Магмаподводящий палеоканал в Мончегорском рудном районе: геохимия, изотопный U-Pb и Sm-Nd анализ (Кольский регион, Россия)

Введение

На территории Кольско-Лапландско-Карельской провинции, наиболее древней части Фенноскандинавского щита, широко развиты расслоенные интрузии палеопротерозойского возраста, сложенные породами основного и ультраосновного составов [1, 2]. Одним из полигонов изучения расслоенных интрузий стал Мончегорский рудный район, расположенный в центральной части Кольского региона (рис.1).

На территории Мончегорского рудного района расположены расслоенные рудоносные интрузии двух возрастных групп – Мончеплутон (2,50 млрд лет), Имандра-Умбареченский комплекс (2,44 млрд лет), одновозрастные массивы крупнейшего габбро-анортозитового комплекса Главного хребта, а также приуроченные к ним месторождения и рудопроявления сульфидных Cu-Ni-PGE, малосульфидных платинометалльных, хромитовых и титаномагнетитовых руд. Немаловажное значение имеет хорошая обнаженность и доступность территории.

В центральной части Мончегорского рудного района была пробурена структурная скв. М-1 глубиной 2,5 км с целью обнаружения рудных объектов (рис.1). На глубине 2037-2377 м скважина пересекла тело ультрабазитов, которое рассматривается в качестве подводящего канала. Ранее подобные каналы практически не были известны для расслоенных рудоносных интрузий

докембрийского возраста. Между тем они очень важны для решения вопроса о механизме внедрения магм и их внутрикамерной кристаллизации. В настоящей работе изложены результаты исследований, направленных на решение проблемы каналов, по которым могла поступать магма в вышерасположенные магматические камеры. Исследования включали геохимический, минералогический и изотопно-геохимический (U-Pb циркон, Sm-Nd) анализы, выполненные в лабораториях ИГЕМ РАН (Москва), ГИ КНЦ РАН (Апатиты) и CRPG-CNRS (Национальный центр научных исследований Франции, Нанси).

Геологическое строение района

Мончегорский рудный район приурочен к области сочленения Беломорского и Центрально-Кольского мегаблоков и Имандра-Варзугской зон карелид [2]. В строении Беломорского мегаблока, расположенного в юго-западной части района, принимают участие тоналитовые гнейсы, амфиболиты, мигматиты и пегматиты, смятые в сложные складки в результате нескольких этапов деформаций, в том числе вязкого течения, а также плагиограниты с возрастом 2,81 млрд лет [5]. Центрально-Кольский мегаблок сложен породами трех комплексов с возрастом 2,83-2,70 млрд лет [2]. Первый комплекс представлен олигоклазовыми гранитами, плагиогранитами и диоритами, образующими купольные структуры, второй – биотитовыми, биотит-амфиболовыми и силлиманит-гранатовыми гнейсами и железистыми кварцитами, залегающими в межкупольных пространствах, третий – фрагментарно метавулканитами основного и кислого составов позднеархейского зеленокаменного пояса. Имандра-Варзугская зона карелид представлена мульдообразной структурой, выполненной тремя толщами метавулканогенных пород основного и среднего составов, разделенных пластами туфогенно-осадочных пород и кварцитов общей мощностью 2,5-3,0 км. Они залегают с угловым несогласием на породах архейского возраста, а также эродированной поверхности Мончеплутона в районе предгорья Вурэчуайвенч. 

В центральной части Мончегорского рудного района залегают две крупных интрузии – Мончеплутон и Мончетундровский массив [3]. Мончеплутон представляет типичную расслоенную многофазную интрузию, сложенную породами базит-ультрабазитового состава.   Мончетундровский массив является частью габбро-анотозитового комплекса Главного хребта, который разделяет Беломорский и Центрально-Кольский мегаблоки. В разрезе Мончетундровского массива преобладают габбро-анортозиты, в подчиненном количестве принимают участие ортопироксениты, нориты, габбронориты, анортозиты, а также габбро-пегматиты. Долгое время господствующим было представление об архейском возрасте данного комплекса [6, 7], однако результаты U-Pb датирования циркона и бадделеита свидетельствуют о внедрении массивов габрро-анортозитов в палеопротерозойский период [3, 8]. В южной части района залегают хромитоносные норит-габброноритовые интрузии Имандра-Умбареченского комплекса, внедрение которых произошло уже после начала заложения Имандра-Варзугской зоны. 

Мончеплутон на плане имеет дугообразную форму и состоит из двух магматических камер [3]. Северная камера длиною 7 км ориентирована на северо-восток и выражена на местности вершинами гор Ниттис, Кумужья и Травяная (НКТ). Южная камера длиною 9 км протягивается в восточном направлении от вершины горы Сопча до Нюд и Поаз (СНП) и далее на юго-восток до предгорья Вурэчуайвенч. Каждая из камер имеет форму симметричной мульды с падением крыльев под углами 30-40º (НКТ) и от 40-45 до 20-25º с выполаживанием к осевым частям (СНП). Обе камеры наклонены на юго-запад.

Сводный разрез Мончеплутона представлен кварцевыми норитами и габброноритами Базальной зоны (MZ) и породами пяти мегациклов (макроритмов), каждый из которых начинается с пород, обогащенных MgO. В пределах Северной камеры выделяются снизу вверх следующие мегациклы: I – гарцбургит-ортопироксенитовый, II – дунит-гарцбургит-ортопироксенитовый; в пределах Южной камеры: III – дунит-ортопироксенит-норитовый; IV – гарцбургит-норит-габброноритовый; V – габбронорит-анортозитовый. По мнению авторов статьи [9], мегациклы формировались в результате пульсационного внедрения новых порций магмы еще до полной кристаллизации более раннего мегацикла. Внедрение Мончеплутона произошло согласно данным U-Pb датирования циркона в период 2507-2498 млн лет [3, 10, 11, 8]. 

В постинтрузивный период, во время заложения Имандра-Варзугской зоны, внутреннее строение Мончеплутона было нарушено тектоническими движениями, и породы II мегацикла (совместно с Сопчеозерским месторождением хромитовых руд) были опущены относительно Северной и Южной камер. Основной объем пород, слагающий Мончеплутон, не метаморфизован, за исключением пород предгорья Вурэчуайвенч, залегающих в западной части Южной камеры и метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой фации. 

Для Мончеплутона установлены два четко выраженных тренда изменения содержания главных породообразущих компонентов [9, 12]. Первый тренд включает серию дуниты – гарцбургиты-ортопироксениты I, II и III мегациклов, для которых характерным является значительное повышение содержания SiO₂ по мере снижения MgO. Второй тренд – серия нориты – габбронориты – анортозиты IV и V мегациклов со значительным увеличением содержания Al₂O₃, CaO при относительно стабильном SiO₂ по мере уменьшения MgO. Для пород всех мегациклов выявлены однотипные спектры распределения РЗЭ, нормированные к хондриту, с небольшим превышением ЛРЗЭ над TРЗЭ, но с разной степенью дифференциации. Характерной особенностью пород всех мегациклов является отрицательная Nb- и Ta-аномалия и положительная – Sr относительно деплетированной мантии (DМ).

Мончетундровский массив отделен от Мончеплутона крутопадающей тектонической зоной (рис.1). Эта зона представляет собой тектоническую смесь бластокатаклазитов и бластомилонитов по архейским плагиогнейсам и диоритам, жильных габброидов и плагиогранитов, а также рвущих их даек метадолеритов. По данным изучения Sm-Nd и Rb-Sr систем, в гранат-амфиболовом бластокатаклазите по габбро-анортозиту (скв. М-1, инт. 1088,3 м) разлом был заложен около 2,0-1,9 млрд лет назад; температура достигала 620-640 °С, давление 6,9-7,6 кбар, что соответствует условиям амфиболитовой фации [13].

Значительная часть разреза Мончетундровского массива, зона глубинного разлома и породы архейского фундамента вскрыты структурной скв. М-1 глубиной 2472 м (рис.1). Породы Нижней и Средней зон частично вскрыты также в ущелье Лойпишнюн новыми мелкими скважинами МТ-3, МТ-25, МТ-69, МТ-70 и МТ-79 глубиной 250-355 м [4]. 

В пределах центральной части Мончетундровского массива выделены следующие зоны: Нижняя (скв. М-1, инт. 750-1020 м), Средняя (скв. М-1, инт. 0-750 м) и Верхняя (от устья скв. М-1 до вершин Мончетундра и Хипикнюнчорр, мощность более 500 м) [3]. Нижняя зона является наиболее неоднородной по составу. Ее нижняя часть (908-1020 м) сложена преимущественно переслаивающимися габброноритами и норитами, а верхняя – ортопироксенитами, норитами и габброноритами. На глубине 782 и 810 м залегают маломощные (около 10 м) тела гарцбургитов; на контактах они переходят в меланократовые нориты и ортопироксениты. Средняя зона сложена трахитоидными, мезократовыми, реже лейкократовыми габброноритами; Верхняя зона – мезо- и лейкократовыми габброноритами и анортозитами. В пределах всех зон залегают более поздние тела крупнозернистых габброноритов и габбро-пегматитов.

Точки составов пород Мончетундровского массива группируются на петрохимических диаграммах в виде разобщенных или частично перекрывающихся полей, не образуя, в отличие от Мончеплутона, четко выраженных трендов [9]. Породы Нижней зоны значительно отличаются от пород Средней и Верхней зон более высоким содержанием MgO, Cr и низкими – Al₂O₃, CaO, а составы пород Средней и Верхней зон по большей части перекрываются. Для всех пород Мончетундровского массива свойственен однотипный плоский характер распределения спектров РЗЭ, нормированных к хондриту, слабовыраженное превышение ЛРЗЭ над ТРЗЭ и четко выраженная положительная Eu-аномалия. Для них также установлены, как и для Мончеплутона, отрицательные аномалии Nb и Ta и положительная аномалия Sr относительно DM.

На основании обобщения результатов изотопного U-Pb анализа циркона и бадделеита в породах Мончетундровского массива [3, 4, 8] можно отметить четыре фазы: I (ранняя) – 2521-2516 млн лет (выделена условно из-за метаморфической природы опробованных пород); II (главная) – 2507-2496 млн лет (средний возраст 2502±5 млн лет, шесть анализов); III (поздняя) – 2476-2471 млн лет (2473±8 млн лет, три анализа) и IV (пегматоидная) – 2456-2445 млн лет (2451±4 млн лет, три анализа). Эти данные свидетельствуют, что начало внедрения Мончетундровского массива и Мончеплутона происходило синхронно, однако общая длительность их формирования значительно различается. По данным реконструкций P-T условий формирования Мончетундровского массива и Мончеплутона определены разные интервалы температур кристаллизации пород и давления: T= 1190-1000 °С и P= 5,3-6,4 кбар для Нижней зоны массива Мончетундровского массива, T= 1300-1200 °С и P = 3,0 кбар для Мончеплутона [4]. Таким образом, формирование вышеназванных интрузий происходило на разных глубинах – Мончетундровского массива на глубине около 20 км, а Мончеплутона – около 10 км. В свекофеннский период орогении они были пространственно сближены в результате тектонических перемещений по системе глубинных разломов [13].

Пробы для изотопных исследований

Для анализа U-Pb и Sm-Nd изотопных систем были взяты две пробы из керна скв. М-1: М-75 (интервал 2101-2102 м) и М-77 (интервал 911-912 м) (рис.1).

Проба М-75весом 4,9 кг сложена слабоизмененным меланократовым оливиновым габброноритом, залегающим в верхней части тела ультрабазитов. Ее минеральный состав (об.%): оливин 35-40, ортопироксен 40-45, клинопироксен 5-10, интерстиционный основной плагиоклаз 13-15, частично замещенный хлоритом, Cr-шпинель в виде включений в оливине и ортопироксене 2, амфибол 2-3. Структура породы – среднезернистая, гипидиоморфнозернистая, пойкилоофитовая, келифитовая.

Проба М-77весом 8,2 кг отобрана из Нижней зоны Мончетундровского массива. Она сложена массивным крупнозернистым габброноритом. Структура породы пойкилоофитовая, характеризуется включениями зерен ортопироксена в крупных призматических кристаллах основного плагиоклаза. Клинопироксен образует зерна субидиоморфной формы размером до 3-5 мм. Присутствуют мелкие зерна апатита. Рудные минералы представлены магнетитом и ильменитом. Зерна пироксенов локально замещены агрегатом амфибола с микровключениями сульфидов. На границе зерен ортопироксена и плагиоклаза наблюдается келифитовая кайма амфиболового состава. Во внешней ее части присутствуют удлиненные зерна клиноцоизита. Химический состав пр. М-77 (мас.%): SiO₂ 51,31, TiO₂ 0,28, Al₂O₃ 15,33, Fe₂O₃10,94, MgO 9,60, CaO 8,44, Na₂O 2,17, K₂O 0,50, H₂O 1,66, S 0,04.

Аналитические методы

Определение концентрации главных и примесных элементов в пробах пород выполнено методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа (РФА) на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны), модель Axios mAX-Advanced производства компании PANalytical (Нидерланды). Спектрометр снабжен рентгеновской трубкой мощностью 4 кВт с Rh-анодом. Максимальное напряжение на трубке 60 кВ, максимальный анодный ток – 160 мА. При градуировке спектрометра использованы отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава горных пород и минерального сырья. В качестве контрольных образцов применялись стандартные образцы геологической службы США (USGS). Анализ выполнен по методикам НСАМ ВИМС, обеспечивающим получение результатов III категории точности количественного анализа по ОСТ РФ 41-08-205-04. Анализы выполнены в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН, аналитик А.И.Якушев. Дополнительно были привлечены анализы пород, полученные методом ICP-AES и ICP-MS (Нанси, Франция).

Составы минеральных фаз изучены методом рентгеновской спектроскопии с использованием MS-46 CAMECA (ГИ КНЦ РАН, Апатиты) и CAMECA SX 50 (Национальный центр научных исследований CRPG-CNRS, Нанси, Франция).

Монофракции циркона ипородообразующих минералов для U-Pb и Sm-Nd изотопных анализов были выделены в лаборатории сепарации вещества и первичной обработки проб ГИ КНЦ РАН под руководством Л.И.Коваль по стандартной методике сепарации с помощью электромагнитов и тяжелых жидкостей. Анатомия кристаллов циркона в отраженных электронах (BSE) и катодолюминесценции (CL) изучались с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO 1450 (Carl Zeiss, Германия) с энергодисперсионным анализатором Quantax 200 (Bruker, Германия).

Все изотопные исследования были выполнены в лаборатории геохронологии и изотопной геохимии ГИ КНЦ РАН. U-Pb датирование циркона осуществлено методом ID-TIMS. Навески циркона предварительно подвергались гидротермальному разложению в концентрированной (48 %) кислоте HF при температуре 205-210 °C в течение 1-10 дней по методике Т.Кроу [14]. Изотопные измерения проводились на семиканальном термоионизационном масс-спектрометре Finnigan MAT 262. Изотопные отношения исправлены на масс-дискриминацию, полученную при изучении параллельных анализов стандартов SRM-981 и -982 и равную 0,12±0,04 %. Погрешность в U-Pb отношениях вычислена при статистическом обсчете параллельных анализов стандартов ИГФМ-87 и принята 0,5 %, если ошибки выше, то приводятся реальные значения в таблице изотопных данных. Расчет координат точек и параметры изохроны обсчитывались с помощью программы ISOPLOT [15, 16]. Вычисление возрастов проведено по принятым величинам констант распада урана [17], ошибки даны на уровне 2б. Коррекция на примесь обыкновенного Pb производилась по модели [18]. Также проводилась коррекция на изотопный состав когенетичных плагиоклазов в тех случаях, где примесь обыкновенного Pb была более 10 % от общего количества Pb и изотопные отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – меньше 1000. Детально методика опубликована в работе [8].

Измерения изотопного состава Nd и концентраций Sm и Nd проводились на семиканальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan MAT 262 (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент. Среднее значение отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNd_i-1 за период измерений составило 0,512081 ± 13 (N = 11). Ошибка в ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношениях – 0,3 % (2σ) – среднее значение из семи измерений в стандарте BCR-2 [19]. Погрешность измерения изотопного состава Nd в индивидуальном анализе – до 0,01 % для минералов с низкими концентрациями неодима и самария. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd – 0,3 и Sm – 0,06 нг. Точность определения концентраций Sm и Nd ± 0,5 %. Изотопные отношения были нормализованы по отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0,7219, а затем пересчитаны на табличное отношение в стандарте JNd_i-1 = 0,512115 [20]. Вычисление параметров изохрон проводилось с помощью программы ISOPLOT [15]. При расчете величин e_Nd(T) и модельных возрастов T_DM использованы современные значения CHUR по [21] (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,512630, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0,1960) и DM по [22, 23] (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0,2136).

Результаты геологических, минералогических и геохимических исследований

Скважина М-1 пересекла на глубине 2037-2383 м интрузивное тело ультрабазитов мощностью 340 м с сохранившимися эндоконтактовыми зонами закалки. Ранее аналогичные породы были вскрыты скв.765 на интервале 1380-1600 м, расположенной на юго-запад от скв. М-1 (рис.1). На основе этих данных можно сделать вывод о смещении (опускании) тела ультрабазитов, вскрытого скв. М-1, относительно фрагмента, вскрытого скв. С-765, а также выклинивании его в юго-западном направлении и пластово-линзовидной форме. Тело отделено от нижнего контакта Мончетундровского массива зоной разлома мощностью более одного километра (рис.1). Оно имеет четкие интрузивные взаимоотношения с вмещающими породами архейского диоритового комплекса, оказывая на них четко выраженное термальное воздействие с образованием роговиков. На контактах с вмещающими породами были обнаружены породы эндоконтактовых зон закалок, зернистость которых меняется от мелкой до тонкой при приближении к контактам. Верхняя зона мощностью около 10 м (из них 6,6 м тонкозернистые) сложена меланократовым норитом, а нижняя мощностью около 37 м (из них 2,5 м тонкозернистые) – ортопироксенитом.

Состав минералов приведен в табл.1, состав пород, включая содержания главных компонентов, рудных, рассеянных и редкоземельных элементов, – в табл.2, 3.

Основной объем интрузивного тела выполнен плагиогарцбургитом. Он отличается от гарцбургита Северной камеры Мончеплутона наличием интерстиционного основного плагиоклаза и небольшой примесью клинопироксена. Структура породы гипидиоморфнозернистая, пойкилитовая. Минеральный состав плагиогарцбургита (об.%): 65-85 оливин (86,8-88,4 % Fо), 10-25 ортопироксен (Fs = 11,2-12,6 %), 6-15 плагиоклаз (43-53 % An), 3-5 авгит (f = 10-13) и 1-3 Cr-шпинель (табл.1). Оливин содержит примесь NiO (0,09-0,62 %), Cr-шпинель – TiO₂ (0,22-0,71; 2,38 %), ZnO (0,10-0,73 %) и NiO (0,10-0,72 %). Состав породообразующих минералов слабо меняется по разрезу. Можно отметить небольшое повышение Fs в ортопироксене при приближении к контактам тела. На границе оливина и плагиоклаза наблюдается реакционная однослойная келифитовая кайма, сложенная поперечно-волокнистым агрегатом амфибола. Плагиоклаз частично замещен хлоритом.

Таблица 1

Состав минералов из пород скв. М-1 по данным микрозондового анализа, мас.%

Примечание.Fo – форстерит, мол.%, Fs – ферросилит, мол.%, An – анортит, мол.%, Mg# – Mg/MgO + FeO.  

Таблица 2

Состав пород из скв. М-1 по данным РФА, мас.%, мг/г

Примечание. 2037,4, 2383,3 – породы зон закалок, остальные – плагиогарцбургиты; п.п.п. – потери при прокаливании.

Таблица 3

Состав пород из скв. М-1 по данным ICP-AES и ICP-MS, мас.%, мг/г

Примечание. Fe₂O_3tot = FeO + 0,9 Fe₂O₃.

Меланократовый норит представляет собой крайний член в ряду эндоконтактовых пород: плагиогарцбургит – ортопироксенит – меланонорит, связанных постепенными переходами. Минеральный состав меланонорита (об.%): 40-70 ортопироксен (f= 12-14 %), 25-40 плагиоклаз (51-56 % An), 5-10 авгит (f = 10-13 %), 0,5-1 Cr-шпинель и <1 сульфиды.

На вертикальном разрезе изучаемого тела (рис.2) отражены вариации главных (SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O_3tot) и рудных (Cr, Ni) компонентов. На разрезе четко проявлено симметричное распределение содержания породообразующих компонентов, связанное с уменьшением MgO, Cr и Ni и увеличением SiO₂ и Al₂O₃ к обоим контактам. Данная особенность хорошо согласуется с распределением температуры кристаллизации – стабильной в основном объеме тела и понижающейся на контактах. Наблюдается небольшое увеличение содержания MgO в нижней и Al₂O₃ в верхней частях массива, что связано со слабопроявленной аккумуляцией соответственно оливина и плагиоклаза.

Для Fe₂O_3totпроявлено небольшое увеличение снизу вверх по разрезу и нарушение трендов вблизи контактов. Первое связано с постепенным уменьшением температуры кристаллизации, а второе – с относительно резким охлаждением расплава на контактах. Для Nd установлено равномерное распределение на большей части разреза в пределах 3,49-4,35 мг/г и увеличение его содержания до 7,43 мг/г вблизи нижнего контакта (табл.2).  

Породы, слагающие изученный массив, характеризуются однотипным характером спектров распределения РЗЭ, нормированных к хондриту, с небольшим превышением ЛРЗЭ над TРЗЭ и небольшой степенью дифференциации (рис.3).

Характерной их особенностью является отрицательная Nb- и Ta-аномалия и положительная – Sr относительно DМ (рис.4). По сравнению с породами Мончетундровского массива в них отсутствует положительная Eu-аномалия. Наибольшее сходство породы пластового тела проявляют, судя по спектрам РЗЭ и спайдер-диаграммам, с породами Южной камеры Мончеплутона [9].

Результаты изотопных исследований

Проба М-75 Монофракция циркона (0,50 мг) разделена на четыре навески. Первая из нихпредставлена обломками крупных кристаллов. Средний их размер 0,175×0,175 мм (Ку – 1). Цвет светло-желтый, блеск стеклянный, поверхность слабокорродированная. В краевой зоне проявлена слабовыраженная зональность. Зерна содержат тонкую сеть микротрещин, краевая зона трещиноватая. Навеска 2 – короткопризматические кристаллы с хорошо выраженными гранями пирамиды и пинакоида и слабоокругленными ребрами (рис.4, а, в). Средний их размер 0,175×0,175 мм (Ку – 1). Кристаллы полупрозрачные, цвет светло-желтый, блеск стеклянный. Поверхность не корродированная. Кристаллы содержат крупное ядро с грубой зональностью. От ядра расходятся радиальные трещины. В краевой широкой части проявлена первичная осцилляционная ритмическая зональность магматического типа. Навеска 3 представлена мелкими обломками кристаллов разной формы. Средний их размер 0,170×0,170 мм (Ку – 1). Зерна полупрозрачные, цвет светло-желтый, блеск стеклянный. Навеска 4 содержит удлиненно-призматические, сильно трещиноватые кристаллы (рис.4, б, г). Средний их размер 0,24×0,105 мм (Ку – 2,2). Цвет молочный, блеск стеклянный. В BSE и CL выявлена внутрифазовая неоднородность, обусловленная процессами постинтрузивных метаморфических изменений. Результаты U-Pb изотопного анализа циркона представлены в табл.4.

Таблица 4

Результаты U-Pb изотопного анализа циркона из оливинового меланократового (М-75) и крупнозернистого (М-77) габброноритов

На U-Pb диаграмме с конкордией (рис.5, а) аналитические точки навесок 1, 2 и 3 аппроксимируются дискордией с верхним пересечением 2510 ± 9 млн лет (СКВО = 1,4); нижнее пересечение, равное нулю, отражает современные потери Pb. Аналитическая точка для навески 4 располагается

на конкордии с возрастом 2780 ± 10 млн лет. На основе формы зерен, их внутреннего строения и результатов U-Pb изотопного анализа навески 1, 2 и 3 объединены в морфологический тип, который характеризует циркон магматического генезиса, навеску 4 следует отнести к метаморфизованному типу. Они значимо различаются по содержанию U (169-524 и 35 мг/г). Полученный результат 2510 ± 9 млн лет совпадает в пределах аналитической ошибки с возрастом магматического циркона и бадделеита из интрузивных пород Мончеплутона (2507-2498, среднее 2502 ± 5 млн лет) [3, 10, 11, 8]. Возраст 2780 ± 10 характеризует метаморфизм ксеногенного циркона, который по возрасту отвечает одному из этапов метаморфизма гранитогнейсов фундамента Мончегорского рудного района.

Проба М-77 Монофракция циркона весом 1,0 мг разделена на четыре навески. Навеска 1 представлена кристаллами удлиненно-призматического и дипирамидального габитуса (см. рис.4, д, ж). Кристаллы прозрачные, цвет светло-желтый, блеск стеклянный, поверхность не корродированная. Средние размеры 0,175×0,06 (Ку – 2,9). Величина массы среднего кристалла – 25,2·10^–6 г. Кристаллы содержат ядро дипирамидально-призматического габитуса со слабовыраженной внутрифазовой неоднородностью. Основная часть кристалла имеет хорошо выраженную первичную осцилляционную магматическую зональность, параллельную внешним граням. Навеска 2 содержит пластинчатые обломки кристаллов. Зерна полупрозрачные, цвет светло-желтый, блеск жирный, поверхность слабокорродированная. Средние их размеры – 0,175×0,105 (Ку – 1,6). Величина массы среднего кристалла – 7,7·10^–6 г. Зерна содержат внутренний зародыш овально-неправильной формы с тонкой ритмической зональностью. Во внешней тонкой кайме также выявлена тонкая ритмическая зональность роста. Навеска 3 представлена обломками кристаллов полуовальной формы. Средние размеры зерен 0,140×0,105 (Ку – 1,3). Величина массы среднего кристалла – 6,1·10^–6 г. Зерна прозрачные, цвет желтовато-коричневый, блеск жирный, поверхность корродированная. Внешняя зона трещиноватая. В зернах присутствует слабовыраженное в BSE и CL ядро многоугольной формы с внутрифазовой неоднородностью. Отмечаются реликты тонкой каймы. Навеска 4 содержит обломки кристаллов циркона неопределенной формы с мелкими включениями (бадделеита?). Зерна полупрозрачные, цвет светло-желтый, блеск стеклянный. Поверхность не корродированная. Средний размер зерен 0,140×0,105 (Ку – 1,3). Величина массы среднего кристалла – 6,1·10^–6 г.

Формы зерен, их внутреннее строение, отражающее процессы роста в магматическом расплаве, и результаты U-Pb изотопного анализа навесок 1-4 характеризуют циркон магматического генезиса. Содержание U в данном цирконе варьируется от 400 до 926 мг/г (табл.4), что сопоставимо с цирконом из габброноритов Средней зоны Мончетундровского массива [3]. 

На U-Pb диаграмме с конкордией аналитические точки для четырех навесок циркона пр. М-77 аппроксимируются дискордией с верхним пересечением 2451 ± 9 млн лет (СКВО = 0,76) (рис.5, б). Нижнее пересечение 326 ± 20 млн лет отвечает этапу внедрения крупных интрузий щелочных сиенитов (Хибины и др.). Возраст 2451 ± 9 млн лет не совпадает с возрастом циркона из норитов (2500 ± 2 млн лет) и ортопироксенитов (2496 ± 3 млн лет), залегающих в пределах Нижней зоны Мончетундровского массива [4], но соответствует возрасту циркона из пород IV Постинтрузивной, пегматоидной, фазы, которые прорывают породы Средней и Верхней зон Мончетундровского массива (2456-2445 млн лет). Эти результаты свидетельствуют о гетерогенном строении Нижней зоны Мончетундровского массива, в строении которой участвуют породы с возрастом от 2500 до 2450 млн лет.

Результаты Sm-Nd исследований проб М-75 и М-77 представлены в табл.5. Для М-75 выполнены измерения пробы, навесок плагиоклаза и пироксенов, для М-77 – пробы, навесок пироксенов, магнетита и ильменита. Пробы различаются по содержанию Nd в силикатах и породе – соответственно 3,70-4,77 и 5,13-6,83 мг/г.

Таблица 5

Результаты изотопного Sm-Nd анализа проб М-75 и М-77

Для оливинового габбронорита (пр. М-75) получен изохронный возраст, равный 2435 ± 25 млн лет, СКВО = 0,5 (рис.5, в). Он отличается от U-Pb возраста циркона, по-видимому, из-за локального изменения плагиоклаза. Для крупнозернистого габбронорита (пр. М-77) изохронный возраст равен 2448 ± 26 млн лет, СКВО = 1,9 (рис.5, г). Он совпадает в пределах аналитической ошибки с U-Pb возрастом циркона. Для пр. М-75 определено положительное значение параметра e_Nd (+1,1), для пр. М-77 – отрицательное (–0,3). Пробы также различаются по модельному возрасту протолита исходной магмы: соответственно 2,75 и 2,92 млрд лет.

Обсуждение. Изученное интрузивное тело ультрабазитов, вскрытое скв. М-1, отделено от Мончетундровского массива мощной зоной бластокатаклазитов и бластомилонитов и поэтому не может входить в его состав. Тело также не является более молодой интрузией, так как возраст его внедрения совпадает с возрастом пород Мончеплутона и началом формирования Мончетундровского массива. По своему строению изученное тело является самостоятельным интрузивным массивом с сохранившимися зонами закалки и слабопроявленной камерной дифференциацией. Эти данные позволяет отнести его к фрагменту магмаподводящей системы в виде палеоканала, по которому ультраосновная магма могла поступать в вышерасположенную магматическую камеру.

На диаграмме MgO–SiO₂ (рис.6) отображены поля составов плагиогарцбургитов магмаподводящего палеоканала (ПК) и пород Мончеплутона (I-III, IV, V мегациклы), Мончетундровского массива (три зоны), а также коматиит-базальтовых вулканитов Ветреного пояса с возрастом 2,41 млрд лет. На данной диаграмме плагиогарцбургиты палеоканала попадают в поле гарцбургитов Мончеплутона, отличаясь от них большим содержанием Al₂O₃ и CaO (в два раза) при одинаковом содержании MgO [9]. Диаграмма отражает также четкие отличия дифференциации в коматиит-базальтовых вулканитах, которые относятся к комагматическим образованиям расслоенных интрузий [25, 26], и в Мончеплутоне. Отличия в трендах дифферениации обусловлены тем, что в вулканитах главную роль играла кристаллизация оливиновой фазы, тогда как в Мончеплутоне и других расслоенных интрузиях палеопротерозойского возраста региона происходила более сложная смена оливин-хромитового и оливин-ортопироксенового парагенезисов на ортопироксен-плагиоклазовый парагенезис. Осложняющим фактором является многократное поступление расплавов в магматическую камеру, различающихся по составу и оруденению.

На диаграмме e_Nd–Т (млн лет) (рис.7), построенной по результатам Sm-Nd анализа, отображены данные для пород палеоканала, а также Мончеплутона и Мончетундровского массива с корректировкой возраста пород по U-Pb анализу циркона и бадделеита. Основная часть аналитических точек располагается в области отрицательных значений параметра e_Nd, что является характерным для большинства расслоенных рудоносных интрузий палеопротерозойского возраста Кольско-Лапландско-Карельской провинции [8, 27, 28]. Данная особенность, по мнению авторов [3, 29], обусловлена процессами ассимиляции и контаминации вмещающих высокометаморфизованных пород в глубинных и промежуточных камерах, расположенных в пределах нижней и средней коры.

Заслуживает отдельного внимания положительные значения параметра e_Nd, установленные для пород палеоканала (+1,1), дунитаи хромитита Сопчеозерского месторождения Мончеплутона (+2,5 и +2,9) и ортопироксенита из Нижней зоны Мончетундровского массива (+1,7), возраст которых находится в пределах 2510-2496 млн лет (среднее 2501 ± ± 6 млн лет). Эти данные свидетельствуют о наличии в изученных массивах пород с мантийными метками, которые представляют собой слабоконтаминированное мантийное вещество. Из этого следует предположение о поступлении магм из разных глубинных очагов или промежуточных камер и о неполной гомогенизации магм в магматической камере. Этот вывод позволяет объяснить наличие в Мончеплутоне различных по металлогении месторождений – хромитовых и сульфидных Cu-Ni руд. Полученные данные также свидетельствуют, что маломощные тела ультраосновных пород, залегающие в пределах Нижней зоны Мончетундровского массива [3, 4] представляют собой самостоятельные инъекции магмы. По-видимому, они также являются продуктом общей магмаподводящей системы, которая располагалась в области сочленения Мончеплутона и Мончетундровского массива.

Выводы

Расположенное на глубине около 2,2 км линзовидно-пластовое тело плагиогарцбургитов мощностью 340 м представляет собой фрагмент магмаподводящей системы в виде палеоканала, по которому высокомагнезиальная магма поднималась в вышерасположенную магматическую камеру. Породы изученного тела по минеральному составу, геохимическим и изотопным особенностям проявляют значительное сходство с породами Мончеплутона, который является классическим примером расслоенной рудоносной интрузии. Возраст внедрения, определенный на основе изотопного U-Pb анализа циркона (ID-TIMS), равен 2510 ± 9 млн лет, что сопоставимо с периодом формирования Мончеплутона. Изученный геологический объект – это уникальный пример магмаподводящей системы для рудоносной расслоенной интрузии докембрийского возраста. 

Литература

1. Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий. Л: Наука, 1980. 184 с.
2. MitrofanovF.P., PozhilenkoV.I., ArzamastsevA. etal. Geology of the Kola Peninsula (Baltic Shield). Apatity: Kola Science Center RAS, 1995, 144 p.
3. Расслоенные интрузии Мончегорского рудного района: петрология, оруденение, изотопия, глубинное строение / Под ред. Ф.П.Митрофанова, В.Ф.Смолькина. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН, 2004, Ч. 1. 177 с; Ч. 2. 177 с.
4. Чащин В.В., Баянова Т.Б., Савченко Е.Э. и др. Петрогенез и возраст пород Нижней платиноносной зоны Мончетундровского базитового массива, Кольский полуостров // Петрология. 2020. Vol. 28. № 2. С. 150-183. DOI: 10.31857/S0869590320020028
5. Vetrin V.R. Composition and Structure of the Lower Crust of the Belomorian Mobile Belt, Baltic Shield // Petrology. 2006. Vol. 14. № 4. P. 390-412. DOI: 10.1134/S0869591106040047
6. Козлов Е.К. Естественные ряды пород никеленосных интрузий и их металлогения. Л.: Наука, 1973. 283 с.
7. Юдин Б.А. Габбро-лабрадоритовая формация Кольского полуострова и ее металлогения. Л.: Наука, 1980. 169 с.
8. Bayanova T., Mitrofanov F., Serov P. et al. Layered PGE Paleoproterozoic (LIP) Intrusions in the N-E Part of the Fennoscandian Shield – isotope Nd-Sr and 3He/4He data, Summarizing U-Pb Ages (on Baddeleyite and Zircon), Sm-Nd Data (on Rock-Forming and Sulphide Minerals), Duration and Mineralization // Geochronology – Methods and Case Studies. Chapter 6. INTECH, 2014. P. 143-193. DOI: 10.5772/58835
9. Смолькин В.Ф., Мокрушин А.В. Геохимия расслоенных интрузий палеопротерозоя Мончегорского рудного района, Кольский регион // Труды XVI Ферсмановской научной сессии ГИ КНЦ РАН, 7-10 апреля 2019, Апатиты, Россия. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН. 2019. № 16. С. 544-549. DOI: 10.31241/FNS.2019.16.111
10. Чащин В.В., Баянова Т.Б. Сопчеозерское хромовое месторождение Мончеплутона: геохимия и U-Pb возраст // Труды XVIII Ферсмановской научной сессии ГИ КНЦ РАН, 5-6 апреля 2021, Апатиты, 2021. Апатиты: Изд-во ГИ КНЦ РАН. 2021. № 18. С. 403-408.
11. Amelin Yu.V., Heaman L.M., Semenov V.S. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Shield: implications for the timing and duration of Paleoproterozoig continental rifting // Precambrian Research. 1995. Vol. 75. Iss. 1-2. P. 31-46. DOI: 10.1016/0301-9268(95)00015-W
12. Karykowski B.T., Maier W.D., Groshev N.Y. Critical Controls on the Formation of Contact-Style PGE-Ni-Cu Mineralization: Evidence from the Paleoproterozoic Monchegorsk Complex, Kola Region, Russia // Economic Geology. 2018. Vol. 113. № 4. P. 911-935. DOI: 10.5382/econgeo.2018.4576
13. ШарковЕ.В., СмолькинВ.Ф., БеляцкийВ.Б. идр. Время формирования Мончетундровского разлома (Кольский полуостров) по данным Sm-Nd и Rb-Sr изотопных систематик метаморфических парагенезисов // Геохимия. 2006. № 4. С. 355-364.
14. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal dissolution of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1973. Vol. 37. Iss. 3. P. 485-494. DOI: 10.1016/0016-7037(73)90213-5
15. Ludwig K.R. ISOPLOT/Ex – A geochronological toolkit for Microsoft Excel, Version 2.05 // Berkeley Geochronology Center Special Publication. № 1a. 1999. 49 p.
16. Ludwig K.R. PBDAT - A Computer Program for Processing Pb-U-Th isotope Data. Version 1.22 // Open-file report 88-542. US Geological Survey. 1991. 38 p.
17. Steiger R.H., Jager E. Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth and Planetary Science Letters. 1977. Vol. 36. Iss. 3. P. 359-362. DOI: 10.1016/0012-821X(77)90060-7
18. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model// Earth and Planetary Science Letters. 1975. Vol. 26. Iss. 2. P. 207-221. DOI: 10.1016/0012-821X(75)90088-6
19. Raczek I., Jochum K.P., Hofmann A.W. Neodymium and strontium isotope data for USGS reference materials BCR-1, BCR-2, BHV O-1, BHVO-2, AGV-1, AGV-2, GSP-1, GSP-2 and Eight MPI-DING reference glasses // Geostandards and Geoanalytical Research. 2003. Vol. 27. P. 173-179. DOI: 10.1111/j.1751-908X.2003.tb00644.x
20. Tanaka T., Togashi S., Kamioka H. et al. JNdi-1: A neodymium isotopic reference in consistency with LaJolla neodymium// Chemical Geology. 2000. Vol. 168. P. 279-281. DOI: 10.1016/S0009-2541(00)00198-4
21. Bouvier A., Vervoort J.D., Patchett P.J. The Lu-Hf and Sm-Nd isotopic composition of CHUR: Constraints from unequilibrated chondrites and implications for the bulk composition of terrestrial planets // Earth and Planetary Science Letters. 2008. Vol. 273. Iss. 1-2. P. 48-57. DOI: 10.1016/j.epsl.2008.06.010
22. Salters U.J.M., Stracke A. Composition of the depleted mantle // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2004. Vol. 5. Iss.5. P.1-27. DOI: 10.1029/2003GC000597
23. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material: implications for crustal evolution Steven // Earth and Planetary Science Letters. 1988. Vol. 87. Iss. 3. P. 249-265. DOI: 10.1016/0012-821X(88)90013-1
24. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 222-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
25. 25. Евсеева К.А., Красивская И.С., Чистяков А.В., Шарков Е.В. Раннепротерозойские бонинитоподобные вулканиты Ветреного пояса Балтийского щита, Россия // Литосфера. № 3. С. 110-126.
26. Mezhelovskaya, S.V., Korsakov, A.K., Mezhelovskii, A.D., Bibikova, E.V. Age range of formation of sedimentary-volcanogenic complex of the Vetreny Belt (the southeast of the Baltic Shield) // Stratigraphy and Geological Correlation. 2020. Vol. 24. P. 105-117. DOI: 10.1134/S0869593816020040
27. 27. Amelin Yu.V., Semenov V.S. Nd and Sr isotope geochemistry of mafic layered intrusions in the eastern Baltic Shield: implications for the evolution of Paleoproterozoic continental mafic magmas // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1996. Vol. 124. P. 255- DOI: 10.1007/s004100050190
28. 28. Serov P.A. Paleoproterozoic Pt-Pd Fedorovo-Pansky andCu-Ni-Cr Monchegorsk Ore Complexes: Age, Metamorphism, and Crustal Contamination According to Sm-Nd Data // Minerals. Vol. 11. Iss. 12. № 1410. DOI: 10.3390/min11121410
29. Смолькин В.Ф., Кременецкий А.А., Ветрин В.Р. Геолого-геохимическая модель формирования палеопротерозойских (2.5-2.4 млрд лет) рудно-магматических систем Балтийского щита // Отечественная геология. 2009. № 3. С. 54-62.