Петрология, 2022, T. 30, № 4, стр. 379-403

ВВЕДЕНИЕ

Продолжающееся изучение строения, состава и хронологии формирования Мончегорского магматического узла ставит перед исследователями новые задачи, связанные с определением источников их вещества, активностью и условиями кристаллизации магм.

Составляющие узел Мончегорский и Мончетундровский расслоенные массивы сформировались в результате активной интрузивной деятельности за короткий промежуток времени. С массивами связаны месторождения элементов платиновой группы. Обращают на себя внимание особенности строения и формирования Мончегорского массива. Интрузив состоит из двух ветвей: субмеридиональной, включающей горы Ниттис, Кумужья и Травяная, и субширотной, включающей горы Сопчуайвенч, Нюдуайвенч и Поазуайвенч, а также предгорье горы Вурэчуайвенч. Породы расслоенной серии, слагающие субмеридиональную ветвь, отличаются от пород субширотной ветви более высокой железистостью. Ранее К. Козлов (Козлов, 1973) пришел к выводу, что “массивы Н-К-Т и Сопча, будучи в общих чертах очень схожими по строению, отличаются в деталях, что связано с условиями кристаллизации исходного расплава. В субмеридиональной ветви плутона (массивы Н‑К-Т) магматическая полость была заполнена до начала кристаллизации, а в субширотной ветви (массивы Сопча и Нюд–Поаз) – во время кристаллизации, т.е. заполнение субмеридиональной полости произошло несколько раньше, чем субширотной”.

В статье представлены новые результаты геохронологических исследований и петрологического моделирования, рассмотренные в контексте черт сходства и различия Мончегорского и Мончетундровского расслоенных массивов.

МОНЧЕГОРСКИЙ МАГМАТИЧЕСКИЙ УЗЕЛ

Мончегорский расслоенный интрузив (рис. 1). Детальное описание строения интрузива можно найти во многих работах (Козлов, 1973; Шарков, 1980; Магматические …, 1985; Горбунов и др., 1985; Расслоенные интрузии …, 2004; Шарков, Чистяков, 2014 и др.). Мончегорский расслоенный массив занимает площадь около 65 км². Строение интрузива осложнено серией сбросов/ сдвигов, разбивших его на крупные тектонические блоки, смещенные относительно друг друга. Мончегорский интрузив, состоит из двух ветвей. Субмеридиональная ветвь длиной 7 км включает горы Ниттис, Кумужья и Травяная (далее НКТ). Субширотная ветвь длиной 9 км, включает горы Сопчуайвенч, Нюдуайвенч, Поазуайвенч (далее Сопча–Нюд–Поаз) и предгорье горы Вурэчуайвенч. Каждая из ветвей имеет форму симметричной мульды с падением крыльев под углами 30°–40° (НКТ) и от 40°–45° до 20°–25°(Сопча–Нюд–Поаз) к осевым частям при более пологом падении расслоенности (10°–15°). В современном геологическом срезе мощность интрузива не превышает 2.8 км. В сводном разрезе Мончегорского интрузива последовательность зон в расслоенной серии отражается в смене кумулятивных минералов: Ol + Crt → Ol + Opx + (–Crt) → (–Ol) + Opx → → Ol + Opx + Pl → Opx + Pl→ Opx + Pl + Cpx (знак минус означает, что минерал исчезает из кумулятивной ассоциации).

Рис. 1.

Схема геологического строения Мончегорского интрузива и зоны его сочленения с массивом Мончетундра, по (Смолькин и др., 2004). (а) Положение интрузивов в Печенга-Имандра-Варзугском поясе. (б) Строение Мончегорского интрузива и схематический геологический разрез через гору Вурэчуайвенч: 1, 2 – метавулканиты (1), кварциты и сланцы (2) кукшинской и сейдореченской свит Имандра-Варзугской зоны; 3 – дайки метадолеритов, лампрофиров; 4 – сульфидные жилы НКТ и массив Сопча; 5 – дайки габбро, меланоноритов, ортопироксенитов; 6 – габбро-нориты, анортозиты Мончетундровского плутона; 7 – бластокатаклазиты по габброидам; 8 – гарцбургиты и породы придонной зоны НКТ; 9 – переслаивание гарцбургитов, оливиновых ортопироксенитов и ортопироксенитов; 10 – ортопироксениты; 11 – дуниты, плагиодуниты и хромититы дунитового блока; 12 – горизонт “330” горы Сопча; 13 – плагиопироксениты; 14 – меланонориты; 15 – оливиновые нориты, гарцбургиты; 16 – породы "критического горизонта” горы Нюд; 17 – нориты; 18 – метагаббро-нориты, габбро и анортозиты предгорья горы Вурэчуайвенч; 19 – амфиболизированное габбро; 20 – диориты 10-й аномалии; 21–23 – вулканиты кислого состава горы Арваренч; 24 – разрывные нарушения; 25 – места отбора проб на изотопные исследования. 791, 1204, 1297 – скважины; I, II, III – геологические разрезы. (в) Схематический геологический разрез через массивы Нюд и Вурэчуайвенч: 1 – диориты архейского комплекса, 2 – базальные конгломераты и 3 – метабазальты кукшинской свиты, 4 – туфогенно-осадочные породы и 5 – метаандезибазальты сейдореченской свиты, 6 – меланориты, 7 – нориты с прослоями габбро-норитов, 8 – габбро-нориты с прослоями анортозитов, 9 – платиноносный горизонт с линзами и шлирами анортозитов, 10 – дайка меланократового микрогаббро, 11 – кора выветривания по габброидам, 12 – зона метаморфических преобразований габброидов.

Субширотная ветвь Мончегорского интрузива использовалась авторами для реконструкции его вертикального строения, так как здесь представлен наиболее полный разрез пород расслоенной серии (рис. 2, табл. 1) Данные базируются на петрохимии, предоставленной Центральной Кольской экспедицией (скв. 791 – гора Сопча, скв. 1204 – гора Нюд, скв. 1297 – гора Вурэчуайвенч). Петрохимические типы пород в колонке вдоль вертикального разреза Мончегорского интрузива интерпретированы как кумулаты (рис. 2а). Ранее в работе (Семенов и др., 1995) при сопоставлении петрохимических и структурно-петрографических видов пород было показано, что, если нормативное содержание пироксена (Opx или Cpx) в породе с кумулятивной структурой превышает 10 об. %, а плагиоклаза 20 об. %, то эти минералы имеют, как правило, кумулятивную природу, если меньше, то интеркумулятивную. Для того чтобы отчетливее проявить закономерности распределения кумулятивных минералов была проведена серия сглаживаний первичных распределений методом скользящего окна. Оптимальными оказались результаты десятикратного трехточечного сглаживания (рис. 2б). В разрезе интрузива выделяются:

Рис. 2.

Строение вертикального разреза и кумулятивная стратиграфия интрузий Мончегорск и Кивакка (использованы данные нормативного состава пород вдоль вертикальных разрезов интрузий): (а) – без сглаживания, (б) – сглаженный; (в) – нормативный состав пород вдоль вертикального разреза интрузива Кивакка, сглаженный. Использованы данные химических анализов пород расслоенных серий интрузивов (содержание минералов – в об. %). (б) Обобщенная схема вертикального строения Мончегорского интрузива: 1 – нижняя краевая зона, 2 – дуниты и гарцбургиты, 3 – бронзититы, 4 – мезо-меланократовые нориты (а – мезомеланократовые нориты, б – мезолейкократовые нориты, в – переслаивание габбро-норитов и лейкократовых норитов, г – переслаивание анортозитов и лейкократовых норитов). (в) Обобщенная схема вертикального строения расслоенного массива Кивакка, по (Коптев-Дворников и др., 2001): 1 – нижняя приконтактовая зона, 2 – зона дунитов, 3 – зона бронзититов с подзоной ритмичного переслаивания бронзититов и норитов, 4 – зона норитов с подзоной ритмичного переслаивания норитов и габбро-норитов, 5 – зона габбро-норитов, 6 – зона габбро-норитов с пижонитом, 7 – верхняя краевая зон.

1 – нижняя приконтактовая зона (краевая зона), представленная габбро-норитами, норитами, перидотитами. Мощность ~50 м;

2 – ультраосновная зона, представленная оливинитами (дунитами), гарцбургитами, слоями хромититов. Мощность ~600 м;

3 – зона бронзититов с рудным горизонтом (гора Сопча) и прослоями перидотитов и меланократовых норитов. Мощность ~700 м;

4 – зона норитов с образованиями “критического горизонта” и отдельными слоями габбро-норитов, анортозитов. Мощность >1400 м. Зона норитов может быть подразделена на ряд подзон.

В разрезе горы Сопча, сложенной пироксенитами, картируется месторождение Пласт “330” (далее горизонт “330”), представляющее собой рудный горизонт. Причем, на западном склоне горы для горизонта “330” установлено выдержанное залегание, а на восточном и юго-восточном склонах он представлен в форме удлиненных линз (Расслоенные интрузии …, 2004). В пределах изученного вертикального разреза через горизонт “330”, который представлен слоями оливиновых и оливинсодержащих пород (рис. 3), выделяются:

Рис. 3.

Строение вертикального разреза через горизонт “330” (гора Сопча, северо-западный склон). PDT – перидотиты, DNT – дуниты, Ol Opx – оливиновые ортопироксениты, Ol-сод. Opx – оливинсодержащие ортопироксениты, Ol Px – оливиновые пироксениты.

1 – интервал однородных дунитов мощностью 40 см;

2 – интервал тонкорасслоенных полосчатых перидотитов мощностью 1.7 м;

3 – интервал оливинсодержащих ортопироксенитов мощностью 1.7 м.

Нижняя граница горизонта “330” с вмещающими породами резкая, неровная, дуниты внизу границы выполняют заливообразные неровности и карманы в подстилающих оливинсодержащих бронзититах. Элементы залегания полосчатости пород совпадают с генеральной ориентировкой его подошвы. В породах, ниже горизонта “330”, наблюдаются шлировидные обособления и угловатые обломки пироксенитов. Состав оливина в породах горизонта “330” варьирует в пределах 83–86 мол. % Fo. Для пород горизонта “330”, кроме хромшпинели и магнетита, характерна халькопирит-пентландитовая ассоциация сульфидов с минералами платиновой группы: мончеитом, никелистым котульскитом, гесситом, паладистым мелонитом, плюмбопалладинитом (Расслоенные интрузии …, 2004). К зоне перехода от оливиновых пород к безоливиновым приурочен так называемый “критический горизонт” массива Нюд (рис. 4, Южная терраса). Здесь тела (линзы) микрозернистых пород, залегающие в основании депрессии, перекрыты породами расслоенной серии, представленной пятнистыми анортозитами, оливинсодержащими породами (нориты, троктолиты, гарцбургиты), пойкилитовыми и лейкократовыми норитами и пироксенитами, сегрегациями кварцсодержащих габбро-пегматитов. Сами мелко-микрозернистые линзовидные тела имеют видимую мощность до 5 м и протяженность до 20 м (рис. 5в), сложены преимущественно мелко-микрозернистыми меланократовыми норитами с мелко-микрозернистыми ортопироксенитами, формирующими слоистость толщиной от размера зерна (Орх) до первых миллиметров с отчетливо проявленной трахитоидностью. Плагиоклаз формирует расщепленные лейсты, образует сферолитовые структуры: один торец зерна узкий, а другой широкий, удлиненные лейсты зерен плагиоклаза расходятся веером от центра сферолитов. Отмечаются отдельные и еще более мелкие зерна моноклинного пироксена. В породе встречаются обособления, сложенные в основном ромбическим пироксеном с рассеянной вкрапленностью сульфидов. Химический состав пород характеризуется высокими содержаниями SiO₂ (до 53 мас. %.) и MgO (до 21 мас. %). В породах “критического горизонта” в связи с рассеянной Fe–Ni–Cu-сульфидной вкрапленностью фиксируются минералы платиноидов.

Рис. 4.

Строение “критического горизонта” Южной терассы, по (Козлов, 1973). 1 – бронзититы и меланократовые нориты, 2 – оливиновые нориты, 3 – нориты верхней части массива, 4 – линзовидные тела мелко-микрозернистых пород, 5 – крутой склон под вершиной горы Нюд, 6 – борта оврагов, 7 – осыпь, 8 – сбросы, 9 – горные выработки, 10 – скважины (в числителе номер скважин, в знаменателе глубина заложения).

Рис. 5.

Фрагменты обнажений Мончегорского расслоенного массива. (а) – тонкоритмичное строение хромитового горизонта в дунитовом блоке зоны сочленения субмеридиальной и субширотной ветвей плутона; (б) – горизонт “330” (гора Сопча), строение горизонта см. рис. 3; (в) – тело микрозернистых норитов с прослоями бронзититов (гора Нюд, “критический горизонт”).

Формирование пород горизонта “330” и “критического горизонта” связывается с дополнительными фазами внедрения порций магм (Шарков, 1980; Магматические …, 1985). Изотопно-геохимические данные (Sm-Nd изотопная систематика; данные авторов) свидетельствуют о том, что магма, сформировавшая микрозернистые породы имеет иной изотопный состав, чем магма, сформировавшая породы расслоенной серии (микрозернистый норит – ε_Nd(Т)_WR ~ +0.6…+0.2; габбро-норит расслоенной серии горы Нюд – ε_Nd(2504)_WR = –1.4 ± ± 0.6). То же отмечается и для горизонта “330”. Для него получены значения ε_Nd(2504)_WR = +0.3 (рудный перидотит), –2.0 (надрудная пачка пироксенитов), –2.4…–1.5 (подрудная пачка оливинсодержащих пироксенитов, пироксенитов).

В зоне сочленения субмеридиональной и субширотной ветвей плутона находится дунитовый блок, содержащий залежь хромитовых руд (рис. 5а). Мощность блока превышает 700 м. Дунитовый блок и хромитовая рудная залежь разбиты серией тектонических нарушений преимущественно северо-западного простирания и пересекаются крупными дайками меланократовых норитов и габбро-норитов (Расслоенные интрузии …, 2004).

Субмеридиональная ветвь (НКТ) менее представительна и сложена преимущественно высокомагнезиальными породами расслоенной серии, расположенными в следующем порядке:

– в краевой зоне массива с вмещающими породами развита пачка мощностью до 40 м, сложенная плагиопироксенитами, их оливиновыми разностями, кварцсодержащими норитами и габ-бро-норитами;

– пироксениты (бронзититы) с хорошо выраженной трахитоидностью, реже линейностью; мощность от 300 до 700 м;

– переслаивающиеся пироксениты, оливиновые пироксениты и перидотиты мощностью до 400 м;

Характерно широкое развитие сульфидных жил с платинометальной минерализацией, вы-полняющих трещины контракции (рис. 6) в породах зоны бронзититов (Казанов и др., 2016, 2017).

Рис. 6.

Фотография керна сульфидных жил (интервал 49.3–49.55 м, скв. МТ-86, субмеридиональная ветвь Мончегоского интрузива на участке Западный Ниттис). Максимальная толщина прожилка достигает 3 см. 1 – сопровождаются вторичными изменениями в экзоконтактовых зонах жил; 2 – без вторичных изменений в экзоконтактах прожилков.

Расслоенный интрузив Мончетундра формирует восточный отрог крупнейшего габбро-анортозитового массива Главного хребта (Нерович и др., 2009). Интрузия Главного хребта протягивается в субмеридиональном направлении в центральной части Кольского полуострова (Чуна, Монча и Волчьи тундры) на 80 км при ширине от 1–2 до 15–20 км и занимает общую площадь около 440 км² (Юдин, 1980; Магматические …, 1985). Она приурочена к глубинному разлому, разделяющему Беломорский и Центрально-Кольский блоки. Только в отдельных частях интрузии сохранились первичные контакты с вмещающими гиперстеновыми диоритами.

Субмеридиональный разлом делит интрузию на два тектонических блока – более протяженный Чуна-Волчъетундровский и менее крупный Мончетундровский. Предполагается, что интрузия первоначально представляла собою тело чашеобразное на юге и дайкообразное на севере, внутреннее строение которого в дальнейшем было нарушено поперечными разломами преимущественно сбросо/сдвигового характера и пологими надвигами с падением в южных румбах (Чащин и др., 2020). В эндоконтактовых зонах преобладают крутые падения, в центральных частях разломов – более пологие до субгоризонтального.

Мончетундровский массив отделен от Мончегорского разломами с мощными зонами бластокатаклазитов и бластомилонитов с гранат-амфиболовым парагенезисом (Пентландитовое ущелье), с запада ограничен Витегубско-Сейдозерским разломом (Расслоенные интрузии …, 2004; Нерович и др., 2009). Мощность вертикального разреза Мончетундровского массива оценивается в 2 км. В нем выделяют ряд зон, представленных кумулатами: ультрамафитовую (пироксенитовую), норитовую, габбро-норитовую и габбровую. Две нижние зоны отчетливо расслоенные. В них обнаружена малосульфидная платинометальная минерализация. На рис. 7а, 7б представлены вертикальные разрезы через Мончетундровский массив по скважинам 753 и 742, а на рис. 7в приведено сравнение химизма их пород.

Рис. 7.

Строение вертикальных разрезов скв. 753 (а) и скв. 742 (б); (в) – сравнение химических составов пород.

Разрез скв. 753 (район Пентландитового ущелья) представлен норитами (меланократовые и лейкократовые породы, количество ортопироксена составляет 60 об. %, плагиоклаза – 60 об. %). В основании толщи норитов залегают габбро-нориты. По норитам скважина достигла глубины ~400 м. В породах толщи присутствует оливин. Выше толщи норитов залегает слой ортопироксенитов (по ортопироксенитам скважина достигла глубины ~160 м, количество ортопироксена – 80 об. %), который перекрыт контрастно переслаивающимися оливинитами, ортопироксенитами с редкими прослоями габбро-норитов (по толще переслаивания скважина достигла глубины ~150 м, количество ортопироксена – 80 об. %, оливина – 90 об. %). Выше толщи контрастного переслаивания залегают оливиниты (по этим породам скважина достигла глубины ~160 м, количество оливина – 90 об. %). Завершает вертикальный разрез скважины пачка переслаивания норитов, ортопироксенитов и оливинитов (по этим породам скважина достигла глубины ~120 м, количество ортопироксена – 70 об. %, оливина – 90 об. %, в норитах количество плагиоклаза – 60 об. %). Поскольку в этой части интрузива наблюдается крутое залегание слоев (угол падения составляет ~70°) при субвертикальном прохождении (заложении) скважины, очевидно, что истинная мощность пройденного разреза значительно меньше 1200 м.

Разрез скв. 742 (участок Лойпишнюн) представлен оливинитами с троктолитами в основании. Эта толща перекрыта контрастно переслаивающимися ортопироксенитами (количество ортопироксена в породе – 80 об. %) с прослоями норитов и оливиновых норитов. В основании толщи переслаивания залегают оливиниты. Мощность толщи переслаивания ~150 м. Выше этой толщи залегают лейкократовые габбро с прослоями габбро-норитов (количество ортопироксена в отдельных слоях – 30 об. %, клинопироксена ~20 об. %, количество плагиоклаза ~60 об. %); мощность слоя ~500 м. Слой габбро перекрыт анортозитами (количество плагиоклаза в породе >70 об. %); мощность слоя 700 м. Завершается разрез габбро-норитами.

Породы разреза (скв. 753) имеют сходство с породами разреза краевой зоны Мончегорского расслоенного комплекса. В основании разрез начинается с норитов, выше которых залегают ультраосновные породы расслоенной серии.

ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

В.В. Чащин обобщил изотопно-геохронологические данные для пород расслоенной интрузии Мончетундра (Чащин и др., 2020), которая формировалась, как минимум, в течение трех эпизодов магматической активности: ~2500 млн лет – ортопироксениты и нориты нижней зоны, ~2470 млн лет – лейкогаббро-нориты и ~2450 млн лет – лейкогаббро верхней зоны.

В книге (Расслоенные интрузии …, 2004) приведены данные, полученные по цирконам из габбро-норитов восточного склона Мончетундровского массива, которые показали возраст в 2505 ± 6 и 2501 ± 8 млн лет. Для пород Пентландитового ущелья U-Pb методом получен возраст, равный 2501 ± 5.6 млн лет, который интерпретируется как время формирования плагиопироксенитов. Этот возраст совпадает с возрастом норитов Мончетундровского массива, который всегда считался временем формирования нижней части массива и равен 2505 ± 3 млн лет (Баянова и др., 2010). В Пентландитовом ущелье возраст для этих же пироксенитов получен по Sm-Nd изохроне, построенной по точкам ортопироксена, смеси клино- и ортопироксена, смеси сульфидов, плагиоклазу и пирротину, – 2489 ± 49 млн лет, который в пределах погрешности совпадает с U-Pb возрастом. В.Ф. Смолькин относит зону Пентландитового ущелья к Мончегорскому интрузиву (Расслоенные интрузии …, 2004).

В Мончегорском интрузиве изучался циркон из пробы 105.8/МТ-76 (норит из краевой зоны, гора Ниттис). Было выделено тридцать зерен светло-розового, бесцветного прозрачного, редко полупрозрачного субидиоморфного, реже идиоморфного, циркона коротко призматического, субизометричного, а также призматического облика. Размер кристаллов составляет 30–80 мкм, а коэффициент удлинения – от 1.0 до 2.0. Циркон характеризуется однородным внутренним строением. Для U-Pb изотопных исследований были использованы четыре микронавески (4–8 зерен циркона). Как видно из табл. 2 и рис. 8а, 8б, изученный циркон в целом характеризуется незначительной возрастной дискордантностью (4.8–1.1%). Точки его изотопного состава аппроксимируются дискордией, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 2506 ± 7 млн лет, нижнее пересечение – 928 ± 150 млн лет, СКВО = 1.1.

Рис. 8.

(а) Микрофотографии циркона, выполненные с помощью сканирующего электронного микроскопа VEGA3 TESCAN: I–IV – в режиме вторичных электронов; V–VIII – в режиме катодолюминесценции. (б) Диаграмма с конкордией для циркона из Мончегорского интрузива (проба 105.8/МТ-76). Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 2.

Полученный возраст в пределах погрешности совпадает с результатами датирования Мончегорского интрузива – 2493 ± 7–2507 ± 9 млн лет и Мончетундровского интрузива – 2494.6 ± 7.3 млн лет (центральная часть интрузива) и 2501 ± 5.6–2505 ± 6 млн лет (восточный борт интрузива, включая Пентландитовое ущелье). Это может, по высказанному ранее в (Родионов и др., 2013) мнению, означать что: или (1) расслоенные массивы Мончегорский и Мончетундровский составляют единый интрузив, или (2) существовал временной интервал между формированием Мончегорского интрузива (на рубеже ~2500 млн лет) и Мончетундровского интрузива, ознаменовавшийся внедрением региональной дайки оливиновых габбро-норитов 2490 млн лет назад. В этом случае Мончегорский магматический узел, согласно (Родионов и др., 2013), сформирован в процессе эволюции долгоживущего магматического центра в течение ~10 млн лет на рубеже порядка 2.5 млрд. лет назад, но не в течение 50 млн лет, как предполагают (Sharkov, Chistyakov et al., 2012; Bayanova et al., 2010; Amelin et al., 1995).

Из приведенных данных следует, что Мончегорский магматический узел был сформирован в ходе комплекса отличающихся по времени магматических событий, с которыми связано образование расслоенных интрузий. Возрасты, полученные для интрузивов Мончетундра (горы Мончетундра, Хипикнюнчорр) и Мончегорск различаются. Для интрузива Мончегорск – 2491–2507 млн лет, для интрузива Мончетундра – 2450–2500 млн лет в центральной и западной его части и 2490–2505 млн лет в восточной зоне (Пентландитовое ущелье).

УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ИНТРУЗИЙ

Мончегорский интрузив

Состав магмы, условия ее кристаллизации, реконструкция доэрозионного строения Мончегорского расслоенного интрузива определены путем его сравнения (использовались данные для разреза через субширотную ветвь Сопча–Нюд–Поаз и предгорье горы Вурэчуайвенч с похожей интрузией Кивакка (рис. 9а) и с помощью модельных построений (пакет программ COMAGMAT; Арискин, Бармина, 2000; Николаев, Арискин, 2005).

Рис. 9.

(а) Области химических составов пород расслоенных массивов Кивакка, Мончегорск, Мончетундра. Представленный разрез построен с использованием петрохимических данных, полученных через субширотную ветвь Сопча–Нюд–Поаз и предгорье горы Вурэчуайвенч. (б) Области химических составов пород, субширотной и субмеридиональной ветвей Мончегорского интрузива. Представлено обобщенное поле составов пород с учетом данных для субмеридиональной и субширотной ветвей. (в) Области химических составов пород расслоенных массивов Ципринга, Йоко-Довыренского и Мончетундра на тройных (петрохимических) диаграммах. Для сравнения приведены данные химизма пород для расслоенного троктолит-габбро-норитового интрузива Ципринга (Семенов и др., 1995; Ярошевский и др., 2006).

Оценка состава интрателлурического оливина

Еще один подход к оценке состава расплава предложен в работе (Николаев, Арискин, 2005). Он базируется на моделировании процессов равновесной кристаллизации пород. Для оценки температуры магмы и в итоге оценки состава расплава необходимо, кроме значения давления, знать и состав интрателлурического оливина. Известно, что состав оливина из пород ультраосновной зоны по оценкам (Расслоенные интрузии …, 2004) варьирует в пределах 94–84 мол. % Fo.

Мы оценивали состав оливина, равновесного с первичным расплавом, используя данные химических составов пород нижней краевой зоны (скв. 791, краевая зона, гора Сопча, табл. 5), где оливин интрателлурический и был сформирован не в результате фракционной кристаллизации. При этом предполагалось, что интрателлурический оливин находился в квазиравновесном состоянии с магматической жидкостью (исходным расплавом при той же температуре и давлении).

Используемый метод оценки состава оливина, предложенный в работе (Николаев, Арискин, 2005), позволяет рассматривать произвольные продукты смешения двух крайних компонентов вдоль линии, соединяющей их составы на вариационных диаграммах. Одним из компонентов является исходный расплав (состав которого заранее не известен), а другим – оливин, в отношении состава которого можно сделать реалистичный прогноз. Этот минерал более чем на 99 мол. % состоит из MgO, FeO и SiO₂, поэтому на графических построениях составы оливинов формируют линию, отвечающую переходу от крайнего магнезиального члена (Fo) к железистому (Fa). Очевидно, что тренд продуктов смешения и линия эволюции составов оливина должны пересекаться в точке, которая отвечает исходному составу оливина, как одного из краевых компонентов. Пересечение, полученное с использованием шести образцов из нижней краевой зоны (рис. 10), указывает на вероятный состав оливина порядка 85–86 мол. % Fo.

Рис. 10.

График в координатах MgO–FeO (мас. %) для определения состава интрателлурического оливина в предположении, что нижняя приконтактовая (краевая) зона представляет собой смесь в разных пропорциях исходного расплава и оливина. Ромбы – составы пород краевой зоны от контакта до подошвы зоны дунитов. Тренд этих смесей пересекает линию эволюции составов оливина. Цифры на линии эволюции составов оливинов соответствуют содержанию в минералах MgO (мас. %).

Р-Т условия кристаллизации

Для оценки температуры, отвечающей началу кристаллизации ромбического пироксена (формируется после интрателлурического оливина и отвечает началу кристаллизации магмы), мы использовали составы пород (обр. 791-1135, обр. 791-1123) из краевой зоны. Для серии рассмотренных образцов пород установлено, что все исследуемые их составы имеют сходную последовательность кристаллизации: Ol → Opx → Pl → Cрx. Одновременное появление Pl и Cрx отмечено в обр. 791-1135 (проба отобрана в первых метрах от зоны закалки – в пограничном слое).

Оценка давления проводилась методом геохимической термометрии (Френкель, 1995; Арискин, Бармина, 2000). При проведении термодинамических расчетов методом геохимической термометрии необходимо задать значения интенсивных параметров (давление, окислительно-восстановительные условия и содержание воды в системе), приближающихся к условиям существования расплавно-кристаллической смеси в магматической камере. Образцы для вычислений выбирались по принципу близости расположения в вертикальных разрезах, что дает основание предполагать для них общую температуру и состав интеркумулятивной жидкости. Сравнительный анализ пары составов модельных расплавов при одних и тех же значениях температуры позволяет найти области сгущения и пересечения эволюционных линий. При этом среднее значение для температурного интервала пересечений линий эволюции состава жидкости рассматривается как наиболее вероятная температура исходной расплавно-кристаллической смеси, а равновесный состав минералов принимается в качестве первичного (исходного). Реализация геохимической термометрии проводится с помощью ЭВМ-модели COMAGMAT-3. Наиболее благоприятный результат получается, когда расчетные траектории эволюции остаточных расплавов образуют четкое пересечение, что дает возможность для надежной аппроксимации содержаний главных компонентов в исходном расплаве с погрешностью порядка 0.5–1.0 мас. %. Неточность в оценке температуры магмы составляет 5–10°С. Моделирование равновесной кристаллизации для выбранных составов проводилось в безводных условиях при разных буферных равновесиях (табл. 5). Расчеты, отвечающие требованиям к результатам модельных построений, представлены на рис. 11а (пары образцов породы 1204-324.326, 1204-28.34 находятся выше по разрезу норитовой зоны на 300 м). Из полученных вычислений удовлетворительные результаты получены при Р = 6.5–5.5 кбар и Т = 1260°С (условия разделения кумулятивных фаз).

Рис. 11.

(а) Данные геохимической термометрии (обр. 1204-324.326): Р = 2.0–6.5 кбар, Т = 1260°С. Моделирование (обр. 1204-28.34): Р = 4.5 –6.5 кбар, Т = 1260°С. (б) Данные геохимической термометрии (обр. 753-375.2–377.5). Р ≈ 1.5–3.5 кбар и Т = 1200–1220°С (условия разделения кумулятивных фаз). (в) Данные геохимической термометрии (обр. 742-1127–1129; 742-915–969). Значение Р ≈ 3.5–4.5 кбар и Т = 1160–1180°С (условия разделения кумулятивных фаз).

Рис. 11.

Продолжение

Рис. 11.

Окончание

Исследование обр. 791-1123 с учетом давления 5.5 кбар и (NNO буфер, безводные условия, табл. 5) показало, что формирование Opx (кристаллизуется после интрателлурического оливина) начинается при Т ~ 1355.6°С и отвечает, в свою очередь, началу процесса кристаллизации в магматической камере. При этом состав оливина составляет ~88.83 мол. % Fo. Состав расплава характеризуется повышенным содержанием SiO₂ (до ~54.54 мас. %), количество интрателлурической фазы – 24.0 мас. %.

При давлении 6.5 кбар появление Opx связывается с температурой 1389.4°С. Состав оливина составляет ~89.50 мол. % Fo. При этом расплав также характеризуется высоким содержанием SiO₂ до 53.22 мас. %, концентрация интрателлурической фазы – 20.7 мас. %.

Исследование обр. 791-1135 с учетом давления 5.5 кбар и (NNO буфер, безводные условия, табл. 5) показало, что формирование Opx начинается при Т ~ 1340.9°С. Состав оливина составляет 88.35 мол. % Fo. Состав расплава характеризуется содержанием SiO₂ до ~53.12 мас. %, концентрация интрателлурической фазы –11.8 мас. %.

При давлении 6.5 кбар появление Opx связывается с температурой 1367.3°С. Состав оливина составляет ~89.04 мол. % Fo. При этом расплав также характеризуется высоким содержанием SiO₂ до 52.70 мас. %, количество интрателлурической фазы – 9.0 мас. %.

Анализируя результаты проведенного моделирования, приходим к выводу, что интрателлурический оливин мог содержать 89–90 мол. % Fo, а температура исходной магмы могла быть равной 1340–1390°С, если давление в магматической камере было не менее 6.5 кбар на момент внедрения – формирования магматической камеры и начала кристаллизации. Оцененные составы магм для Мончегорского интрузива и массива Кивакка относятся к одной фациальной серии – марианит-бонинитам.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Вопросы о сходстве и различии в строении интрузий, составов их пород и мантийных источников их сформировавших, остаются в сфере интересов исследователей. В.Ф. Смолькин (Расслоенные интрузии …, 2004), В.В. Чащин (Чащин и др., 2020) считают, что Мончетундровский массив так же, как и Мончегорский плутон, формировались в результате внедрения и кристаллизации магм, отвечавших двум различным по составу источникам. Исходные для Мончеплутона магмы имели более примитивный состав и являются производными марианит-бонинитовой магмы, а Мончетундровский массив образовался из более эволюционированных мантийных магм толеитового типа.

Мончегорский интрузив. Для оценки состава магмы, сформировавшей интрузив, использовались: давление в магматической камере и состав интрателлурического оливина. Причем, оценка состава оливина вызвала некоторые затруднения.

В Мончегорском интрузиве на образование высокомагнезиального оливина могла оказать массовая кристаллизация хромита (Расслоенные интрузии …, 2004). Его образование с высоким содержанием форстеритовой молекулы может быть связано с обменной реакцией типа:

Это возможно из-за большого сродства железа с хромом. В работе (Шарков, Чистяков, 2014) отмечено, что в (Ol + Chr) кумулатах хромит преобразован в краевых частях кристаллов полностью в хроммагнетит и что содержание форстеритовой молекулы в оливинах из Сопчеозерского месторождения хромитов достигает 95–96%. Исходя из этих соображений, высокомагнезиальный оливин вряд ли мог отвечать составу интрателлурического оливина: оливин в дуните или перидотите мог испытывать изменения, а хромит обогащаться железом.

Нами было показано, что состав магмы, сформировавшей Мончегорский интрузив, идентичен составу магмы интрузии Кивакка. В статье (Семенов и др., 2021) приведены данные, касающиеся состава интрателлурического оливина в киваккской магме. Было отмечено, что в сингенетичных расслоенной интрузии и близких ей по составу дайках обнаружен реликтовый интрателлурический оливин (Егорова, 2017). Обычно включения оливина представлены минералом с форстеритовой составляющей порядка 84 мол. % (типичен и для расслоенного интрузива Кивакка), в то время как реликтовые зерна оливина обогащены форстеритовой составляющей 89 мол. %. Снижение содержания форстеритовой молекулы в оливине из пород расслоенной серии может быть объяснено потерей магния в процессе кристаллизации ортопироксена ((Mg,Fe)₂SO₄ + SiO₂ → (Mg, <Fe)₂SiO₄ + MgSiO₃). Исходя из приведенных соображений, оливин состава 89 мол. % Fo также мог быть интрателлурическим и в Мончегорской магме, что подтверждается результатами моделирования – оценки состава магмы. Интрателлурический оливин был представлен минералом с форстеритовой составляющей ~88–92 мол. %. При этом состав равновесного с ним расплава (мас. %): SiO₂ ~ 52.00–55.00, TiO₂ ~ 0.50, Al₂O₃ ~ ~ 11.00–12.00, FeO ~ 10.00–12.00, MgO ~ 12.00–14.00, CaO ~ 8.00–10.00, Na₂O ~ 1.50, K₂О ~ 0.20–0.30, P₂O₅ ~ 0.04–0.06 (количество интрателлурического оливина, равновесного с расплавом, в зависимости от принятых условий варьирует в пределах 9.0–23.0 об. % ). Отметим, что магма интрузива Кивакка, по оценке (Коптев-Дворников и др., 2001), содержала до 20 об. % интрателлурического оливина.

При моделировании с использованием магмы киваккского типа был получен расплав (мас. %): SiO₂ ~ 50.28, TiO₂ ~ 0.24, Al₂O₃ ~ 13.00, FeO ~ 9.00, MgO ~ 16.50, CaO ~ 9.00, Na₂O ~ 1.60, K₂О ~ 0.24, P₂O₅ ~ 0.02 (количество интрателлурического оливина, равновесного с расплавом, составляет 5 об. %), близкий составу обр. 1135 (краевая зона, пограничный слой).

Оценка состава первичного расплава также была проведена в работе (Богина и др., 2017). Для этого использовался состав оливина (Mg# = 88) из адкумулата и коэффициент распределения оливин–расплав. Установлены содержания MgO = = 10.26 мас. % и FeO = 8.44 мас. %. Эти вычисления показали, что первичный расплав изученных пород расслоенной серии соответствовал высоко-Mg базальту.

Для магмы киваккского типа P-T условия магмагенерации в источнике достигали 17.0 кбар и 1450°С (Семенов и др., 2021). Возможное сходство магм, сформировавших интрузии Мончегорск и Кивакка, позволяет считать, что полученные значения давления могли соответствовать условиям магмагенерации Мончегорской интрузии.

Интрузив Мончетундра. В составах его пород отмечалась двойственность. Эта двойственность становится понятной при сравнении средневзвешенных составов толщ нижней приконтактовой зоны и зоны норитов интрузий Мончегорск, Кивакка, интрузии Ципринга и средневзвешенного состава пород интрузива Мончетундра (табл. 3).

Состав (средневзвешенный) толщи пород (скв. 742, участок Лойпишнюн) близок толеитовым базальтам (табл. 3), однотипным с магмой, сформировавшей интрузию Ципринга. В то же время состав толщи пород (скв. 753, восточный борт интрузии) близок составу пород толщ нижней приконтактовой зоны и зоны норитов интрузий Мончегорск и Кивакка.

Отмеченное сходство с магмой ципрингского типа позволяет предположить, что значение давления в области генерации магмы толеитового состава не превышало 9.0 кбар. Не исключено, что это значение давления могло соответствовать таковому в промежуточной камере. Значение 9.0 кбар (с учетом погрешностей) близко к значению давления на границе кора–мантия, где, в соответствии с моделью андерплейтинга, могут накапливаться большие количества базитовой магмы (Берковский и др., 1999).

В магматической камере интрузии Мончетундра для обр. 753-375.2-377.5 методом геохимической термометрии были оценены Р-Т параметры – 1.5–3.5 кбар и 1200–1220°С (условия разделения кумулятивных фаз). Образцы были отобраны в пределах восточного борта интрузии в зоне переслаивания норитов и гарцбургитов. Оценка условий кристаллизации с использованием пород скв. 742 (обр. 742-127-1129, 742-915-969, скважина расположена в осевой части массива) показала близкие значения давления (Р ≤ 3.5 кбар) и более низкую температуру формирования пород (Т = 1160–1175°С).

Породы расслоенной серии, слагающие субмеридиональную ветвь Мончегорского интрузива (НКТ), отличаются от пород субширотной ветви более высокой железистостью. В то же время строение вертикального разреза (скв. 753, район Пентландитового ущелья, интрузив Мончетундра), состав слагающих его пород имеют сходство со строением разреза и составами пород краевой зоны НКТ. Это вызывает ряд вопросов, связанных не только со строением расслоенного интрузива Мончетундра, но и со строением Мончегорского массива (соотношение субширотной и субмеридиональной ветвей интрузии).

Обобщая результаты исследований, обращаем внимание еще на одну деталь, а именно на последовательность магматических событий: на первом этапе формируются интрузии Мончегорского массива, как производные марианит-бонинитовой магмы, а Мончетундровский массив образовался из магм толеитового типа. Отметим, что аналогичная последовательность формирования зафиксирована для интрузий Олангской группы (Северная Карелия). Здесь временной интервал между внедрением магмы и формированием массивов Луккулайсваара (производный марианит-бонинитовой магмы) и Ципринга (производный толеитовой магмы) c вероятностью 0.999 не превышает 4.4 млн лет. За это время интрузив Луккулайсваара был выведен на дневную поверхность, перекрыт толщей эффузивов, по границе которых с архейским фундаментом в свою очередь внедрился интрузив Ципринга (Семенов и др., 1995).

ВЫВОДЫ

1. Мончегорский магматический узел был сформирован за счет комплекса отличающихся по времени магматических событий. Формирование интрузива Мончегорск связано с возрастными интервалами 2497 ± 21–2504 ± 2 (гора Нюд) и 2507 ± 9 млн лет (субмеридиональная ветвь Мончегорского интрузива), 2500 ± 10–2487 ± 12 млн лет (дайки габбро, меланоноритов, ортопироксенитов, гора Ниттис). Породы интрузива Мончетундра, в рамках его принятых границ, формировались в три этапа магматической активности: 2500 млн лет – ортопироксениты и нориты нижней зоны, 2470 млн лет – лейкогаббро-нориты и 2450 млн лет – лейкогаббро верхней зоны.

2. Мощность вертикального разреза интрузива Мончегорск достигала 3700 м. Состав магмы, рассчитанный с учетом его оцененной мощности, близок составу магмы массива Кивакка при условии сохранения порядка отношений мощностей зон интрузивов.

3. Строение вертикального геологического разреза (район Пентландитового ущелья) и состав слагающих его пород имеют сходство с разрезом и породами краевой зоны НКТ. В связи с этим расслоенную серию этого участка мы относим к массивам Ниттис, Кумужья и Травяной.

4. Расчеты с использованием пород краевой зоны интрузива Мончегорск (обр. 791-1123, 791-1135) при 6.5–5.5 кбар показали, что расплав, равновесный с Ol, содержал (мас. %): SiO₂ ≤ 55, TiO₂ ≤ 0.50, MgO ≤ 14. Температура исходной магмы при этом могла быть равна 1390°С. При более низком давлении (ниже 6.5 кбар) в полученном расплаве отмечается увеличение содержания кремнезема. В Мончегорском интрузиве состав интрателлурического оливина в этой модели мог варьировать в пределах 88–92 мол. % Fo. Количество интрателлурического оливина в расплаве в зависимости от давления могло варьировать от 11 до 24 об. %.

5. Расслоенная серия (скв. 742) интрузива Мончетундра сформирована в процессе кристаллизации магмы толеитового состава и идентична магме, сформировавшей интрузию Ципринга (Олангская группа интрузий). Поэтому магмы, сформировавшие интрузию Мончегорск, и магмы, сформировавшие расслоенную серию интрузива Мончетундра (скв. 742), имеют разные источники.

Благодарности. Авторы благодарят Г.П. Плескач (ИГГД РАН) за помощь в подготовке статьи к печати, а также выражают благодарность рецензентам Е.В. Коптеву-Дворникову и А.М. Ларину.

Финансовые источники. Работа выполнена по проекту НИР ИГГД РАН, тема № FMUW-2021-0002, регистрационный номер: АААА-А21-121011190056-7.