению большинства элементов-примесей, в том числе по положительной аномалии Sr и отрицательным аномалиям Ta и Nb. Исключение составляют повышенные содержания Zr и Hf в норитах массива Нюд (рис. 11б). Таким образом, по химическому составу родственные породы НЗММ, Мончеплутона и массива Южная Сопча демонстрируют хорошее сходство между собой.

Этому не противоречит и близость U-Pb возрастов цирконов из пород всех этих массивов, которые в пределах погрешности составляют около 2.50 млрд лет (Расслоенные …, 2004б; Баянова, 2004; Bayanova et al., 2014; Чащин и др., 2016). Значения величин ε_Nd(T) в НЗММ варьируют от положительных (Пентландитовое ущелье, Bayanova et al., 2014 и месторождение Лойпишнюн) до отрицательных в меланоноритах скв. M-1 (Расслоенные …, 2004б) и метаноритах массива Южная Сопча (Чащин и др., 2016) так же, как и в породах Мончеплутона, верхней зоны Мончетундровского массива (рис. 15) и других расслоенных интрузий Фенноскандинавского щита. Таким образом, петро-геохимические и изотопно-геохронологические данные свидетельствуют о сходстве НЗММ и Мончеплутона, но не дают надежных оснований для отнесения массива Южная Сопча к Мончетундровскому массиву или Мончеплутону.

Рис. 15.

Положение ортопироксенитов НЗММ на диаграммах ε_Nd–время (а) и ε_Nd–T(DM) (б). Данные по Мончеплутону приведены из (Расслоенные …, 2004б; Чащин и др., 2016), для пород верхней зоны Мончетундровского массива из (Кунаккузин и др., 2015а). CHUR – однородный хондритовый резервуар, MORB – базальты срединно-океанических хребтов по модели (Smith, Ludden, 1989), AR – область эволюции архейской коры, по (Patchett, Bridgwater, 1984).

Весьма информативным оказался химический состав ортопироксена, сравнение которого из пород НЗММ и Мончеплутона показало их значимое различие. В частности, в ортопироксенах из пород НЗММ содержание глинозема существенно ниже, чем в ортопироксенах из пород Мончеплутона. Менее отчетливо это различие касается содержания кальция, тем не менее в ортопироксенах Мончеплутона его содержание несколько выше (рис. 5). Такое различие в составах ортопироксена, как показали расчеты P-T условий их кристаллизации, обусловлено тем, что формирование пород НЗММ протекало при более высоком давлении и несколько более низкой температуре, чем пород Мончеплутона (рис. 5а, 5б).

В целом совокупность полученных расчетов P-T условий и имеющихся изотопно-геохронологических параметров свидетельствует о том, что кристаллизация пород НЗММ и Мончеплутона происходила одновременно, но в отдельных разноглубинных магматических камерах. Имеющихся изотопно-геохимических данных по массиву Южная Сопча явно недостаточно для однозначного суждения о его типизации. Однако его структурное положение, а также наличие малосульфидного платинометального оруденения, сходного с таковым месторождения Лойпишнюн, более определенно указывают на то, что он, являясь частью Мончетундровского массива, сформировался в условиях самостоятельной небольшой субкамеры.

Состав исходного расплава

Достоверно оценить состав родоначальной магмы для пород НЗММ весьма затруднительно, поскольку он не является результатом прямых мантийных выплавок, претерпел фракционирование в процессе подъема в магматическом канале и поступлении в промежуточные магматические очаги. Таким образом, в магматическую камеру поступил в какой-то степени уже трансформированный “остаточный” расплав, состав которого можно оценить с достаточно высокой вероятностью. В связи с тем, что породы зоны закалки НЗММ не обнаружены, состав исходного расплава был рассчитан по среднему составу пород НЗММ, исходя из примерного соотношения ортопироксенитов (50%), плагиоортопироксенитов (20%) и норитов (30%) по многочисленным разрезам поисковых скважин. Полученный в результате расчетов средневзвешенный состав НЗММ приведен в табл. 6 и соотносится с составом исходного расплава.

Согласно этим данным, полученный средний состав НЗММ имеет черты сходства как с бонинитами, так и с коматиитами. К примеру, по содержаниям кремнезема и титана он близок составу бонинитов, тогда как по содержаниям магния, железа, кальция и по сумме щелочей весьма сходен с составом коматиитов (табл. 6, рис. 7). Кроме того, по соотношению магния, глинозема и железа он находится в области базальтовых коматиитов (рис. 8а). По сравнению с коматиитами и бонинитами средний состав НЗММ истощен такими совместимыми элементами, как хром, никель и ванадий, а по содержанию кобальта находится в поле коматиитов (рис. 9а–9г).

По содержанию и распределению РЗЭ и элементов-примесей средний состав НЗММ демонстрирует гораздо большее сходство с бонинитами, чем с коматиитами (рис. 16а). В частности, как среднему составу НЗММ, так и бонинитам свойственно накопление ЛРЗЭ, тогда как для коматиитов характерен слабо фракционированный характер спектра РЗЭ (рис. 16а). Отличительной чертой спектра элементов-примесей в среднем составе НЗММ является повышенные содержания Rb и Ba, положительная аномалия Sr, отрицательные аномалии Nb и Zr (рис. 16б). Накопление крупноионных литофилов (Rb, Ba, Sr) является характерной чертой бонинитов, тогда как деплетированность Nb в них отсутствует, но присутствует, в отличие от среднего состава НЗММ, положительная аномалия Zr. Иной, более ровный характер спектра распределения элементов-примесей характерен для коматиитов, осложненный только повышенным содержанием Rb и слабыми отрицательными аномалиями Nb и Sr (рис. 16б).

Рис. 16.

Хондрит-нормализованное распределение РЗЭ (а) и редких элементов, нормированных на примитивную мантию (б) в средних составах НЗММ, фанерозойских бонинитов по (Cameron et al., 1983) и архейских коматиитов по (Jochum et al., 1991; Sossi et al., 2016).

Следует отметить, что обогащение крупноионными литофилами (Rb, Ba и Sr) при деплетировании Nb является характерным признаком коровой контаминации расслоенных интрузий Карело-Кольского региона (Криволуцкая и др., 2010а). Такие петро-геохимические особенности также характерны как для большинства расслоенных интрузий Карело-Кольского региона, так и комплементарных с ними сумийско-сариолийских вулканитов рифтогенных структур (Шарков и др., 1997; Криволуцкая и др., 2010а). Это послужило основанием для выделения в восточной части Фенноскандинавского щита крупной провинции высокомагнезиальных бонинитоподобных пород (Шарков и др., 1997).

Таким образом, средний состав НЗММ по совокупности петро-геохимических данных имеет двойственную природу, о чем свидетельствует сходство как с коматиитами, так и с бонинитами, при наличии ярко выраженных черт коровой контаминации. Для большей определенности был выполнен пересчет среднего состава НЗММ на нормативный, который показал, что он является оливин-нормативной породой (26% нормативного оливина). Это свидетельствует, скорее, в пользу коматиитового исходного расплава для пород НЗММ, чем бонинитового, поскольку последние являются кварц-нормативными породами (Ohnenstetter, Brown, 1996).

Несмотря на некоторые черты сходства составов бонинитоподобной вулканоплутонической ассоциации палеопротерозоя Фенноскандинавского щита с фанерозойскими вулканитами, сформированными в обстановках активных континентальных окраин, их образование имеет разный механизм. Важное значение для его расшифровки имеют результаты изотопно-геохимических исследований пород Мончеплутона (Расслоенные …, 2004б; Чащин и др., 2016) и верхней зоны Мончетундровского массив (Кунаккузин и др., 2015а). Согласно этим данным, все значения первичной изотопной величины ε_Nd(T) из этих пород расположены ниже деплетированной мантии для соответствующего возраста (рис. 15a). Для пород Мончеплутона эти величины варьируют от –2.9 до +1.2, а для верхней зоны Мончетундровского массива – от ‒3.5 до +1.9. Примечательно, что по разрезу Мончеплутона происходит закономерное изменение первичной величины ε_Nd. К примеру, кварцевые нориты эндоконтакта Мончеплутона имеют значение величины ε_Nd, равное –1.5, ортопироксениты средней части разреза плутона (массив Сопча) – –2.0, а нориты и габбронориты верхней части разреза – –2.43 (массив Поаз) и –2.84…–2.93 (массив Вуручуайвенч) (Расслоенные …, 2004б; Чащин и др., 2016). Это свидетельствует о том, что породы Мончеплутона были контаминированы коровым материалом в магматической камере, причем в кровле массива они испытали контаминацию в значительно большей степени, чем в подошве. Сходные величины ε_Nd(T) получены и для других расслоенных интрузий восточной части Фенноскандинавского щита, а также сумийско-сариолийских вулканитов региона (Расслоенные…, 2004б; Чащин и др., 2008; Криволуцкая и др., 2010б; Вревский, 2011; Lauri et al., 2006) и носят универсальный характер. Таким образом, особенности изотопного состава палеопротерозойских расслоенных интрузий свидетельствуют об образовании их из деплетированной мантии, испытавшей в различной степени коровую контаминацию.

Для пород НЗММ величины ε_Nd имеют как положительные (Пентландитовое ущелье и месторождение Лойпишнюн), так и отрицательные значения (скв. М-1/933.1 м, Расслоенные …, 2004б; массив Южная Сопча, Чащин и др., 2016; рис. 15), свидетельствуя о вкладе различной степени коровой контаминации в их петрогенезис. Для пород НЗММ района Лойпишнюн положительные значения ε_Nd, наряду с геохимическими признаками (обогащенностью ЛРЗЭ и отрицательными аномалиями Nb и Ta), свидетельствуют о том, что они были весьма слабо затронуты процессами коровой контаминации. Таким образом, имеющиеся изотопно-геохимические особенности изученных пород НЗММ, как и в целом сумийско-сариолийской вулканоплутонической ассоциации, обусловлены их образованием из мантийного резервуара, по составу близкого коматиитам, сформировавшегося на границе кора–мантия в результате поступления материала мантийного плюма (рис. 17а) и испытавшего контаминацию архейским коровым веществом (Amelin et al., 1995; Шарков, 2006; Вревский, 2011).

Рис. 17.

Схема, иллюстрирующая процесс становления Мончетундровского массива и Мончеплутона (а), и петрологическая модель плюма (б), по (Herzberg, O’Hara, 1998) с модификацией.

ВЫВОДЫ

1. Изучена ассоциация ортопироксенитов, плагиоортопироксенитов и норитов в северо-восточной части Мончетундровского массива, которая по вещественному и химическому составу демонстрирует полное сходство с аналогичными породами в осевой части массива, относящимися к НЗММ. Поэтому, несмотря на значительное инъецирование этой части Мончетундровского массива габброидами верхней зоны, существенно нарушающее их нормальное залегание, изученные породы принадлежат к этой же НЗММ.

2. По химическому составу ортопироксены пород НЗММ и Мончеплутона обнаруживают существенное отличие, заключающееся в менее глиноземистом составе ортопироксенов НЗММ по сравнению с таковым Мончеплутона, что обусловлено различными условиями их кристаллизации. Согласно данным минеральных геотермо-барометров, кристаллизация пород НЗММ происходила в интервале 1200–1000°С при давлении около 6 кбар на глубине порядка 20 км. Тогда как породы Мончеплутона кристаллизовались при средней температуре 1230°С и давлении 3 кбар в малоглубинных условиях.

3. По химическому составу породы НЗММ характеризуются умеренными содержаниями кремнезема и магния, а также низким содержанием титана. Хондрит-нормализованный спектр РЗЭ этих пород обогащен ЛРЗЭ, а нормализованное на примитивную мантию распределение элементов-примесей в них демонстрирует обогащение Rb и Ba, характеризуется положительной аномалией Sr и отрицательными аномалиями Nb и Ta, иногда Th. Это свидетельствует о контаминации исходного расплава коровым материалом. По всем петро-геохимическим параметрам породы НЗММ близки соответствующим породам Мончеплутона.

4. Получены новые изотопные U-Pb возрасты циркона из ортопироксенитов (2496.3 ± 2.7 млн лет) и норитов (2500 ± 2 млн лет) НЗММ, которые сходны с таковыми, установленными для Мончеплутона, свидетельствуя о синхронности их формирования. Согласно полученным Sm-Nd изотопно-геохимическим данным, ортопироксениты НЗММ имеют возраст 2452 ± 85 млн лет, положительное значение величины ε_Nd(T) = +1.7 и модельный возраст протолита исходных пород T(DM), равный 2.76 млрд лет.

5. В качестве родоначальной магмы для пород НЗММ рассматриваются коматииты, контаминированные коровым материалом и образованные в результате деятельности мантийного плюма. Согласно полученным результатам, Мончетундровский массив рассматривается в качестве составной интрузии, нижняя зона которой сложена породами, сопоставимыми с расслоенными породами Мончегорского плутона, а верхняя представлена породами, принадлежащими комплексу габбро-анортозитов. Образование массива происходило в течение трех основных этапов магматической деятельности: (1) 2500 млн лет – породы НЗММ, (2) 2470 млн лет – лейкогаббронориты и (3) 2450 млн лет – лейкогаббро верхней зоны.

Благодарности. Авторы выражают признательность рецензентам журнала Петрология за конструктивные критические замечания, устранение которых способствовало существенному улучшению первоначального варианта статьи, а также Л.И. Коваль (ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты) за дробление пород, выделение породообразующих и акцессорных минералов для Sm-Nd исследований и Л.М. Лялиной и О.В. Придановой (ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты) за выделение монофракций цирконов и получение их изображений в обратно отраженных электронах.

Источники финансирования. Исследования выполнены на материалах и с согласия ЗАО “Терская горная компания” при частичной финансовой поддержке РФФИ в рамках грантов № 15-35-20501 и № 18-05-70082.