CC BY
91
УДК 552.321.5
ФЕДОРОВОТУНДРОВСКИЙ МАССИВ
ФЕДОРОВО-ПАНСКОГО ПЛАТИНОНОСНОГО РАССЛОЕННОГО КОМПЛЕКСА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) - НОВЫЕ ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Н.Ю. Грошев
Г еологический институт КНЦ РАН
Аннотация
Федоровотундровский массив - западная часть Федорово-Панского платиноносного расслоенного комплекса, в массиве выделяются расслоенная и краевая серии пород -продукты первой и второй интрузивных фаз. Между составами магм интрузивных фаз установлены четкие различия. Состав магмы первой интрузивной фазы отличается от второй меньшим содержанием Si, Fe, Мд и большим содержанием Т А1, Са и №. По нормативному минеральному составу магма первой фазы соответствует лейкократовому кварцевому габбронориту, а магма второй фазы - мезократовому кварцевому габбронориту. Магма второй интрузивной фазы была обогащена рудогенными компонентами (Сг, Си, N0 и насыщена серой. Данные о распределениях РЗЭ в породах показывают различия составов и направлений дифференциации магм первой и второй фаз.
Ключевые слова:
базиты, ультрабазиты, расслоенные интрузии, петрохимия, геохимия, редкоземельные элементы.
Введение
Федоровотундровский массив (ФТМ) является самой западной частью Федорово-Панского платиноносного расслоенного комплекса (ФПРК), залегающего вдоль границы между архейскими и раннепротерозойскими толщами в центре Кольского п-ова. В настоящее время, спустя почти 80 лет с начала поисково-оценочных работ на массиве, в его нижней, краевой серии разведано крупное месторождение элементов платиновой группы (ЭПГ) контактового типа [1]. Несмотря на длительный период изучения массива, существующие петрохимические и геохимические данные характеризуют преимущественно нижние части его разреза, составляющие менее 20% от его суммарной истинной мощности. Недавние поисковые работы в верхних частях ФТМ показали их перспективность на обнаружение ЭПГ-оруденения рифового типа [2]. Вместе с этим, был получен значительный по объему аналитический материал, характеризующий практически весь разрез интрузива и вносящий существенный вклад в геохимическую изученность ФТМ.
Новые аналитические данные позволяют изучить геохимические особенности пород ФТМ по разрезу интрузива, а также уточнить оценку состава магм различных фаз его внедрения.
Материал и методика исследования
В статье использовано 170 полных химических анализов пород, большая часть из них - 91 (см. приложение) - получена автором в период с 2007 по 2010 гг. в ходе подготовки кандидатской диссертации (руководитель - акад. Ф.П. Митрофанов). Анализ выполнен в химико-аналитической лаборатории ГИ КНЦ РАН (зав. лаб. Л.И. Константинова). Прочие петрохимические данные были заимствованы из литературных [1] и фондовых (Радченко, 1975) источников, а также любезно предоставлены Е.А. Ниткиной и Т.В. Рундквист. Петрохимическая систематика пород выполнена согласно классификации М.И. Дубровского [3]. Определение содержаний редких элементов, в том числе РЗЭ, сделано для 10 проб методом ICP-MS в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Кроме этого, пять анализов пород на редкие элементы были любезно предоставлены П.А. Серовым.
Геологическое строение Федоровотундровского массива
Интрузив Федоровой тундры представляет собой клиновидное в плане тело основных пород, падающее на юго-запад под различными углами и простирающееся в северо-западном направлении на расстоянии около 15 км (рис. 1). С северо-востока массив граничит с архейскими гранито-гнейсами, с юго-запада - с метавулканитами зоны Имандра-Варзуга. Границы массива являются тектоническими. Площадь массива составляет примерно 45 км2, с северо-запада на юго-восток его видимая мощность изменяется от сотни метров до 5.5 км. Юго-восточная часть массива срезана Цагинским разломом.
Рис. 1. Геологическая карта-схема массива Федоровой тундры. Составлена в ОАО «Пана» в 1998 г. в масштабе 1:10 000, с изменениями и дополнениями автора. Условные обозначения: 1 - базиты, метаморфизованные вдоль разломов; 2 - краевая серия (такситовые нориты и габбронориты); 3-5 - расслоенная серия: 3 - верхняя базитовая зона (плагиоклазовые лейкократовые кумулаты), 4 -нижняя базитовая зона (плагиоклазовые лейко- и мезократовые кумулаты в чередовании с мезократовыми плагиоклаз-энстатит-авгитовыми кумулатами); 5 - ультрамафитовая зона (энстатитовые и энстатит-оливиновые кумулаты); 6 - метавулканиты зоны Имандра-Варзуга; 7 -архейский фундамент; 8 - уровни развития оливиновых и плагиоклаз-оливиновых мезократовых и меланократовых кумулатов: а - минерализованных ЭПГ (рифы), б - пустых; 9 - контактовая ЭПГ-минерализация; 10а - контур массива, 10б - границы пород, 10в - предполагаемая граница между нижней и верхней базитовыми зонами, 10г - разломы; 11 - залегание расслоенности; 12 - контуры наиболее изученных частей массива: детально разбуренные (а) и хорошо обнаженные площади (б)
В строении ФТМ (рис. 1) сейчас выделяются расслоенная и краевая серии пород. Краевая серия слагает нижний северо-восточный край массива и протягивается на всю его длину, образуя желобообразные углубления в породах фундамента шириной до 1.5 км. Мощность серии колеблется от первых десятков метров на участке выклинивания массива на северо-западе до 800-900 м в местах желобообразных углублений и в среднем составляет около 250 м. Нижний контакт массива тектонизирован, в зоне контакта породы серии метаморфизованы, часто наблюдается развитие по этим породам сланцев и бластомилонитов. Краевая серия сложена такситовыми базитами различного минерального состава, которые чаще всего соответствуют габброноритам. Наиболее ярким признаком пород краевой серии является их такситовая
текстура, обусловленная резкими колебаниями размеров минеральных зерен в породах. В пределах относительно небольших участков породы можно видеть габбронориты мелкозернистого, среднезернистого, крупнозернистого и пегматоидного сложения, которые незакономерно чередуются между собой. В породах часто присутствуют интерстициальный голубой кварц (до 10 об. %) и сульфидная вкрапленность (0.5-1.5 об.%).
Характеристика краевой серии будет неполной, если не упомянуть о разнообразных диоритах, которые имеют сложную генетическую связь с массивом и встречаются в его нижней приконтактовой части и в породах фундамента. Moжнo выделить два комплекса таких пород: комплекс гибридных пироксеновых диоритов и комплекс амфиболовых диоритов-мобилизатов.
Пироксеновые диориты встречены в нескольких скважинах на участках Большой Ихтегипахк и Пахкварака (скважины BG-F-240, BG-F-241, BG-F-243, BG-F-228 и др.). Позиция пироксеновых диоритов во всех скважинах одинакова: ниже уровня предполагаемого пологого контакта массива на глубинах 200300 м такситовые породы краевой серии постепенно сменяются вниз по разрезу мелко-среднезернистыми тонкополосчатыми, иногда брекчиевидынми диоритами. Полосчатость в диоритах утыкается в поверхность предполагаемого контакта массива под углами 50-70°. Все скважины, вошедшие в эти породы, не достигают контакта с гнейсами, перебурены на 100-200 м ниже предполагаемого контакта массива и закрыты в диоритах при достижении технически возможной глубины бурения. Пироксеновые диориты по своему облику сильно напоминают базиты краевой серии - плагиоклаз в них имеет темную окраску, часто встречается голубой кварц и спорадически сульфидная вкрапленность, содержащая ЭПГ. Основным минералогическим отличием этих диоритов от базитов краевой серии является состав плагиоклаза, соответствующий в диоритах андезину. По составу диориты разделяются на габбронорит-диориты, лейкогабброноит-диориты, лейконорит-диориты и др. Определение возраста этих пород U-Pb методом по цирконам дало два значения - 2822±20 млн лет и 2773±8 млн лет [4], соответствующие различным этапам архейского метаморфизма во вмещающих гнейсах. Эти породы интерпретируются нами как результат гибридизма между магмой массива и вмещающими породами.
Амфиболовые диориты ранее детально изучались Н.Г. Старициной и были отнесены к завершающей фазе внедрения массива [5]. Эти породы образуют субсогласные пластовые тела в зоне контакта массива с архейскими гнейсами и секущие ветвящиеся дайки среди пород краевой серии и вмещающих гнейсов. Вероятнее всего генезис амфиболовых диоритов связан с эффектом мобилизации пород фундамента после их частичного или полного переплавления при внедрении интрузива. Tакoй эффект широко проявлен в других частях ФПРК [6].
Расслоенная серия имеет видимую мощность до 4700 м и по типам кумулатов подразделяется на три зоны: ультрамафитовую (энстатитовые и оливин-энстатитовые кумулаты), нижнюю базитовую (энстатит-авгит-плагиоклазовые и плагиоклазовые кумулаты) и верхнюю базитовую (плагиоклазовые кумулаты) (рис. 1). Нижний контакт расслоенной серии является интрузивным - здесь расслоенная серия несет следы воздействия на нее краевой серии [7]. Повсеместно в краевой серии отмечаются эруптивные брекчии с обломками ультрамафитовых пород расслоенной серии. На одних участках массива такситовые габбронориты при переходе к нижней базитовой зоне сменяются вверх по разрезу мощным (50-100 м) слоем плагиоклазовых кумулатов, на других - энстатит-авгит-плагиоклазовыми кумулатами, что может быть объяснено различным уровнем интрузивного среза нижней базитовой зоны снизу. В плагиоклазовых кумулатах нижней базитовой зоны, в случае их контакта с мезократовыми такситовыми габброноритами, хорошо видны секущие жильные тела последних с закаленными зальбандами. Породы краевой серии срезают С-риф нижней базитовой зоны, что хорошо видно на детальных геологических разрезах. По этому ряду признаков и геохронологическим данным [8] расслоенная серия рассматривается как более древняя первая фаза внедрения массива (2526-2507 млн лет), а краевая рудоносная серия ФTM - как наложенная вторая интрузивная фаза (2491-2485 млн лет).
Ультрамафитовая зона (УЗ) выделена сейчас в том месте массива, где расслоенная серия имеет наибольшую мощность, на участке Большой Ихтегипахк (рис. 1), и прослеживается по простиранию массива приблизительно на 1 км при мощности до 200 м. УЗ здесь представляет собой кучное скопление крупных (до 50-100 м) обломков пироксенитов вблизи границы с вышележащей нижней базитовой зоной. На других участках массива породы УЗ наблюдаются в виде разрозненных обломков в матрице пород краевой серии на различном удалении от нижней базитовой зоны. Преобладающими породами зоны являются плагиоклазовые ортопироксениты и оливиновые пироксениты (энстатитовые кумулаты), помимо которых встречаются и гарбургиты (энстатит-оливиновые кумулаты).
Нижняя базитовая зона (НБЗ) представляет собой грубое линзовидно-ритмичное чередование лейкократовых и мезократовых габбро (плагиоклазовые кумулаты) и мезократовых габброноритов
(энстатит-авгит-плагиоклазовые кумулаты). В месте контакта с нижележащей зоной наблюдается следующий разрез. Массивные полевошпатовые пироксениты УЗ резко сменяются вверх по разрезу ритмичным тонким чередованием гарцбургитов, троктолитов, оливиновых лейкогабброноритов и лейкогаббро, которое выделяется в виде переходной подзоны мощностью 5-10 м. В породах подзоны во всех ее пересечениях отмечаются повышенные содержания ЭПГ - С-риф [7]. Выше этой подзоны наблюдается обычное для НБЗ грубое чередование плагиоклазовых и энстатит-авгит-плагиоклазовых кумулатов.
Переходная подзона и С-риф являются маркерами, по которым можно определить залегание грубо расслоенных пород НБЗ. Согласно геологическим разрезам, НБЗ вблизи контакта с краевой серией разбита на крупные ограниченные разломами блоки, в различной степени погруженные по этим разломам в породы краевой серии. Углы залегания переходной подзоны меняются от блока к блоку от 50 до 15°, с тенденцией к уменьшению углов при движении на юго-запад.
Верхняя базитовая зона (ВБЗ) слагает большую часть массива и практически полностью состоит из лейкократовых плагиоклазовых кумулатов. Если учитывать только минеральный состав кумулуса пород, то ВБЗ представляется довольно однородной по внутреннему строению. Однако, при более детальном подходе видно, что ВБЗ имеет нижнюю расслоенную и верхнюю однородную части. В расслоенной части ВБЗ развито своеобразное грубое чередование измененных и неизмененных процессами автометаморфизма базитов, называемых лейкогаббро и лейкогабброноритами, соответственно. В разрезе залегающей выше однородной части ВБЗ встречаются только лейкогаббро. Граница между расслоенной и однородной частями ВБЗ проходит по примерно по высотным отметкам г. Большой Ихтегипахк и 348.0 м.
Грубое линзовидно-ритмичное чередование в расслоенной части ВБЗ на нескольких уровнях разреза осложняется более тонким ритмичным переслаиванием с участием более меланократовых пород - появляются слои мезократовых и меланократовых троктолитов, плагиогарцбургитов. Уровни разреза с таким переслаиванием выделяются как горизонты повышенной неоднородности (ГПН). Всего в пределах ВБЗ наблюдаются четыре таких горизонта (рис. 1). Мощность горизонтов колеблется от 3 м до 50 м. Породы первого ГПН содержат ЭПГ-минерализацию рифого типа, известную как Н-риф [2]. Троктолиты в этих горизонтах характеризуются отчетливой директивной текстурой, обусловленной вытянутыми крупными зернами оливина. По ориентировке этой текстуры видно, что породы ВБЗ падают на юго-запад под углами 60-70° (рис. 1).
Различия в залегании пород НБЗ (углы падения 15-50°) и ВБЗ (60-70°) свидетельствуют о существовании в массиве двух структурных ярусов: нижнего (северо-восточного) и верхнего (югозападного). Северо-восточный ярус характеризуется интенсивной тектоникой, обуславливающей блоковое строение этой части массива и сильно варьирующие углы залегания пород в пределах разных блоков. В юго-западном ярусе тектонические преобразования проявлены значительно слабее, породы залегают однообразно круто. Наличие в массиве двух структурных ярусов объясняется в рамках представлений о двухфазном образовании массива [8].
Приведенное здесь описание составляет суть предлагаемой автором модели геологического строения ФТМ. Во многом новые петрохимические данные явились причиной для пересмотра модели строения массива, предлагавшейся предыдущими исследователями [9].
Результаты исследований и их обсуждение
Объем накопленного к настоящему времени банка аналитических данных позволяет достаточно полно изучить химический состав пород ФТМ по разрезу расслоенной и краевой серий (рис. 2, разрез составлен по участку Большой Ихтегипахк; на других участках массива УЗ отсутствует; диориты в разрез не включены). Модальный минеральный состав пород на разрезе отражен в виде вариаций их нормативного минерального состава, рассчитанного по методу CIPWD и приведенного к 100% по главным породообразующим миналам.
SiO2: Содержание кремнезема изменяется от 39 мас.% в гарцбургитах (обломки в краевой серии) до 59 мас.% в кварцевых габброноритах краевой серии. В среднем наиболее обогащены SiO2 плагиоклазовые ортопироксениты (52-56 мас.%) УЗ расслоенной серии, что наблюдается благодаря высокому содержанию кремнезема в кумулятивном ортопироксене. В базитовых зонах расслоенной серии содержания SiO2 в целом по разрезу не изменяются и составляют 48-49 мас.%. Локальные его понижения связаны с меланократовыми оливиновыми породами в горизонтах повышенной неоднородности ВБЗ и переходной подзоне НБЗ. Краевая серия в среднем обогащена кремнеземом (52 мас.%) относительно базитовых зон расслоенной серии, что связано с повышенными содержаниями в ее породах ортопироксена и кварца. Появление кварца и, соответственно, обогащение пород краевой серии SiO2, по-видимому, связано с контаминацией базитов веществом вмещающих пород.
о
800
1200
1600
2000
2400
2800
3200
3600
4000
4400
ТЮ2: Уровень концентраций ТЮ2 в породах краевой и расслоенной серий невысок и составляет в среднем 0.2-0.3 мас.%. При этом краевая серия немного обеднена титаном относительно расслоенной серии. Повышенные содержания ТЮ2 (до 1.35 мас.%) отмечаются лишь в отдельных точках разреза и соответствуют локально обогащенным титаномагнетитом лейкобазитам.
А1203: Содержания алюминия в породах находится в тесной связи с количеством
содержащегося в них плагиоклаза - минимальные значения (4 мас.%) характерны для ультрамафитовых пород расслоенной серии и их обломков в краевой серии, максимальные значения (20-22 до 26 мас.%) наблюдаются в лейкократовых породах базитовых зон расслоенной серии. Систематических изменений концентраций А1203 по разрезу не устанавливается, однако их можно предполагать в нижней базитовой зоне, имея в виду, что эта зона представляет собой грубое ритмичное чередование мезократовых (50-60 об. % плагиоклаза) и лейкократовых (75-80 об.% плагиоклаза) пород. Нижняя часть этой зоны видна на разрезе (рис. 2).
Fe2O3: Окисное железо характеризуется выдержанно низкими концентрациями (1-2 мас.%) по разрезу, обусловленными главным образом акцессорным магнетитом. Локальные повышения содержаний Fe2O3 (до 7 мас.%) приурочены к серпентинизированным оливинсодержащим породам -гарцбургитам и троктолитам, а также к лейкобазитам, участками обогащенным титаномагнетитом.
FeO: Закисное железо, также как и А1203, обнаруживает отчетливую связь с петрографическим составом разреза и изменяется в зависимости от меланократовости пород от 5 мас.% в лейкократовых породах до 8-12 мас.% в меланократовых и ультрамафитовых породах. В пределах УЗ вверх по разрезу отмечается постепенный рост концентраций FeO, который может быть объяснен постепенным увеличением железистости ортопироксенов снизу вверх.
МпО: Концентрации МпО изменяются в пределах 0.05-0.36 мас.%. Характер их изменения по разрезу массива идентичен таковому для FeO, что говорит замещении марганцем позиций железа в меланократовых минералах.
MgO: Повышенное содержание MgO (MgO > 18 мас.%) характерно для ультрамафитов, которые в разрезе ФТМ образуют одноименную зону, встречаются в виде обломков в краевой серии и среди такситовых пород краевой серии (меланоритов, мелагабброноритов и др.), непосредственно прилегающих к обломкам. Кроме этого, к ультрамафитам можно отнести и некоторые из меланократовых троктолитов. Мафиты (10 < MgO < 18 мас.%) в разрезе ФТМ встречаются главным образом в краевой серии - более половины проб по содержанию MgO соответствуют здесь мафитам. Это объясняется тем, что мезократовые габбронориты краевой серии обогащены ортопироксеном. В НБЗ к мафитам относятся лишь единичные прослои оливиновых габброноритов, в ВБЗ - мезократовые и мезо-меланократовые троктолиты.
СаО: Содержание СаО в породах изменяется по разрезу так же, как и А1203, показывая прямую зависимость концентрации от содержания в породах плагиоклаза. Средние содержания СаО в УЗ составляют 4 мас.%, НБЗ - 11 мас.%, ВБЗ - 12 мас.%, в краевой серии - 9 мас.%.
^20 и К20: Содержания оксидов натрия и калия в целом по разрезу изменяются параллельно, увеличиваясь от близких к нулевым концентраций в ультрамафитах до 3 мас.% №2О и 0.4 мас.% К2О в лейкократовых базитах. Отклонения от этой закономерности (параллельных вариаций) отмечены в краевой серии и в первом горизонте повышенной неоднородности и наблюдаются здесь в тех породах, которые были метаморфизованы вблизи разломов, привнесших в породы калий.
Си: Медь в изученном разрезе расслоенной серии в связи с отсутствием сульфидов не образует концентраций, существенно превышающих порог обнаружения (0.01 мас.%) и чаще всего ниже его. Отдельные случаи повышенных содержаний меди отмечаются в ультрамафитах и в лейкогаббро С-рифа. Содержание меди в краевой серии, породы которой несут сульфидную вкрапленность, в среднем составляет 0.1 мас.%.
№: Повышенные содержания никеля в разрезе расслоенной серии связаны с породами, обогащенными пироксеном (ортопироксениты) и оливином (гарцбургиты, троктолиты). В обломках гарцбургитов содержания никеля может достигать 0.26 мас.%. В краевой серии повышенные концентрации никеля (в среднем 0.1 мас.%) связаны в основном с сульфидами, но также характерны и для оливиновых габброноритов.
S: Расслоенная серия в целом характеризуется крайне низкими содержаниями серы (от порога обнаружения в 0.01 мас.% до 0.1 мас.%). Два максимума ее концентраций в расслоенной серии наблюдаются на уровнях выделенных рифов - 0.18 мас.% (Н-риф) и 0.39 мас.% (С-риф). Концентрации серы в представительных породах краевой серии значительно выше и в среднем составляют 0.5 мас.% при вариациях от 0.04 до 1.47 мас.%.
Средние составы пород ФТМ (мас.%)
ВБЗ LG+LGN LGNO НБЗ GN LG УЗ Р OLP GAR РС КС I II
(14) (12) (2) (5) (9) (1) (3) (46) (61) (25) (23)
SlO2 49.43 49.34 51.51 50.24 53.97 47.00 41.55 49.81 51.57 50.5 51.47
Т102 0.33 0.22 0.57 0.33 0.23 0.24 0.24 0.32 0.22 0.5 0.19
АЬОз 24.58 20.95 14.47 22.17 4.74 2.28 3.04 21.95 12.20 16.9 13.77
Fe2Oз 1.43 1.31 1.57 1.09 1.04 4.61 6.49 1.40 1.43 2.4 1.28
FeO 4.03 5.38 7.19 4.13 9.07 6.88 6.12 4.78 7.92 6.4 7.37
МпО 0.08 0.11 0.19 0.09 0.20 0.21 0.16 0.10 0.16 0.13 0.14
MgO 3.01 6.74 7.77 5.04 24.45 29.75 30.78 5.36 14.32 8.66 12.46
СаО 12.50 12.37 12.50 12.38 4.16 3.93 4.55 12.10 8.63 10.6 9.54
№20 2.44 1.93 1.95 2.32 0.45 0.02 0.09 2.19 1.31 1.9 1.58
К2О 0.15 0.10 0.18 0.27 0.05 0.01 0.01 0.15 0.15 0.3 0.18
Сумма 97.98 98.43 97.88 98.06 98.36 94.93 93.04 98.16 97.91 98.29 97.98
Кт 58.46 21.71 7.53 7.53 3.57 0.95 0.24
Главные алюмосиликатные миналы CIPWD, приведенные к 100%
Ч 2.25 0.15 3.03 1.51 0.80 - - 1.64 0.97 2.09 0.74
ог 0.94 0.59 1.13 1.65 0.28 0.07 0.05 0.90 0.95 1.89 1.11
аЬ 21.62 16.95 17.45 20.45 3.97 0.19 0.95 19.38 11.63 17.13 13.96
ап 58.44 50.18 31.95 51.43 11.17 6.95 9.46 51.96 28.25 39.10 31.28
3.24 7.63 18.12 7.12 6.66 10.89 13.00 5.97 10.06 9.95 10.82
hd 2.19 3.42 9.22 3.12 1.51 1.13 0.85 2.84 3.27 3.69 3.77
еп 6.37 13.93 12.07 9.79 60.05 54.87 32.64 11.20 32.70 18.36 27.38
fs 4.94 7.16 7.04 4.92 15.57 6.52 2.46 6.10 12.18 7.81 10.95
- - - - - 17.14 37.48 - - 0.00 0.00
fa - - - - - 2.24 3.11 - - 0.00 0.00
Важнейшие петрохимические характеристики
Отряд Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg Fe-Mg
Ряд-гр. В-1-ч В-1-ч В-1-ч В-1-ч В-1-ч В-П-ч В-11-ч В-1^ В-1^ в-н B-I-q
Feld 81.00 67.72 50.53 73.53 15.42 7.21 10.45 72.24 40.82 58.12 46.35
Fem 16.75 32.13 46.44 24.95 83.78 92.79 89.55 26.11 58.21 39.80 52.92
Fat 49.72 35.27 38.28 36.23 18.66 17.21 17.90 38.75 26.48 35.66 27.71
F° 24.16 17.96 16.40 19.15 9.34 37.65 48.86 20.92 13.98 25.26 13.53
f 37.10 28.12 30.76 27.68 16.48 8.29 5.42 29.30 22.09 24.45 23.33
Npl 71.82 73.62 63.32 70.33 72.63 97.14 90.38 71.66 69.61 68.28 67.87
Корх 67.53 65.63 41.14 58.99 90.26 83.63 71.70 66.26 77.10 65.75 72.42
Содержания рудогенных компонентов
Си 0.006 0.005 0.013 0.011 0.007 0.003 0.056 0.01 0.10 - -
N1 0.008 0.015 0.005 0.005 0.063 0.260 0.197 0.01 0.10 - -
СГ2О3 0.01 0.02 0.02 0.02 0.38 0.17 0.725 0.03 0.11 - -
Примечание. Породы: LG - лейкогаббро, LGN - лейкогаббронорит, LGNO - оливинсодержащий лейкогаббронорит, GN -габбронорит, Р - пироксенит, OLP - оливиновый пироксенит, GAR -гарцбургит. РС - средневзвешенный состав пород расслоенной серии, КС - среднее арфиметическое составов пород краевой серии, I и II - средневзвешенный состав пород первой фазы и средний состав второй интрузивной фазы по [9]. Кт - коэфициент мощности (%), в скобках - количество анализов
Сг203: Важнейшим и маркерным элементом для различных типов магм, участвовавших в формировании известных расслоенных интрузивов, является хром. Для магм двух интрузивных фаз ФТМ ранее предполагалось резко различное содержание Сг203: считалось, что магма первой фазы (расслоенная серия) содержала большие количества хрома, нежели магма второй фазы (краевая серия) [9]. Такой вывод был сделан на основании подсчета среднего содержания Сг203 по имеющимся
у этих авторов данным преимущественно по нижней части расслоенной серии. Имея данные по всему разрезу расслоенной серии (первой фазы), нетрудно увидеть (рис. 2) и подчитать, что средневзвешенное содержание хрома в ней составляет 0.03 мас.% (в указанной работе приводится содержание в 0.38 мас.%). Среднее содержание Сг203 в краевой серии оценивается в 0.11 мас.%. По [9] это содержание составляет 0.05 мас.%, что незначительно отличается от проведенной здесь оценки. Так или иначе, очевидно, что нет оснований говорить об обогащенности расслоенной серии в целом хромом. Наоборот, средние содержания хрома в краевой серии (вторая магматическая фаза) немного больше, чем в расслоенной серии (первая магматическая фаза).
Рис. 3. Положение фигуративных точек пород ФТМ на петрохимической классификационной диаграмме семейств и родов. Условные обозначения: 1 - верхняя базитовая зона, 2 - нижняя базитовая зона, 3 -ультрамафитовая зона, 4 - краевая серия, 5 - гибридные пироксеновые диориты,
6 - жильные амфиболовые диориты
Со, У205, С1, F, Р205, С02 определены не во всех пробах, включенных в разрез, и поэтому вариации их содержаний не демонстрируются. Их концентрации незначительно превышают порог обнаружения или находятся ниже его. Однако стоит отметить, что по имеющимся данным максимальные концентрации хлора наблюдаются в отдельных пробах в пределах первого горизонта повышенной неоднородности и достигают 0.035 мас.%. Пиковые значения содержаний фтора (0.01—
0.02 мас.%) и фосфора (0.04-0.14 мас.%) отмечены в нескольких точках краевой серии, в пироксенитах УЗ и в породах горизонтов повышенной неоднородности ВБЗ.
Петрохимическая систематика пород ФТМ по классификации М.И. Дубровского в полном объеме здесь не приводится, поскольку она сделана в работе [9], в которой также проводится оценка состава магм различных интрузивных фаз массива. Объем и значение полученных новых данных можно оценить по классификационной диаграмме семейств и родов (рис. 3). Из рисунка видно, что значительная часть фигуративных точек пород массива располагается в области лейкократовых пород. На этой же диаграмме в [9] в данном поле располагаются лишь две точки. Это говорит о том, что при оценке состава магмы первой фазы авторы [9] располагали недостаточными для того аналитическими данными.
В проведенном нами расчете средневзвешенного состава расслоенной серии (первой фазы) использовались следующие ограничения: истинная мощность расслоенной серии 4200 м, мощность ВБЗ - 3400 м, НБЗ - 600 м, УЗ - 200 м. Оценка состава магмы второй фазы выполнена также как и в работе [9] - путем подсчета среднего состава пород краевой серии (табл. 1).
Согласно расчетным данным (табл. 1) состав магмы первой интрузивной фазы отличается от магмы второй фазы меньшим содержанием кремнезема, закисного железа, магния и большим содержанием титана, глинозема, кальция и натрия. По нормативному минеральному составу магма первой фазы соответствует лейкократовому (Feld = 72) кварцевому габбронориту со средним интерпироксеновым коэффициентом (66), а магма второй фазы - мезократовому (Feld = 40) кварцевому габбронориту с высоким интерпироксеновым коэффициентом (77). Магма второй интрузивной фазы была обогащена рудогенными компонентами - хромом, медью, никелем, а также насыщена серой. Таким образом, между составами магм интрузивных фаз устанавливаются четкие различия.
Рис. 4. Зависимость суммарного содержания РЗЭ от частной нормативной железистости f для пород ФТМ. f = Ю0^а/(Аэ+а) = 100^/ф + еп) (мол. кол.)
Для характеристики состава магмы и петрологических реконструкций могут быть использованы данные о содержании редкоземельных элементов (РЗЭ) в породах интрузии. В связи с этим породы главных подразделений разреза ФТМ были проанализированы на РЗЭ. Результаты анализа и некоторые петрохимические коэффициенты приведены в табл. 2.
Снизу вверх по разрезу расслоенной серии устанавливается обогащение пород РЗЭ (рис. 4, 5) от 7-9 г/т в ультрамафитовой зоне до 19-22 г/т в верхней базитовой зоне. Общее содержание РЗЭ зависит от положения породы в разрезе в большей степени, чем от ее минерального состава. Так, залегающие непосредственно на ультрамафитовой зоне лейкогаббро и плагиогарбургиты переходной подзоны (С-риф) по суммарному содержанию РЗЭ практически не отличаются от пироксенитов.
Хондрит-нормализованные рас-пределения РЗЭ в породах расслоенной серии образуют близко параллельные кривые со слабо выраженным обогащением легкими РЗЭ (La/Yb = 1.0—7.5). Для пород расслоенной серии не характерны выраженные европиевые максимумы, Еи/Еи* изменяется в основном в пределах 0.9—1.4. Исключением является рудоносное лейкогаббро С-рифа, в котором положительная европиевая аномалия имеет Еи/Еи* = 2.5.
Представительные породы трех зон расслоенной серии (С-риф исключаем) образуют тренд роста суммарных содержаний РЗЭ при росте нормативной железистости меланократовых минералов (рис. 4). Близкий характер распределений РЗЭ, общие вариации РЗЭ с индексом дифференциации (!) в различных зонах свидетельствуют об образовании разреза серии в результате кристаллизационной дифференциации единой родоначальной магмы, или магмы первой фазы.
Содержания РЗЭ в породах краевой серии немного ниже, чем в расслоенной, и составляет 7-12 г/т. Для хондрит-нормализованных распределений характерны более выраженные европиевые максимумы (Еи/Еи* = 1.3-2.5). Повышенные содержания легких РЗЭ в краевой серии уже не закономерны, т.к. встречаются габбронориты, наоборот, обогащенные тяжелыми РЗЭ. Габбронориты краевой серии по характеру хондрит-нормализованных распределений РЗЭ отличаются от аналогичных пород расслоенной серии массива и сходны с таковыми в Западно-Панском массиве (рис. 5). Кроме этого, в отличие от расслоенной, в породах краевой серии не отмечается роста содержаний РЗЭ при увеличении железистости темноцветных минералов.
Результаты анализа пород ФТМ на редкие и редкоземельные элементы (г/т)
Эл-ты 1 2 3 4 5 6 7 8
Сг 174 144 - 135 60 32 - 2074
Ni 261 360 - 125 362 677 - 445
Rb 3.3 2.8 8.8 3.3 5.1 1.5 3.2 2.1
Sr 242 113 252 158 229 70 68 18.5
Y 8.3 5.6 4.2 7.7 3.6 3.5 3.3 4.6
Zr 19.6 11.1 13.7 8.2 5.2 9.4 7.0 8.7
Nb 1.52 1.14 1.23 0.28 0.85 0.57 0.38 0.66
Cs 0.15 0.45 - 0.23 0.15 <0.1 - 0.23
Ва 69 35 82 44 43 20 28 8.5
Hf 0.44 0.31 0.57 0.31 0.19 0.25 0.26 0.25
Та 0.050 0.050 0.050 0.050 0.050 0.050 0.050 0.050
Th 0.24 0.15 1.02 0.057 0.077 0.096 0.24 0.068
и 0.074 0.042 0.30 0.008 0.02 0.047 0.096 0.015
La 2.6 6.1 3.1 1.08 0.97 0.89 1.15 0.83
Се 6 7.4 6.8 2.7 1.99 1.96 2.6 1.93
Рг 0.91 0.96 1.00 0.44 0.28 0.27 0.38 0.32
Nd 3.7 3.5 3.6 2.4 1.35 1.28 1.38 1.43
Sm 0.93 0.58 0.84 0.77 0.36 0.33 0.38 0.38
Ей 0.45 0.26 0.37 0.33 0.3 0.14 0.15 0.12
Gd 1.02 0.72 0.80 0.99 0.38 0.38 0.51 0.45
ТЬ 0.2 0.12 0.16 0.16 0.069 0.063 0.10 0.082
Оу 1.28 0.84 1.03 1.12 0.53 0.45 0.72 0.63
Но 0.27 0.18 0.21 0.26 0.13 0.1 0.16 0.15
Ег 0.78 0.57 0.63 0.74 0.36 0.33 0.48 0.45
Тт 0.13 0.085 0.11 0.12 0.051 0.053 0.085 0.07
Yb 0.81 0.55 0.58 0.73 0.33 0.35 0.58 0.48
Lu 0.14 0.085 0.092 0.11 0.05 0.06 0.094 0.08
SumREE 19.22 21.95 19.34 11.95 7.15 6.66 8.80 7.40
Еи/Еи* 1.40 1.22 1.35 1.15 2.45 1.20 1.05 0.88
La/Yb 2.16 7.48 3.64 1.00 1.98 1.71 1.35 1.17
Feld 61.92 33.91 72.52 48.45 67.89 21.35 17.46 10.01
Fem 38.08 66.09 25.47 51.55 31.62 78.65 81.81 82.58
РІ 61.17 33.52 70.47 47.77 66.80 21.04 17.09 9.76
п 95.61 96.09 89.74 95.87 94.43 94.88 91.76 90.81
Fat 34.81 28.55 32.77 28.68 36.45 32.39 17.68 21.14
F0 19.91 18.41 28.48 15.57 0.00 10.21 4.14 7.52
f 26.98 22.49 20.98 22.80 35.85 28.94 16.74 19.01
Npl(An) 73.73 72.40 74.95 67.51 72.78 72.55 76.39 75.46
Корх 71.58 59.56 54.99 33.14 44.61 90.37 90.56 87.77
Примечание. Верхняя базитовая зона: 1 - 7_15.3, оливиновый лейкогаббронорит рСоаЬ (ГПН-3а); 2 -
7__16.1, мезо-меланократовый троктолит оСраЬ. Нижняя базитовая зона: 3 - F-4, лейкогаббро рСаЬ; 4
- BG-F-501/25.9, мезократовый габбронорит раЬС; 5-6 - переходная подзона (С-риф): 5 - BG-F-501/81.3, лейкогаббро рСаЬ; 6 - BG-F-501/82.2, плагиогарцбургит оСрЬ. Ультрамафитовая зона: 7 - F-3 и 8 - BG-F-501/85.1, плагиопироксениты.
Эл-ты 9 10 11 12 13 14 15
Сг - 421 1050 111 - 190 -
№ - 1179 1037 1601 - 74 -
Rb 3.9 8.4 4 16 3.8 1.73 3.4
Sr 223 349 48 401 321 561 347
Y 3.4 3.7 4.9 7.8 10.2 0.72 3.3
Zr 7.2 6.5 5.5 36 72 34 14.4
№ 0.52 0.19 0.28 2.7 4.0 0.77 0.72
Cs - 0.38 0.3 0.84 - 0.15 -
Ва 57 65 17.1 142 255 233 92
Hf 0.30 0.12 0.12 1.12 2.8 0.75 0.45
Та 0.050 0.050 0.050 0.21 0.27 0.050 0.050
та 0.20 0.079 0.095 4.9 0.52 0.34 0.45
и 0.066 0.009 0.033 1.16 0.22 0.14 0.10
La 1.57 1.3 0.71 10.3 14.3 11.1 3.0
Се 4.0 2.7 1.51 19.2 28 15.5 6.0
Рг 0.52 0.38 0.25 2.3 4.0 1.49 0.87
Ш 2.1 1.72 1.14 8.5 15.0 4.4 3.0
Sm 0.45 0.4 0.36 1.53 3.0 0.43 0.65
Ей 0.28 0.38 0.16 0.73 1.07 0.77 0.35
Gd 0.60 0.53 0.4 1.23 2.8 0.27 0.69
ТЬ 0.12 0.072 0.09 0.18 0.46 0.025 0.13
Оу 0.79 0.6 0.73 1.25 2.7 0.13 0.75
Но 0.17 0.13 0.18 0.24 0.52 0.023 0.16
Ег 0.53 0.4 0.54 0.75 1.43 0.064 0.46
Тт 0.084 0.062 0.093 0.12 0.22 0.008 0.065
Yb 0.57 0.38 0.66 0.82 1.34 0.051 0.42
Lu 0.087 0.057 0.11 0.13 0.21 0.009 0.062
SumREE 11.80 9.11 6.93 47.28 75.44 34.27 16.67
Еи/Еи* 1.6 2.51 1.28 1.57 1.12 6.41 1.59
La/Yb 1.84 2.31 0.73 8.47 7.22 146.74 4.84
Feld 48.98 72.65 15.19 53.69 63.55 75.56 67.30
Fem 46.86 27.28 84.81 46.31 22.15 10.44 29.30
р1 48.10 71.49 14.89 51.32 62.04 74.79 66.32
п 93.70 94.03 91.83 90.72 96.04 98.26 95.14
Fat 25.92 36.18 20.28 53.68 53.72 60.75 25.83
F0 21.14 0.00 0.00 5.70 19.97 0.00 21.63
f 19.11 36.02 20.37 51.11 42.32 60.65 17.72
Npl(An) 73.39 74.75 77.48 56.13 43.13 43.49 71.54
Корх 75.96 69.73 80.02 91.83 65.74 63.77 56.76
Примечание. Краевая серия: 9-11 - F-2, BG-F-501/90.8, BG-F-501/101.3, габбронориты. Пироксеновые диориты: 12-14 - BG-F-227/320.9, F-6, BG-F-611/175.6, диориты. 15 - мезократовый габбронорит раЬС, центральная часть Западно-Панского массива. Анализы F-2, F-3, F-4, F-6 и SN-8 любезно предоставлены П.А.Серовым. Прочерк - элемент не определялся.
Таким образом, если признать двухфазный механизм образования массива, то первые данные о распределении РЗЭ показывают различия в составе и в направлениях дифференциации магм первой и второй интрузивных фаз. За распределение РЗЭ в магме первой интрузивной фазы можно принять распределение в наиболее распространенных в массиве лейкогаббро (например, проба F-4), а для второй фазы -использовать среднее распределение РЗЭ в такситовых габброноритах.
Пироксеновые диориты, генезис которых крайне неоднозначен и нами интерпретируется предварительно как гибридный, имеют соответственно и более сложные распределения РЗЭ (рис. 5). Для этих пород характерны высокие содержания РЗЭ (34-75 г/т), унаследованные от вмещающих пород, и обогащение легкими РЗЭ ^а/УЬ достигает 146), возникшее во время взаимодействия магм. При росте железистости меланократовых минералов в диоритах происходит снижение содержаний РЗЭ (рис. 4), что вероятно отражает характер дифференциации возникшего при гибридизме расплава. Интерпретация генезиса этих пород представляет собой нетривиальную петрологическую задачу (гибридные диориты могли возникнуть при взаимодействии с породами рамы магмы как первой, так и второй интрузивных фаз), решение которой выходит за рамки данной работы. Заключение
Новые данные, характеризующие химический состав главных породных
разновидностей Федоровотундровского массива, вносят существенный вклад в построение общей модели формирования этого крупного
двухфазного интрузивного тела, несущего платинометалльное оруденение двух генетических типов - рифового и контактового.
В массиве выделяются расслоенная и краевая серии пород, являющихся продуктами соответственно первой и второй интрузивных фаз внедрения. Между составами магм двух интрузивных фаз устанавливаются четкие различия. Состав магмы первой интрузивной фазы отличается от магмы второй фазы меньшим содержанием кремнезема, закисного железа, магния и большим содержанием титана, глинозема, кальция и натрия. По нормативному минеральному составу магма первой фазы соответствует лейкократовому кварцевому габбронориту, а магма второй фазы - мезократовому кварцевому габбронориту. Магма второй интрузивной фазы была обогащена рудогенными компонентами - хромом, медью, никелем, а также насыщена серой.
Данные о распределении РЗЭ подтверждают положение о различии составов и направлений дифференциации магм первой и второй интрузивных фаз. Снизу вверх по разрезу расслоенной серии устанавливается обогащение пород РЗЭ. Представительные породы трех зон расслоенной серии образуют тренд роста суммарных содержаний РЗЭ при росте нормативной железистости
Рис. 5. Нормализованные к хондриту [10] графики распределения РЗЭ в породах ФТМ
меланократовых минералов. Данные по распределению РЗЭ различных зонах свидетельствуют об образовании разреза расслоенной серии в результате кристаллизационной дифференциации единой родоначальной магмы первой фазы.
Содержания РЗЭ в породах краевой серии немного ниже, чем в расслоенной серии. Для хондрит-нормализованных распределений характерны более выраженные европиевые максимумы. Габбронориты краевой серии по характеру хондрит-нормализованных распределений РЗЭ отличаются от аналогичных пород расслоенной серии массива и сходны с таковыми в ЗападноПанском массиве. Кроме этого, в отличие от пород расслоенной серии, в породах краевой серии не отмечается роста содержаний РЗЭ при увеличении железистости минералов.
Затронутая в работе проблема происхождения диоритов, которые имеют сложную генетическую связь с массивом, встречаются в его нижней приконтактовой части и в породах фундамента и характеризуются архейскими возрастами содержащихся в них цирконов, нуждается в дальнейшей разработке.
Благодарности
Автор искренне благодарит к.г.-м.н. Т.В. Рундквист за существенную редакционную правку рукописи, переработку текста и за предоставление материалов по диоритам ФТМ, д.г.-м.н. Т.Б. Баянову за помощь и содействие в получении и обработке данных по распределению РЗЭ. Глубокую благодарность автор выражает своему научному руководителю акад. Ф.П. Митрофанову за действенную помощь и постоянное внимание к исследованиям.
Работы проводились при финансовой поддержке гранта РФФИ-офим 09-05-12028 и Программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН № 2.
ЛИТЕРАТУРА
1. Schissel D., Tsvetkov A.A, Mitrofanov F.P., Korchagin A.U. Basal Platinum-Group Element Mineralization in the Fedorov Pansky Layered Mafic Intrusion, Kola Peninsula, Russia // Economic geology, 2002. Vol. 97. P. 1657-1677. 2. Грошев Н.Ю. Новые данные о платиноносности Федоровотундровского массива // Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова: труды VII Всероссийской Ферсмановской научной сессии. Апатиты: K & M, 2010. С. 35-39. 3. Дубровский М.И. Комплексная классификация магматических горных пород. Апатиты: Изд. КНЦ РАН, 2002. 234 с. 4. Ниткина Е.А., Вурсий Г.Л., Рундквист Т.В. Особенности морфологии, химического состава и изотопного состава свинца цирконов из разновозрастных пород Федорово-Панского массива и вмещающих диоритов // Материалы XVI конференции молодых ученых, посвященной памяти К.О. Кратца. Апатиты, 2005. С. 138-144. 5. Старицына Г.Н. Массив основных и ультраосновных пород Федоровой тундры // Вопросы геологии и минералогии Кольского полуострова, вып. 3, Апатиты: Изд. КФ АН СССР, 1958. С. 50-91. 6. Грошев Н.Ю. Морфология и вещественный состав жил гранитоидов в интрузиве Панских тундр // Материалы XVII Конференции молодых ученых, посвященной памяти К.О. Кратца. Петрозаводск, 2006. С. 129-132. 7. Грошев Н.Ю., Корчагин А.У., Митрофанов Ф.П., Субботин В.В. Расслоенная и краевая серии платиноносного массива Федоровой тундры (Кольский полуостров): принципы выделения, геолого-петрологическая характеристика и ЭПГ-минерализация // Материалы научной сессии, посвященной Дню российской науки. Геологический институт КНЦ РАН, Кольское отделение РМО, 8 февраля 2010 г. / ред. Ю.Л. Войтеховский. Апатиты: К & М, 2010. С. 34-41. 8. Гоошев Н.Ю., Ниткина Е.А, Митрофанов Ф.П. Двухфазный механизм образования платинометальных базитов Федоровотундровского массива на Кольском полуострове: новые геологические и изотопногеохронологические данные // ДАН, 2009. T. 427, № 5. С. 669-673. 9. Дубровский М.И., Рундквист Т.В. Раннепротерозойский платиноносный массив Федоровых тундр (Кольский полуостров): геология и петрология // Записки РМО, 2008. № 4. С. 20-33 . 10. Boynton W.V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies / Ed. Henderson P. Rare earth element geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 1984. P. 63-114.
Сведения об авторе
Грошев Николай Юрьевич - младший научный сотрудник, e-mail: nikolaygroshev@gmail.com
