Реферат

В зоне сочленения Мончегорского и Мончетундровского расслоенных мафит-ультрамафитовых плутонов, тяготея к южной границе Мончегорского плутона, присутствуют интрузивные тела (далее в тексте массивы): Вуручуайвенч, Морошкового озера, Южносопчинский, массив Южного обрамления Дунитового блока НКТ. Интерпретация геологической истории этих массивов неоднократно пересматривалась, поскольку, как по набору слагающих разрезы этих массивов пород, так и по их последовательности в разрезе каждый массив отличен от трех других, а также от Мончегорского и Мончетундровского плутонов. Нами установлено, что, несмотря на различия, разрезы всех четырех массивов имеют принципиально сходное – двучленное – строение и состоят из двух элементов: продуктов кристаллизации сухих расплавов и продуктов кристаллизации надкритических флюидов. Формирование таких двучленных разрезов в массивах обрамления Мончеплутона мы объясняем поступлением в кристаллизующиеся исходно сухие расплавы водного флюида из вмещающих пород, что нарушает типичный ход кристаллизации, характерный для расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий.

В двучленных разрезах всех указанных массивов обнаружено промышленное платинометальное оруденение по морфологии и генезису отличающееся от хорошо известных медно-никелевых руд с сопутствующей платиноидной минерализацией: "рудного горизонта (рифа) г.Сопча", "критического горизонта" г.Нюд, эпигенетических сульфидных жил НКТ и г.Сопча, "донной залежи"-краевой серии Мончеплутона. Платинометальные руды массивов обрамления Мончеплутона формируют дискордантные по отношению к границам разных петрографических типов пород тела, минеральный состав платиноидов в рудах разнообразен: от скважины к скважине и даже в разных рудных интервалах одной и той же скважины соотношения минералов платиноидов с разными анионными группировками различно. Полученные данные позволяют обосновать вывод о том, что формирование платинометальных руд обусловлено спецификой условий кристаллизации магмы при формировании двучленных разрезов массивов обрамления Мончеплутона.

Платинометальные руды, локализованные в двучленных разрезах массивов южного обрамления Мончегорского расслоенного мафит-ультрамафитового плутона, по совокупности геологических и минералогических характеристик не соответствуют ни одному из описанных в литературе типов платинометальных руд, что делает целесообразным выделение самостоятельного дилатантного/декомпрессионного рудно-формационного типа руд, обладающего специфическим набором поисковых признаков.

Введение

Предыдущими исследованиями (Козлов, 1973; Чащин, Дуракова, 2000; Мурадымов, 2000; Шолохнев, 2001 и др.) было показано, что относительно небольшие (~2-15 кв.км) языкообразные массивы Вуручуайвенч, Южносопчинский, Морошкового озера, массив Южного обрамления НКТ (рис.1), тяготеют к южному обрамлению Мончеплутона в зоне сочленения Мончегорского и Мончетундровского плутонов и в своих разрезах имеют породы и элементы разреза, характерные как для Мончегорского, так и для Мончетундровского плутонов, не являясь, при этом, полными аналогами какой-либо части разреза ни того, ни другого плутона. По составу слагающих их пород, эти массивы отличаются друг от друга и поэтому не могут быть объединены в единое тело. Ввиду указанных сходств и различий массивы обрамления в разное время и разными авторами с достаточной долей условности относились либо к Мончетундровскому, либо к Мончегорскому плутону или даже рассматривались в качестве самостоятельных интрузивных тел.

Поисковыми работами последнего десятилетия с большим объемом буровых работ в массивах обрамления были выявлены промышленные платинометальные руды в ассоциации с убогой медно-никелевой минерализацией.

Изучение керна показало, что, несмотря на то, что строение разреза каждого из массивов обладает своей спецификой, все массивы имеют сходные характерные особенности: массивы расположены на периферии крупных расслоенных интрузий, разрезы каждого массива двучленны (продукты кристаллизации сухих магм с кумулусной структурой и продукты кристаллизации надкритических флюидов), в каждом из массивов присутствует платиноидная минерализация, зоны рудной минерализации дискордантны по отношению к петрографическим границам горизонтов, образующих разрез массивов обрамления.

Двучленное строение разреза этих массивов, нетипичное для крупных расслоенных комплексов, а также присутствие в них дискордантных рудных тел, которые по морфологии и минеральному составу отличаются от хорошо известных в большинстве расслоенных комплексов платинометальных рифов, краевых серий и эпигенетических сульфидных жил, являются важными генетическими признаками, того, что механизмы формирования как самих массивов, так и присутствующих в них руд отличны от процессов формирования пород и руд в крупных расслоенных мафит-ультрамафитовых плутонах и требуют специального анализа.

Методы исследования

Целенаправленные поиски платиноидов и попутное изучение геологического строения массивов южного обрамления Мончеплутона начались во второй половине 1990-х годов, проводились ОАО "Кольская ГМК" и на ранней стадии совместно с Центрально-кольской экспедицией. Было проведено бурение по сети 50х50 метров с локальным сгущением до 25х25метров (всего более 500 скважин), по результатам опробования керна выделялись рудные интервалы, а также выполнялись специализированные работы по изучению минерального состава платиноидов для выделения природных разновидностей платинометальных руд, которые использовались при установлении технологических типов руд и подсчете запасов месторождений. Огромный объем аналитических данных, полученных ОАО "Кольская ГМК", приведен в отчетных документах компании, однако геологическая интерпретация, выходящая за рамки поисковых работ, не производилась и настоящая публикация - одна из немногих, заполняющих этот пробел.

В ходе полевых работ изучались взаимоотношения пород в обнажениях, изучался керн опорных скважин с отбором проб на различные виды анализа. В камеральный период производилось петрографическое, минераграфическое и минералогическое изучение препаратов, уточнялось строение разреза массивов и характер взаимоотношений между отдельными элементами разреза, а также изучались особенности рудной минерализации.

Изучение минералов платиноидов проводилось по технологии «ppm-минералогия» с минералогической чувствительностью 0.01г/т по фазовому эквиваленту концентраций. Химический состав пород, содержание рудных компонентов и выделение рудных тел проводилось на основании изучения рядовых и групповых проб. Составы минералов изучались локальными методами в микрозондовых препаратах гравиконцентратов проб и в прозрачно-полированных шлифах. Электронно-микроскопическое изучение и определение химического состава породообразующих, акцессорных и рудных минералов выполнено на растровом электронном микроскопе Hitachi S570 с энергодисперсионным SDD спектрометром с аналитическим элементным диапазоном от бора и выше при ускоряющем напряжении 20kv.

Химический состав петрогенных элементов пород определялся рентгено-флюоресцентным методом, содержания окисного и закисного железа измерялось химико-аналитическим методом.

Основные черты геологического строения массивов южного обрамления Мончегорского плутона

Мончегорский плутон образует в плане дугу, сложенную из двух протяженных ветвей - меридиональной и широтной. Меридиональная, длиной 7 км, представлена в рельефе горами Ниттис, Кумужья и Травяная (НКТ). Широтная, длиной 9 км, представлена горами Сопча, Нюд, Поаз. Каждая из ветвей имеет мульдообразную структуру с падением крыльев к осевым частям. Мощность плутона варьирует от 500м (гора Травяная) до 1500м (горы Ниттис и Сопча). В разрезе Мончегорского плутона представлен полный и непрерывный дифференционный ряд пород, характерный для расслоенных интрузий, однако наращивание разреза происходит со смещением в горизонтальной плоскости таким образом, что ветвь НКТ имеет в разрезе гарцбургиты и ортопироксениты, в разрезе горы Сопча преобладают пироксениты, а горы Нюд-Поаз сложены плагиоортопироксенитами, меланоноритами, оливиновыми норитами и норитами (Козлов, 1973, Шарков,2006). Такое строение плутона объясняется кристаллизационной гравитационно-кинетической дифференциацией мафит-ультрамафитовой магмы (Козлов, 1973). В средних частях разреза плутона известны маломощные выдержанные горизонты медно-никелевых руд с платиноидной минерализацией («горизонт 330», «критический горизонт»). Суммарная мощность полного разреза Мончегорского плутона составляет 3.5 - 4 км.

Интрузивные породы Мончегорского плутона прорваны жилами пегматитов основного и среднего состава и дайками диоритов, долеритов и лампрофиров. На горах Сопча и НКТ известны жильные эпигенетические медно-никелевые руды. Мончегорский плутон пересечен серией сбросо-сдвигов, разбивающих его на блоки, смещенные относительно друг друга.

Выше упоминалось, что в зоне сочленения Мончегорского и Мончетундровского плутонов, но пространственно тяготея к южной границе Мончегорского плутона, известны массивы Вуручуайвенч, Морошкового озера, Южносопчинский, Южного обрамления Дунитового блока НКТ (рис. 1), причем принадлежность двух последних к Мончегорскому либо Мончетундровскому плутонам остается предметом дискуссии. Рассмотрим подробнее строение и состав этих четырех массивов, избегая излишней детализации.

Рис. 1. Схема геологического строения зоны сочленения Мончегорского и Мончетундровского плутонов и положение изученных массивов. Массивы: 1 – Южносопчинский, 2 – Морошкового озера, 3 – Вуручуайвенч, 4 – Южного обрамления НКТ. Условные обозначения: 1 – габбронориты и габбронорит-анортозиты Мончетундровского массива; 2 – вулканогенно-осадочные комплексы Имандра-Варзугской серии; 3-9 – образования Мончегорского Плутона: 3 – краевая серия с сульфидной медно-никелевой минерализацией ("донная залежь"), 4 – чередование Ol+Opx ±Cht, Opx-Ol и Opx+Ol(+Pl) кумулатов (а – свежие, б – измененные), 5 – Opx кумулаты, 6 – Pl+Opx±Cpx кумулаты, 7 – кумулаты и образования дунитового блока, 8 – сульфидное Cu-Ni оруденение (а – жилы сплошных сульфидов, б – вкрапленные руды "рудного пласта Сопчи – горизонта 330"); 9-10 – образования архейской рамы: гранулиты 9 – гнейсо-диориты Кольского блока 10 – риодациты и дациты Имандро-Варзугской зоны; 11 – тектонические нарушения; 12 – элементы залегания. Контуры массива по Е.В.Шаркову с изменениями и дополнениями.

Массив Вуручуайвенч (рис. 1) примыкает с юга к норит - габброноритовой части разреза Мончеплутона (горы Нюд-Поаз) и представляет собой полого падающее на юго-восток клинообразное тело, залегающее на гранито-гнейсах архейского фундамента и перекрытое породами Кукшинской свиты Имандра-Варзугской серии, под которыми массив прослежен отдельными скважинами на 4.5 км в южном направлении. Породы выходят на дневную поверхность к юго-западу и юго-востоку от массива Нюд-Поаз и по простиранию прослеживаются в северо-восточном направлении на 7-8 км, а затем уходят под акваторию оз. Имандра.

Вертикальная мощность (более 700 м) максимальна в северной части массива, с постепенным выклиниванием по падению. В разрезе массива присутствуют два основных типа пород:

а) безводные кумуляты - меланонориты, нориты и габбронориты, в верхней части подвергшиеся посткристаллизационным преобразованиям - слагают нижнюю часть разреза;

(Примечание: Вуагнатит - CaAlSiO₄(OH) - ромбический алюмосиликат кальция, на сегодняшний день описан только в родингитовых дайках офиолитовой зоны Таурус Маунтин (Taurus Мountains) в Юго-западной Турции, где он находится в ассоциации с пренитом, гидрогроссуляром, везувианом, хлоритом (Sarp et al.,1976). В породах массива Вуручуайвенч вуагнатит ранее не описывался из-за схожести с цоизитом (аномальные оттенки цветов двупреломления, удлиненно-призматические кристаллы), однако в вуагнатите содержание H₂O 5.1 масс%, тогда как в цоизите только 1.9. Соотношение цоизит - вуагнатит в породах требует уточнений).

Нижняя и верхняя части разреза сочленяются через переходную зону мощностью до 200м, в которой различные по соотношениям породообразующих минералов породы с неравномернозернистыми, такситовыми и пегматоидными структурами образуют незакономерные обособления от 0.5 до 3-5м с четкими или чаще размытыми границами (рис. 2). Вся переходная зона конформно верхней и нижней границе массива полого погружается в Ю-В направлении. Как это будет показано ниже, именно к этой зоне в целом, приурочено платинометальное оруденение, занимающее дискордантное положение по отношению к границам отдельных петрографических разновидностей пород. Границы рудных тел, выделяемые по лимитам промышленных кондиций руд (по концентрациям рудных компонентов), не совпадают с петрографическими границами, что отличает данный тип платинометального оруденения от "платинометальных рифов" (Меренски риф Бушвельда, горизонт 330 Сопчи), для которых существует четкий петрографический контроль оруденения.

2а	2б
2в	2г
Рис. 2. Неравномернозернистые такситовые и пегматиодные породы верхней части разреза массива Вуручуайвенч. На фото "б" и "г" видны рыжие пятна - окисленные сульфиды меди и никеля.

Соотношение Мончегорского плутона и массива Вуручуайвенч уже более 50 лет является предметом дискуссий.

Присутствие в породах массива Вуручуайвенч низкотемпературных водосодержащих минералов обычно рассматривается как свидетельство преобразования пород в ходе наложенного метаморфизма (Смолькин и др. 2004). Однако, поскольку породы самого Мончегорского плутона не метаморфизованы, то наложенные термальные преобразования пород массива Вуручуайвенч рассматривался как указание на их более древний возраст (Козлов 1973). Позднее была отмечена непрерывность смены составов от пироксенитов и норитов, слагающих горы Нюд-Поаз, к габброноритам нижней части разреза массива Вуручуайвенч, а также была установлена близость возрастов формирования «пегматоидных метагаббро-анортозитов» Вуручуайвенча (2497+/-21) и такситовых габброноритов горы Нюд (2507+/-9) (Баянова и др., 2004; Смолькин и др., 2004). На основании этих наблюдений был сделан вывод, что породы массива Вуручуайвенч представляют самую верхнюю часть общего дифференциированного разреза Мончегорского плутона (Смолькин и др., 2004), несмотря на тот факт, что степень "метаморфизма" пород верхней части разреза Вуручуайвенча необъяснимо увеличивается снизу вверх без каких-либо видимых геологических причин. С позиций нашего понимания этой противоречивой ситуации объект дискуссии отсутствует: верхняя часть разреза Вуручуайвенча (и других массивов обрамления Мончеплутона), представленная водосодержащими минеральными парагенезисами, является результатом кристаллизации водонасыщенного остаточного расплава (правильнее - надкритического флюида) поздне- постмагматического этапа, что не имеет отношения к "наложенному метаморфизму".

Принимая указанные выше возрастные датировки, структурная трактовка соотношений Мончеплутона и массива Вуручуайвенч требует уточнений. Если предположить, что габбронориты и плагиоклазиты массива Вуручуайвенч, залегающие гипсометрически ниже норитов гор Нюд-Поаз на 200 м, ранее присутствовали в мульдах на вершинах гор, но уничтожены эрозией, то необходимо допустить наличие очень крутой флексуры с большой амплитудой крыльев. Тем ни менее, ни подобная структура, ни ее реликты не выявлены в ходе геологосъемочных и поисковых работ. Породы нижней части разреза массива Вуручуайвенч по составу образуют непрерывный ряд с пироксенитами и норитами гор Нюд и Поаз, что дает основания рассматривать массив Вуручуайвенч как боковой силлообразный апофиз норитов Мончеплутона. Условия кристаллизации магмы в таком апофизе отличались от условий кристаллизации в основном объеме Мончеплутона, что обусловило специфику разреза массива Вуручуайвенч, а также наличие дискордантного платинометального оруденения.

Массив Морошкового озера. К югу от юго-западной оконечности горы Нюд, вблизи Морошкового озера, среди пород архейской рамы залегает массив Морошкового озера (рис. 1). По данным единичных скважин его мощность составляет около 100м. Из-за небольших размеров, малой мощности и низких рудных перспектив этот массив детально не разбуривался и изучен значительно хуже, чем другие массивы южного обрамления Мончеплутона.

Вследствие незначительной мощности этого массива, двучленное строение разреза слабовыраженно и наличие пород нижней части разреза фиксируется по присутствию редких реликтовых зерен предположительно первично кумулусных пироксенов, образующих теневую структуру, а наличие пород верхней части разреза - по широкому развитию парагенезисов водосодержащих минералов, близко сопоставимых с парагенезисами верхней части разреза массива Вуручуайвенч (плагиоклаз-цоизитовые породы), но отличающимися от последних существенно более кислым плагиоклазом (андезин и олигоклаз) и повышенным содержанием кварца. В породах массива Морошкового озера обнаружены бедная медно-никелевая минерализация с платиноидами и повышенные содержания титаномагнетита и ильменита.

Массив Южносопчинский. Массив имеет удлиненную языкообразного форму и протягивается на 4.5 км в юго-восточном направлении от горы Сопча (рис. 1) при ширине выходов около 1.5 км. По имеющимся на сегодняшний день данным, мощность массива не превышает 1 км. В разрезе массива присутствуют ультраосновные породы и метагабброиды. Большинство исследователей (В.В. Чащин, А.Б. Дуракова, 2000; Шолохнев, 2001, Гроховская и др., 2003) описывают массив как дифференцированный от перидотитов и пироксенитов до габброноритов и габбро. В то же время, основываясь на контрастности пород, В.Ф. Смолькин выделяет самостоятельное дайковое тело пироксенитов из габброидов краевой части массива Главного Хребта (Смолькин, 2004).

По современным представлениям разрез массива состоит из двух основных элементов:

а) преимущественно пироксенитов, в том числе оливиновых, с кумулусными панидиоморфнозернистыми структурами (безводными породами), незакономерно перемежающимися с апопироксенитовыми, сложенными водосодержащими минералами (тальк, хлорит), но сохранившими структурные и вещественные реликты, позволяющие реконструировать их первичный состав и структуру;

б) преимущественно лабрадор-паргаситовыми (водосодержащими) породами, часто с незначительными количествами кварца и биотита, которые по исторически сложившейся традиции описываются как метагаббронориты, металейкогаббро, анортозиты или плагиоклазиты. Структуры пород относительно равномернозернистые с различной и обычно невысокой степенью идиоморфизма плагиоклаза и роговой обманки, в большинстве случаев огранка минералов фрагментарна или отсутствует, признаков кумулусных структур не наблюдается. Специфична акцессорная минерализация: минералы титана (ильменит, рутил, сфен), апатит, монацит, магнетит, изредка хромит.

Между пироксенитами, апопироксенитами и лабрадор-паргаситовыми породами нижней и верхней частей разреза присутствует переходная зона мощностью до 150 м, имеющая сложное строение, характерной особенностью которой является наличие пород, состоящих преимущественно из роговой обманки и плагиоклаза с редкими реликтовыми зернами клинопироксена, неравномернозернистыми пегматоидными и такситовыми структурами. Значительные вариации соотношений между породами, обогащенными темноцветными или лейкократовыми минералами, а также незакономерные сочетания такситовых, пегматоидых и гигантозернистых структур этих пород варьирующего плагиоклаз-роговообманкового состава указывают на сложный характер взаимоотношений между породами нижней и верхней частей разреза Южносопчинского массива (рис. 3).

3а	3б
	3в
Рис. 3 Сложные пространственные соотношения отдельных разновидностей пород зоны перехода между нижней и верхней частями разреза массива Южносопчинский.

Изредка в основании разреза можно наблюдать эндоконтактовую часть массива, где подплавленный материал вмещающих архейских толщ диоритового состава внедряется внутрь пироксенитов (рис. 4). Важно подчеркнуть, что наблюдается именно внедрение диоритов в пироксениты, с разобщением единого объема пироксенитов на фрагменты-блоки, подобные будинам (рис. 4а), и попаданием некрупных фрагментов пироксенитов в диоритовую матрицу, где первичные минералы полностью замещены вторичным парагенезисом. Процесс внедрения диоритов сопровождается формированием в пироксенитах локальных зон развития сланцеватых пород, локальной переработкой пироксенитов в апопироксенитовые породы с кварцем и образованием маломощных кварцевых прожилков (рис. 4б).

4а	4б
Рис. 4 Эндоконтактовая зона массива Южносопчинский: а - соотношения диоритов и пироксенитов; б - кварцевая линза среди пироксенитов и апопироксенитовых пород

Убедительные доказательства для включения Южносопчинского массива в состав либо Мончегорского, либо Мончетундровского плутонов на сегодняшний день отсутствуют. Однако, по аналогии с массивами Вуручуайвенч и Морошкового озера (приуроченность к южному обрамлению Мончеплутона, однотипный двучленный разрез, состав элементов разреза, структурные особенности пород, характер акцессорной и рудной минерализации и др.) наименее противоречива интерпретация Южносопчинского массива в качестве бокового апофиза Мончеплутона: пироксенитовой части разреза, представленной на г. Сопча. К такому же мнению в последнее время приходят и сотрудники ОАО "Печенгагеология", проводившие поисковые работы на этой площади.

По данным поискового бурения платинометальное оруденение Южносопчинского массива присутствует как в нижней, так и верхней части разреза, но основная часть заключена в переходной зоне. Рудные тела, выделяемые по опробованию керна в соответствии с принятыми кондиционными лимитами руд, имеют форму пластообразных и линзовидных тел, которые дискордантны по отношению к границам петрографических разновидностей пород и не контролируются ими. Мощность рудных тел для различных значений кондиционных лимитов (бортовые содержания 0.5 - 3.0 г/т) значительно варьирует от непрерывных интервалов в 120м до разрозненных маломощных интервалов в 0.5 - 3м, не увязывающихся в соседних скважинах буровых профилей. Последнее указывает на отсутствие прямой зависимости между кристаллизационной стратификацией, составом пород элементов разреза и формированием платинометального оруденения.

Массив Южного обрамления НКТ. Меридиональная ветвь (НКТ) Мончеплутона отделена от массива Мончетундра тектоничесой зоной, протягивающейся на 5 км с северо-запада на юго-восток при ширине зоны около 1 км. Зона сочленения имеет сложное строение и включает фрагменты разреза как Мончегорского, так и Мончетундровского массивов, среди которых откартированы протяженные тела, сложенные пироксенитами, норитами и габброноритами (с такситовыми и пегматоидными структурами), которые обоснованно сопоставляются с фрагментами разреза Южносопчинского массива или, по крайней мере - аналогичны им.

В ходе поисковых работ на хром ОАО "Кольская ГМК" (Сопчеозерское месторождение) по профилю СЗ-ЮВ направления были пробурены скважины вдоль южного контакта дунитового блока НКТ, которые были заложены в породах, аналогичных фрагментам разреза Южносопчинского массива. Скважинами вскрыты пироксениты, нориты, габбронориты с интервалами мощностью до первых десятков метров с медно-никелевой и платиноидной минерализацией. Характерно, что все рудные интервалы локализованы в такситовых разновидностях норитов и габброноритов, причем, именно в них первичные магматические минеральные парагенезисы и структуры в значительной мере или полностью замещены комплексом водосодержащих минералов (обычно тальком и хлоритом) с образованием реликтовых теневых структур. (Подробнее см. публикацию на сайте - "МПГ в такситовых ...").

Детальное изучение разрезов по скважинам петрографическими, петрохимическими и минералогическими методами не производилось (предмет поискового интереса представляла только рудная составляющая), поэтому прямое сопоставление массива обрамления НКТ с двучленными разрезами уже рассмотренных массивов обрамления Мончеплутона затруднено, однако, многие характерные особенности строения и состава этого массива не позволяют исключать его из общего анализа. Последнее усиливается тем, что в ходе поисковых работ ОАО "Центрально-Кольская экспедиция" 2001-2003 годов на Лойпишнюнской площади (перекрывает рассматриваемый массив) в скважинах также выявлены рудные интервалы с платиноидами в такситовых разновидностях метагабброноритов.

Обобщенная характеристика двучленных разрезов

В основании (нижних частях) разрезов изученных массивов залегают породы с ясно выраженными кумулусными структурами, закономерно изменяющие свой состав с запада на восток вдоль по цепочке выходов массивов обрамления Мончеплутона от оливиновых пироксенитов и плагиопироксенитов (массивы Южного обрамления НКТ, Южносопчинский) до норитов и габброноритов (Вуручуайвенч).

Оливиновые пироксениты, пироксениты и плагиоклазовые пироксениты залегают в основании разрезов Южного обрамления НКТ и массива Южносопчинский и детально изучены в массиве Южносопчинский. Оливиновые и плагиоклазовые пироксениты с панидиоморфнозернистой структурой, по составу и структуре аналогичны пироксенитам горы Сопча. Преобладающим минералом этих пород является ортопироксен (En 80), доля оливина в оливиновых пироксенитах не превышает 10%, причем сохранившиеся зерна оливина покрыты магнетитовой сыпью (рис. 5а). Вокруг зерен ортопироксена и по трещинам в нем прорастает авгит (рис. 5б). Интеркумулусное пространство сложено тальк-хлоритовым агрегатом (рис. 5 а).

Пироксениты частично преобразованы в тальк-хлоритовые породы с сохранением теневых магматических структур (рис. 5в) и вплоть до тальк-хлоритовых сланцев (рис. 5г). В эндоконтакте массива (в связи и без видимой связи с внедрением диоритового расплава, о котором говорилось выше) процесс формирования апопироксенитов сопровождался образованием линзообразных участков, разъединяющих массивные пироксениты на отдельные блоки и даже "будины" (рис.5 д, е), Во внутренних частях пироксенитовых "будин" сохраняются магматические кумулусные структуры, но первичные минералы частично или полностью замещены низкотемпературными водосодержащими парагенезисами с присутствием кварца, минералов титана и сульфидов меди и никеля, фосфатов редкоземельных элементов. В отдалении от эндоконтакта "будинирование" пироксенитов выражено слабо, однако, в керне поисковых скважин внутри толщи пироксенитов нижней части разреза массива в значительном удалении от эндоконтакта постоянно встречаются интервалы апопироксенитов (бесполевошпатовые тальк-хлоритовые породы с кварцем и бедной сульфидной минерализацией) мощностью до первых десятков метров.

5а	5б
5в	5г
5д	5е
Рис. 5 Породы нижней части массива Южносопчинский. а - «свежий» оливиновый пироксенит с панидиоморфнозернистой структурой, интеркумулусное пространство сложено тальк-хлоритовым агрегатом. Оливин покрыт рудной (магнетитовой) сыпью; б - формирование клинопироксеновых кайм вокруг ортопироксеновых ядер. (BSE - изображение. Орх - ортопироксен (En 80), CPx1 и 2 - авгиты, Нl - хлорит); в - продукт посткристаллического преобразования пироксенитов, порода сложена тальк-хлоритовым агрегатом, но полностью сохраняются магматические панидиоморфнозернистые структуры; г - тальк-хлоритовый сланец с бластокластической структурой с сульфидами меди и никеля; д - соотношения между неизмененными пироксенитами и апопироксенитовыми породами. Рыжие пятна в нижней части фотографии - окисленные сульфиды; е - соотношения между апопироксенитовыми породами и свежими пироксенитами.

Равномернозернистые нориты и габбронориты слагают нижнюю часть разреза массива Вуручуайвенч. По минеральному составу и структуре они аналогичны норитам горы Нюд. Это породы с гипидиоморфнозернистой структурой, главными породообразующими минералами является плагиоклаз (An65-85), ортопироксен и клинопироксен.

Выше уже указывалось, что над норит- габброноритами залегает переходная зона мощностью около 200м, для которой характерны породы с такситовыми и пегматоидными структурами, сложенные плагиоклазом и водосодержащими темноцветными минералами с постоянным присутствием кварца (см. рис.2). В этой связи важно отметить, что верхняя часть нижнего (норитового) элемента разреза массива претерпела низкотемпературные термальные преобразования, выразившиеся в замещении первичномагматических кумулусных минералов вторичными водосодержащими парагенезисами без механического рассланцевания пород (рис. 6). Этот факт - нарастание степени "метаморфизма" вверх по разрезу без наличия видимых причин и источников глубинного тепла - отмечался и ранее (Козлов,1973; Смолькин, 2004), однако, интерпретации этого явления не производилось: констатировалось лишь, что породы "метаморфизованы" или "милонитизированы".

На рис. 6 показана типичная последовательность замещения первичных магматических минералов и структур норитов и габброноритов массива Вуручуайвенч (скв. 1899), причем полное преобразование магматических структур и минералов в тальк-хлорит-амфибол-плагиоклазовый агрегат с теневой структурой происходит на интервале 24м без рассланцевания и милонитизации. Это, как упоминалось ранее, мы связываем с особенностями состава среды кристаллизации верхней части двучленного разреза, а не с оторванным во времени наложенным метаморфизмом.

6а	6б	6в
Рис. 6. Поле зрения 3мм, а - глубина 120 м, вокруг пироксенов тонкие каймы водосодержащих минералов, плагиоклаз не изменен; б - глубина 97 м, пироксены полностью замещены агрегатом тальк-хлоритового состава; в - глубина 76 м, порода полностью изменена.

Нарастание степени измененности пород вверх по разрезу противоречит предположению о метаморфической природе пород верхней части разреза (Смолькин и др., 2004), поскольку для процессов регионального метаморфизма сложно допустить наличие источника тепла вверху (над разрезом), для процессов динамометаморфизма в породах отсутствуют ясно выраженные протяженные зоны дробления, для процессов автометаморфизма трудно допустить присутствие в исходной сухой магме такого количества воды, которого было бы достаточно для полной переработки объема пород, достигающего в некоторых случаях половины вертикальной мощности всего разреза.

Верхние части двучленного разреза во всех массивах представлены принципиально сходными породами, сложенными плагиоклазом и водосодержащими темноцветными минералами. Для пород верхней части разреза массива Южносопчинский пироксен не характерен. В породах верхней части массивов Вуручуайвенч и Морошкового озера пироксен присутствует, но представлен высококальциевым диопсидом, в отличие от пижонитов и авгитов пород нижних частей разрезов. Разными авторами эти породы называются анортозиты, плагиоклазиты, металейкогаббро, метанориты. (Примечание: Согласно определению, приведенному в петрографическом словаре (Рыка, Малишевская, 1989) и рекомендациям Петрографического Кодекса (Петрографический Кодекс, 1995, таблица 6), плагиоклаз-роговообманковые породы, в которых роговая обманка первична, следует называть габбро роговообманковое, однако, поскольку этот термин часто понимается как габбро, в котором клинопироксен замещен роговой обманкой (уралитизация, Заварицкий, 1955), мы используем описательное название «породы, сложенные плагиоклазом и водосодержащими темноцветными минералами», поскольку здесь роговая обманка первична и не является продуктом преобразования пироксена).

Эти породы сложены плагиоклазом (лабрадор - в массивах Вуручуайвенч и Южносопчинский, андезин-олигоклаз - в массиве Морошкового озера) и зернами преимущественно водосодержащих темноцветных минералов разной степени идиоморфизма - эденит - паргаситовой роговой обманки и цоизита-вуагнатита, однако степень идиоморфизма плагиоклаза не позволяет рассматривать породы в качестве плагиоклазовых кумулатов. Также в породах присутствуют кварц, хлорит, тальк, актинолит, мусковит, сфен, рутил, ильменит, магнетит, сульфиды железа, меди и никеля в незначительных количествах.

В породах массива Морошкового озера (рис. 7 в, г) присутствует клинопироксен (авгит, диопсид), обрастающий амфиболом (эденит-паргасит). Вуагнатит (и цоизит) образует более мелкие, по сравнению с клинопироксеном, зерна, занимающие, однако, ту же структурную позицию, что и клинопироксен (диопсид). Реакционных соотношений между клинопироксеном и цоизитом (вуагнатитом) не наблюдалось, что свидетельствует о том, что он не является продуктом изменения клинопироксена, а кристаллизовался одновременно с ним.

Из-за малой общей мощности массива Морошкового озера и высокой обводненности кристаллизующегося расплава, нижняя часть разреза в этом массиве практически отсутствует.

Фотографии аншлифов пород верхней части разрезов представлены на рис. 7. В массиве Вуручуайвенч в редких образцах присутствуют структурные, реже вещественные реликты пироксена, замещенного хлорит-актинолитовым агрегатом (рис. 7 д, е). В аншлифах пород верхних частей разрезов внутри зерен отчетливы многочисленные мелкие поры, которые не могут быть сопоставлены с дефектами поверхности, возникшими при полировке препаратов. Наличие микропористости, как свидетельство флюидонасыщенности среды кристаллизации характерно для верхних частей разреза всех рассматриваемых массивов.

7а	7б
7в	7г
7д	7е
Рис. 7. BSE - изображения пород верхних частей двучленных разрезов: а, б - массив Южносопчинский; в,г - Морошкового озера,; д,е - Вуручуайвенч, в верхнем правом углу фото д - структурный реликт клинопироксена. (Zo - цоизит, Hb - роговая обманка, Hl - хлорит, Bt - биотит, Pl - плагиоклаз, Q - кварц, Sph - сфен, Ru - рутил, Cl - кальцит, Cp+Bn халькопирит с борнитом, Py - пирит, Cpx - клинопироксен, Vu - вуагнатит.

Несмотря на наличие фрагментарных реликтовых структур, водосодержащие минералы в породах верхних частей разрезов первичнокристаллизационны (кристаллизовались из водонасыщенного расплава/надкритического флюида). Вероятно, термальные преобразования пород нижней части разреза связаны с фильтрацией горячих флюидов, поступающих извне через раскристаллизованные кумуляты, и обогащающих остаточный расплав, и этот процесс сопряжен во времени с формированием верхних частей разрезов.

Между безводными кумулятами нижних частей разрезов и породами верхних частей разрезов, сложенными плагиоклазом и водосодержащими темноцветными минералами, отсутствуют резкие магматические или тектонические контакты, которые могли бы указывать либо на формирование пород из разных порций магмы, либо на их механическое совмещение в пространстве.

Химические составы пород массива Южносопчинский были пересчитаны на безводный минеральный состав, после чего нанесены на диаграмму Ol-Opx-Cpx-Pl, (рис.8).

Рис. 8. Диаграмма составов пород массива Южносопчинский. 1 – поле оливиновых и плагиоклазовых пироксенитов, 2 – поле габброноритов-анортозитов

Пересчеты, основанные на этом принципе, использовались ранее (Кнауф, 1982; Кнауф, 1989), а в данном случае позволяют реконструировать породу в классификационных единицах Ol-Opx-Cpx-Pl охватывающих все многообразие основных и ультраосновных пород нормального ряда, независимо от степени изменения пород и замещения их вторичными, в том числе водосодержащими минералами. Расчет позволяет оценить также содержание такого компонента, как "водная фаза", количество которой может достигать 8 масс.% в апопироксенитах. На диаграмме (рис. 8) отчетливо выделяются две области скопления точек составов. Первая сконцентрирована вблизи Opx-угла и отражает составы свежих и измененных оливиновых пироксенитов, ортопироксченитов, плагиопироксенитов. Вторая локализована в области габброноритов – анортозитов. Однако подчеркнем, что в разрезе массива габбронориты и анортозиты отсутствуют, а присутствуют плагиоклаз-роговообманковые породы, составы которых, за исключением воды, соответствуют на диаграмме полю габбронорит-анортозитов. Между первым и вторым полем на диаграмме существует разрыв, отражающий прекращение кристаллизации одного типа пород и начало кристаллизации другого. В то же время, общее направление изменения составов отвечает обычному ходу кристаллизации расслоенных комплексов: гарцбургиты-оливиновые ортопироксениты – плагиоклазовые ортопироксениты – нориты – габбронориты – анортозиты. (Пример – Мончеплутон). Между отчетливо обособленными на диаграмме полями по петрографическим признакам намечаются переходы, которые овеществлены в породах массивов Вуручуайвенч и Морошкового озера, где присутствует существенно диопсидовый пироксен, вероятно замещающий первичный клинопироксен другого (авгит-пижонитового) состава, реликты которого приведены на фото (рис. 7), что, с одной стороны показывает тенденцию системы к типичному для расслоенных комплексов пути фракционной дифференциации, а с другой стороны – обособленность полей подчеркивает невозможность его реализации при данных условиях кристаллизации.

Положение рудных тел в разрезах массивов обрамления Мончеплутона

Как отмечалось выше, платинометальные руды исследованных массивов характеризуются относительно невысокими содержаниями меди и никеля (0.3 и 0.2% соответственно) при содержании платиноидов и золота в первые граммы на тонну.

Рудные минералы меди, никеля и ассоциирующих платиноидов по большей части встречаются в виде прерывистых тонких микропрожилков и разрозненных гнезд в сланцеватой матрице водосодержащих силикатов или формируют тонкую рассеянную рудную сыпь с редкой мелкой вкрапленностью, причем первый морфологический тип наиболее характерен для нижних частей двучленных разрезов, а второй - для верхних и развит в такситовых и пегматоидных разновидностях пород. Выделение рудных интервалов в скважинах производилось по химическим анализам проб керна, причем, опробовались те интервалы керна, в которых визуально определялись даже единичные мелкие зерна сульфидов меди и никеля.

Тонкие особенности рудной минерализации освещались многими авторами (Гроховская и др., 2003 и ссылки в ней; Кнауф, Галкин, 2001; Кнауф и др., 2003; Кнауф и др., 2007, Припачкин, Рундквист, 2008, Смолькин и др., 2004, Гроховская и др., 2009). Здесь же приведем те данные, которые получены в последние годы и лишь очень фрагментарно приведены в некоторых наших предшествующих публикациях.

Выделяемые рудные тела в изученных массивах не контрастны по отношению к вмещающим породам и положение границ рудного тела и количество рудных тел в разных (сближенных) скважинах значительно варьирует в зависимости от принимаемого бортового содержания (рис. 9). Эти особенности рудных тел массивов обрамления Мончеплутона являются важными признаками, отличающими данный тип минерализации от минерализации рифового типа (Меренски риф, горизонт 330 Мончеплутона), поскольку в последних рудные тела резко контрастны с вмещающей породой (различия концентраций на 1-3 порядка), приурочены к определенным стратиграфическим уровням расслоенных разрезов комплексов и при изменении бортовых содержаний объем запасов рудных компонентов и форма рудного тела (рифа) практически не изменяется.

В исследованных массивах при заданных относительно высоких бортовых содержаниях рудных компонентов в соседних скважинах выделяется различное количество рудных интервалов, причем, поскольку петрографический контроль границ рудных тел отсутствует, то это не позволяет проводить однозначную корреляцию рудных интервалов в соседних скважинах. Единое рудное тело выделяется только при понижении бортовых содержаний (до 0.5 г/т по сумме концентраций платиноидов) и в этом случае его мощность может превышать 100 метров (с пропорциональным - на порядки величин - увеличением запасов рудных компонентов). При выделении рудных тел по концентрационному признаку рудные тела оказываются и в верхней, и в нижней части разреза и тем самым их положение может быть определено как дискордантное по отношению к границам петрографических разновидностей пород и даже по отношению к границе основных элементам двучленного разреза массива.

Рис. 9 Положение рудных интервалов в скважинах профиля 30, массив Южносопчинский

Аналогичный вывод справедлив и для западного блока месторождения Вуручуайвенч, где выделен рудный горизонт (рудное тело №1 в паспорте месторождения) мощностью от долей метра до первых метров (в скважине 1990 аномально высокая мощность составляет 21м), однако, границы рудного горизонта также дискордантны по отношению к границам петрографических разновидностей пород (данные по более чем 200 скважинам). На рисунке 10а приведена карта стратоизогипс подошвы рудного тела №1 и указаны устойчиво выдерживающиеся на большой площади элементы залегания пород. При общем пологом погружении пород на ЮВ отчетливо видны поперечные флексурообразные структуры (шарниры показаны стрелками) с амплитудой крыльев до 250м. Крапом на карте выделен западный борт наиболее крупной флексуры. На рисунке 10b в условных единицах показано распределение масс Pd+Pt+Au в пределах рудного горизонта и отчетливо видно, что на западном склоне этой флексуры запасы рудных компонентов минимальны вследствие уменьшения суммарного содержания платиноидов и (или) мощности рудного тела. Важно подчеркнуть, что наличие рудных флексур не связано с пострудной тектоникой: признаки катаклаза, милонитизации, смещения рудных и петрографических горизонтов бурением по густой сети не выявлены. Кроме того, на рисунке 10с показано, что флексуры синрудные и имеют рудофоромирующее значение, поскольку при относительной выдержанности суммарных содержаний платиноидов в рудном горизонте и общем арсенидном типе палладиевой и платиновой минерализации характерной для всего рудного тела №1 выделяется также существенно висмуто-теллуридная платиноидная минерализация (а это одна из природных разновидностей руд), тяготеющая к гипсометрически высоким частям флексур, преимущественно располагаясь на "водораздельной" части над западным бортом наиболее крупной флексуры.

В отличие от месторождения Вуручуайвенч, для которого выделены природные разновидности платинометальных руд и построены карты их распределения в рудных телах - для Южносопчинкого и других изученных массивов данных еще недостаточно для аналогичных построений. Однако, общие особенности платиноидной минерализации уже обозначилась: дискордантность рудных тел и значительные вариации минерального состава платиноидов как по латерали, так и в разрезе каждой скважины при относительном постоянстве суммарной концентрации палладия и платины в рудных интервалах. Так, для месторождения Вуручуайвенч основными природными разновидностями платиноидных руд являются арсенидные, арсенидно-антимонидные и висмуто-теллуридные типы, а также руды, в которых минералы платиноидов токодиспергированы (зерна менее 3 мкм) и находятся в силикатной матрице, сложенной водосодержащими минералами. Вероятно, в последнем типе значительная часть рудных металлов присутствует также в решетках сульфидов меди и никеля на что указывают повышенные концентрации платиноидов в сульфидных концентратах при отсутствии собственных минералов платиноидов с размером зерен более 3 - 5мкм. В тяжелых концентратах этой разновидности руд среди минералов благородных металлов золото может преобладать над минералами платиноидов, поскольку большая часть последних находится в рассеянном виде, несмотря на то, что концентрация золота обычно в 5-10 раз ниже суммарных концентраций платиноидов. Сульфоарсенидная минерализация платины и родия (а также никеля и кобальта), которая отмечается во многих публикациях наиболее легко определяется вследствие относительно большого размера минеральных зерен, но в общем балансе природных разновидностей руд она занимает менее одного процента. В рудных интервалах скважин, пробуренных в других массивах обрамления Мончеплутона, постоянно фиксируются различные минеральные парагенезисы платиноидов, причем в последовательных рудных интервалах одной скважины минеральные ассоциации изменчивы и даже контрастны. Например, в скважинах 1885 и 1887 (Южносопчинский массив, но то же типично для массива обрамления НКТ) в рядовых пробах из маломощных рудных интервалов установлены ассоциации сульфидов палладия и платины с самородными минералами платины, сульфидные ассоциации без самородных фаз, существенно арсенидные, арсенидно-антимонидные, теллуридные, висмуто-теллуридные, ассоциации минералов палладия со свинцом. В ряде случаев наблюдается замещения первичных минералов платиноидов тонким агрегатом вторичных сульфидных и самородных фаз платины, палладия, меди и никеля.

Эти данные свидетельствуют о том, что разнообразие фазовых форм платиноидов при приблизительно равных суммарных концентрациях рудных элементов может быть объяснено только контрастностью локальных условий формирования минеральных парагенезисов, что плохо вписывается в модель фракционной кристаллизации магматического расплава с образованием протяженных пластообразных платинометальных рифов. Это заключение только усиливается дискордантным положением рудных тел и зон минерализации по отношению к границам петрографических разновидностей пород и даже по отношению к границе основных элементов двучленных разрезов массивов обрамления Мончеплутона.

Модель формирования двучленных разрезов и платинометальных руд

Приведенные выше данные показывают, что формирование руд со всеми их специфическими особенностями тесно связано с формированием самих двучленных разрезов массивов южного обрамления Мончеплутона. Поэтому предлагаемая модель учитывает разнородные данные: вещественную связь массивов обрамления с основной магматической камерой (Мончеплутоном), периферическое расположение массивов относительно основной магматической камеры, пластообразную клиновидную форму массивов (отношение мощности массивов к линейным размерам в плане составляет от 1:4 до 1:10 для разных массивов), различный состав нижних частей разреза массивов (кумулусные оливиновые пироксениты для Южносопчинского и меланонориты для массива Вуручуайвенч), специфичность верхних частей разрезов, в которых темноцветные минералы представлены водосодержащими фазами, наличие переходной зоны с широким развитием такситовых и пегматоидных пород между нижней и верхней частями разреза, приуроченность зон с платиноидной и медно-никелевой сульфидной минерализацией к переходной зоне и зонам преобразования пород нижней части разреза, дискордантной по отношению к границам горизонтов различного петрографического состава формой рудных тел, а также изменчивость рудных парагенезисов по разрезу и латерали при относительном постоянстве суммарных концентраций рудных компонентов в рудных интервалах скважин.

На рисунке 11 приведена схематическая модель формирования двучленных разрезов и платинометального оруденения в массивах обрамления Мончеплутона.

Рис.  11.   Модель   формирования   двучленных   разрезов   и   руд массивов обрамления Мончеплутона

На первом этапе (рис. 11а) из основной магматической камеры (то есть из основного объема Мончегорской интрузии) расплав в виде боковых силлообразных апофизов проникал в ослабленные зоны архейского фундамента. Состав расплава определялся степенью дифференциации мафит-ультрамафитовой магмы в основной камере и в момент начала внедрения состав расплава в основной камере и боковом апофизе были тождественны. С учетом линейных размеров боковых апофизов, которые для современного эрозионного среза могут быть реконструированы по геологическим картам (см. рис. 1) справедливо утверждение, что условия кристаллизации расплава в боковом апофизе существенно отличались от условий, существовавших в основной камере. Это следует из того, что на единицу объема расплава площадь контакта расплава с вмещающими толщами в боковом апофизе многократно больше, чем площадь контакта для того же объема магмы в основной камере. Это обуславливает специфику тепло – массообмена между расплавом и вмещающими породами и предопределяет ход кристаллизации магмы в боковом апофизе. Несмотря на уплощенную форму и большую площадь соприкосновения расплава с вмещающими породами в боковом апофизе, на первом этапе контаминация магмы веществом вмещающих пород минимальна, поскольку давление в расплаве было выше и происходило внедрение расплава во вмещающие толщи и происходило формирование самого тела бокового силлообразного апофиза.

С началом остывания безводного расплава в боковом апофизе начиналась фракционная кристаллизация и гравитационная отсадка кумулатов, принципиально не отличающиеся от хода кристаллизации магмы в расслоенных комплексах. Кумулаты сформировали нижние части разреза рассматриваемых массивов (рис. 11b), которые образованы оливин-пироксеновыми или пироксен-плагиоклазовыми кумулатами (массивы Южносопчинский и Вуручуайвенч, соответственно), причем различия состава определялось составом исходной магмы, поступавшей в боковой апофиз. Начало кристаллизации приводило также к возникновению объемных эффектов (до 10 об.% для силикатных расплавов), как за счет кристаллизационной усадки, так и за счет общего остывания масс в боковом апофизе. Частичное закрытие каналов поступления новых объемов расплава в боковой апофиз вследствие формирования кристаллических масс кумулатов и закупорки апофиз, а также возникновение объемных эффектов приводили к падению давления в объеме апофиз и смене направления градиента давления, то есть к декомпрессии. Смена направления градиента давления доказывается внедрением подплавленных пород архейской рамы (диоритов) в неостывшие, но консолидированные приконтактовые части нижних элементов разреза массивов (см. рис. 4), фрагментированию мафит-ултрамафитовых кумулатов в зоне их эндоконтакта, образованием ксенолитов, а также наличием нерегулярных участков перекристаллизации и окварцевания пород.

Однако, наибольшее влияние декомпрессии на этом и последующих этапах кристаллизации расплава, а также и на весь ход формирования двучленных разрезов с рудной минерализацией в боковых апофизах оказал приток водного флюида (рис. 11с). Выше отмечалось, что значительные объемы пород нижних мафит-ультамафитовых частей разреза массивов преобразованы в апопироксениты и тальк-хлоритовые сланцы (см. рис. 5 и 6) как в зоне эндоконтакта, так и в горизонтах мощностью в десятки метров (наблюдения по керну) внутри пород нижнего элемента разреза на значительном удалении от эндоконтакта. Принимая во внимание, что хлорит и тальк содержат около 12 и 5 масс.% H₂O соответственно, можно ориентировочно оценить масштаб притока водного флюида, изменившего сухие кумулаты. Численные оценки объема и мощность источника привноса водного флюида (то есть водонасыщенность вмещающих пород) вследствие декомпрессии предстоит сделать в будущем, однако сейчас важнее акцентировать внимание на факте: водный флюид в больших количествах был привнесен. Кроме наличия водосодержащих минералов в апопироксенитах привнос фиксируется и по акцессорным минералам: уже отмечалось, что в измененных породах постоянно присутствуют кварц, минералы титана (сфен, ильменит, рутил), апатит, фосфаты и оксиды редкоземельных элементов, которые не характерны для пород мафит-ультрамафитового состава.

В завершении этого и на следующем этапе (рис. 11d) водный флюид вследствие декомпрессии проникал в объем бокового апофиза не только снизу, попутно производя термальные преобразования пород нижней части разреза, но и сверху, обогащая остаточный расплав. Насыщение остаточного расплава водным компонентом обусловило преобразование самого остаточного расплава из гомогенной жидкой фазы в гетерогенный надкритический флюид. Это качественное изменение нарушило ход кристаллизационной дифференциации, который типичен для "сухих" расслоенных комплексов, поскольку в данном случае изменился химический и фазовый состав самого остаточного расплава. Обогащение расплава водным компонентом понизило температуру кристаллизации фаз и непрерывный последовательный процесс кристаллизации был приостановлен, поэтому орто- клинопироксеновые и плагиоклазовые кумулаты в верхних частях разреза рассматриваемых массивов отсутствуют (рис. 12).

Рис. 12 Схема формирования двучленного разреза

Вероятно остановка кристаллизации была не полной, поскольку реликтовые клинопироксены (диопсиды, рис. 7) изредка отмечаются при петрографическом анализе и можно ожидать, что при большем количестве химических анализов пород разобщенные поля составов пород на диаграмме (см. рис. 8) могут оказаться связанными. При последующем остывании надкритического флюида, начиная с некоторой рубежной температуры кристаллизация продолжилась, но кристаллизовались уже плагиоклаз и водосодержащие темноцветные минералы, которые сформировали верхние элементы двучленных разрезов массивов, причем, механизмы фракционной кристаллизации и формирования пироксеновых и плагиоклазовых кумулатов уже не реализовывались. Вероятно, начало и ход кристаллизации надкритического флюида происходили в обстановке значительных локальных градиентов состава и температуры, а также изменения градиентов в ходе кристаллизации (то есть кинетики процесса), в особенности в переходной зоне над уже раскристаллизованными породами нижней части разреза, которые неравномерно пронизаны участками хлоритизации и оталькования, фиксирующими каналы проникновения флюидов. Локальные неоднородности приводили к неравномерной пятнистой кристаллизации надкритического флюида и формировали область преимущественного развития пород с такситовыми и пегматоидными структурами. Наблюдения в обнажениях и керне скважин показывают, что пространственная ориентировка границ или более типичных нечетких зон перехода (см. рис. 2 и 3) отдельных тел или групп тел с такситовыми и пегматоидными структурами имеют незакономерную пространственную ориентировку, но, в целом, все они тяготеют к переходной зоне мощностью до 200м между нижней и верхней частями разреза массивов, в которой локализована большая часть рудной минерализации (рис 11e).

Рудная минерализация формировалась на заключительных этапах кристаллизации надкритического флюида и заканчивалась уже в гидротермальную стадию при температурах ниже 500 градусов. Об этом свидетельствует присутствие во всех рудных парагенезисах фрудита (PdBi₂), температура плавления которого составляет 486°C. Источником рудных компонентов являлся сам надкритический флюид (преобразованный остаточный расплав), дополнительно обогащенный за счет переотложения платиноидов из нижних частей разреза при преобразовании пироксенитов в апопироксениты. Поскольку формирование руд происходило в условиях локальных градиентов, рудные тела не контрастны в отношении рудных компонентов, не имеют стратифицикации, характерной для рудных рифов расслоенных комплексов и не контролируются петрографическим составом пород. Только при наличии градиентов в среде кристаллизации или при объединении локальных градиентов в более крупные структуры градиентов могут быть объяснены факты, приведенные на рисунках 9 и 10 и, в частности - поперечные рудные флексуры месторождения Вуручуайвенч.

Вся последовательность формирования двучленного разреза и рудной минерализации, схематически приведена на рисунках 11а - 11e, показана на примере одного бокового апофиза основной магматической камеры. Однако, таких боковых апофизов в достаточно большой основной магматической камере может быть несколько и в зависимости от состава расплава, поступающего в разные апофизы, который может быть различен в зависимости от степени дифференцированности расплава в основной магматической камере в каждом из боковых апофизов проявится специфика в составах пород нижней и верхней частей разреза и рудной минерализации при сохранении общей направленности хода кристаллизации. Для массивов южного обрамления Мончеплутона это показано на схематическом рисунке 11f, на котором обозначены отдельные массивы с номерами, совпадающими с нумерацией массивов на рисунке 1.

Заключая обоснование модели формирования двучленных разрезов и связанной с ними рудной минерализаци в массивах южного обрамления Мончеплутона, подчеркнем, что все особенности объясняются двумя основными факторами: незначительной мощностью и большой площадью контакта боковых силлообразных апофизов с вмещающими породами и особенностями хода кристаллизации в апофизах, при которой из-за объемных эффектов возникает разуплотнение кристаллизующихся масс (дилатансия), приводящая к декомпрессии и насыщению водным флюидом остаточного расплава. Эти причины обуславливают формирование специфической благороднометальной минерализации, имеющей промышленное значение, которую следует по нашему мнению отнести новому дилатантному (или декомпрессионному) рудно-формационному типу.

А. Дж. Надлредтом (2003) в классификации платинометальных месторождений по морфологии и составу руд в качестве самостоятельного типа выделены "месторождения, не контролируемые расслоенностью". В нем, без дальнейшего подразделения объединены месторождения разнообразные по морфологии, составу и генезису руд. По формальным признакам (морфологии рудных тел) руды рассматриваемых массивов могут быть отнесены к числу "руд не контролируемых расслоенностью", однако по генетическим признакам дилтантный /декомпрессионный тип следует рассматривать в качестве самостоятельного элемента генетической классификации платинометальных руд.

Заключение

Понимание процессов формирования двучленных разрезов и платинометальных руд массивов южного обрамления Мончеплутона имеет важное не только теоретическое, но и практическое значение. Так, при составлении паспорта месторождения Вуручуайвенч была применена гипотеза о "рифовом" типе руд. По аналогии (но без должного обоснования) с Меренски рифом Бушвельда и горизонтом 330 Мончеплутона генезис и форма рудных тел месторождения Вуручуайвенч представлялись обусловленными магматической фракционной кристаллизацией мафит-ультрамафитового расплава, при которой в определенной части разреза образуется маломощный протяженный горизонт (риф), обогащенный рудными компонентами. При такой трактовке генезиса поисковыми признаками оруденения являются, прежде всего, положение руд в разрезе расслоенного мафит-ультрамафитового комплекса, четкий петрографический контроль оруденения, высокая контрастность концентраций рудных компонентов в рудном рифе по отношению к вмещающим породам (более двух порядков, (Налдредт, 2003).

Все указанные признаки, как это было показано выше, отсутствуют в массивах южного обрамления Мончеплутона. Концентрационные границы рудных тел, выделенные по лимитам кондиций при подсчете запасов на месторождении, в данном случае, не совпадают с положением естественных геологических границ областей рудной минерализации. Несовпадение концентрационных границ рудных тел, используемых при подсчете запасов руд, и геологических (генетических) границ оруденения не вызывает удивления или отторжения, поскольку цели и смысловая нагрузка проведения границ разные. В этом контексте недопустимым является лишь применение порочной практики: приняв паспорт месторождения таким, каким он составлен (исходя из "рифовой" модели), не должно возникать иллюзий и директивных предписаний, что при проведении поисковых работ на других площадях в поисках аналогичных руд следует использовать поисковые признаки именно "рифовой" модели. Поисковые признаки декомпрессионных платинометальных руд совершенно иные.

Благодарности

Геологический анализ и генетическая интерпретация рудной минерализации в массивах южного обрамления Мончеплутона, приведенные в публикации, основаны на данных, полученных в ходе поисковых работ ОАО "Кольская ГМК" в течение последних десяти лет. Несмотря на то, что работы носили производственный характер, в ходе наших исследований осуществлялось заинтересованное сотрудничество в изучении необычного платинометального рудного объекта с сотрудниками Кольской ГМК с геологами В.Н.Иванченко, П.С.Давыдовым, А.С.Галкиным, А.Н.Дедюхиным, В.В.Озерянским, С.Н.Гончаровым, а также с В.В.Шолохневым, В.С.Докучаевой за что авторы им искренне благодарны. Доброжелательная критика и углубленное обсуждение петрологических аспектов исследования на протяжении ряда лет осуществлялись Е.В.Шарковым и, несмотря на расхождение во взглядах по отдельным вопросам, авторы глубоко признательны Евгению Витальевичу.

Литература

1. Баянова Т.Б. Смолькин В.Ф. Федотов Ж.А., Деленицин А.А. Изотопные U-Pb и Sm-Nd исследования интрузивных и дайковых пород// в сб. Расслоенные интрузии Мончегорского рудного района часть 2, Апатиты. 2004 С. 5-46.
2. Галкин А.С., Кнауф В.В. МПГ в разрезе НКТ - меридиональной ветви Мончегорского плутона (Кольский полуостров).
3. Гроховская Т.Л., Бакаев Г.Ф., Шолохнев В.В., Лапина М.И., Муравицкая Г.Н., Войтехович В.С. Рудная платинометальная минерализация в расслоенном Мончегорском магматическом комплексе (Кольский полуостров, Россия) //Геология рудных месторождений, 2003, Т.45. №4. С. 329-352
4. Гроховская Т.Л. Лапина М.И., Мохов А.В. Ассоциации и генезис минералов платиновой группы в малосульфидных рудах месторождения Мончетундра (Кольский полуостров, Россия)// Геология рудных месторождений, 2009, Т.51. №6. С. 520-539
5. Дистлер В.В., Дюжиков О.А., Кравцов В.Ф.,Служеникин С.Ф., Туровцев Д.М. Малосульфидная платинометальная формация Норильского района в сб. Геология и генезис месторождений платиновых металлов. Л.: Наука, 1994, С. 48-65.
6. Елисеев Н.А., Елисеев Э.Н., Козлов Е.К., Лялин П.В., Маслеников В.А. Геология и рудные месторождения Мончегорского плутона. Л.: Наука, 1956, 327 с.
7. Заварицкий А.Н. Изверженные горные породы. М., 1955, 479 с.
8. Кнауф В.В. Зависимость количества и состава минералов парагенезиса от состава породы и возможности минеральной термобарометрии// Записки всесоюзного минералогического общества, 1982, Ч. CXI, вып. 4. С. 467-474.
9. Кнауф В.В. О модели метаморфизма толщ Южного Тамдытау, (Западный Узбекистан)// Записки всесоюзного минералогического общества, 1989, вып. 5. С. 125-130.
10. Кнауф В.В., Галкин А.С., Дедеюхин А.Н. МПГ в такситовых габброноритах южного обрамления НКТ (минералогия, генетические особенности, основные технологические свойства оруденения).
11. Кнауф В.В., Давыдов П.С., Иванченко В.Н. Благороднометальная (БМ) минерализация на поисковой площади Вуручуайвенч // Международное сотрудничество и обмен опытом в геологическом изучении и разведке платинометалльных месторождений северной части Фенноскандинавии. Промежуточные результаты международного проекта KOLARCTIC INTERREG III A North -TACIS N KA-0197 "Стратегические минеральные ресурсы - основа устойчивого развития Севера" (Россия-Финляндия-Швеция) Апатиты. 2008. С. 88-97
12. Козлов Е.К. Естественные ряды пород никеленосных интрузий и их металлогения. Л.: Наука, 1973,287с.
13. Налдредт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. СПб: СПбГУ, 2003, 487 с.
14. Петрографический Кодекс, СПб: ВСЕГЕИ, 1995, 127с.
15. Припачкин П.В., Рундквист Т.В. Геологическое строение и платинометальная минерализация ВосточноПанского массива // Международное сотрудничество и обмен опытом в геологическом изучении и разведке платинометалльных месторождений северной части Фенноскандинавии. Промежуточные результаты международного проекта KOLARCTIC INTERREG III A North -TACIS N KA-0197 "Стратегические минеральные ресурсы - основа устойчивого развития Севера" (Россия-Финляндия-Швеция) Апатиты. 2008. С. 69-82
16. Рыка В., Малишевская А. Петрографический словарь. М.: Недра, 1989, 590с.
17. Смолькин В.Ф. Федотов Ж.А., Орсоев Д.А. Онненстеттер Д. Проблема габброидов предгорья Вуручуайвенч // в сб. Расслоенные интрузии Мончегорского рудного района часть 1, Апатиты. 2004, С. 66-72.
18. Чащин. В.В., Дуракова А.Б. Государственная геологическая карта РФ, листы Q36-III,IV, издание второе, масштаб 1:200000.//ОАО "Центрально-Кольская экспедиция", 2000 (не издана).
19. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения//Москва, Научный мир, 2006. 365 стр.
20. Шолохнев В.В. Схематизированная геологическая карта района города Мончегорска, масштаб 1:50000 //ОАО "Центрально-Кольская экспедиция", 2001.
21. Knauf V., Guseva N., Ivanchenko V. Unusial platinum group element (PGE) mineralisation in the peripheral parts of Monchegorsk Layered Massif (MLM) //Goldshmidt conference abstract, 2009.
22. Sarp. Н., Bertrand J., Mc Near E. Vuagnatite, CaAl(OH)SiO4, a new natural calcium aluminum mesosilicate// American Mineralogist, 1976, V.61. P.825-830.