В зоне сочленения двух северо-восточной и восточной камер находится так называемый Дунитовый блок размером на плане около 1.5 x 3.0 км (рис. 4.2). Он имеет неправильную конфигурацию и сложное внутреннее строение, обусловленное наличием серий тектонических зон преимущественно северо-западного простирания с амплитудами смещения от нескольких метров до первых сотен метров. На севере и востоке породы Дунитового блока контактируют с ультраосновными породами Мончеплутона, а на юго-западе – с основными породами Мончетундровского массива, будучи отделенными от них мощной тектонической зоной гранат-амфиболовых бластокатаклазитов и серией крупных дайкообразных тел. Вертикальная мощность Дунитового блока варьирует от 100 до 700 и более м, увеличиваясь на юго-восток. В северо-восточной части значительная часть блока была эродирована и перекрыта мореной.
Подстилающими породами блока являются ортопироксениты и гарцбургиты, сходные по составу с породами гор Ниттис и Сопча, или дайковые породы более молодого комплекса меланоноритов. Ранее меланонориты ошибочно принимались за приконтактовые образования. В большинстве случаев нижний контакт осложнен тектоническими нарушениями в виде зон рассланцевания или катаклаза. В породы Дунитового блока и содержащиеся в нем слои хромититов интрудировали многочисленные дайковые тела основного состава, часть которых близка по геохимическим особенностям к габброидам Мончетудровского массива.
Для Дунитового блока установлена четко выраженная зональность: на дневной поверхности залегают плагиогарцбургиты с участками неправильной формы оливиновых меланократовых норитов, при движении на юго-восток на глубине они сменяются плагиодунитами и затем дунитами, между которыми существуют постепенные переходы. Характерным является кумулусный характер оливина и интеркумулусный плагиоклаза, между которыми постоянно наблюдается реакционная зона в виде ортопироксен-амфиболовой каймы. Вблизи зон разломов породы частично серпентинизированы и хлоритизированы и реже оталькованы.
 |
Рис. 4.2. Схема геологического положения Дунитового блока в общей структуре Мончеплутона. По данным комбината «Североникель» с авторскими добавлениями.
1 – дайки метадолеритов; 2 – дайки крупнозернистых габбро; 3 – дайкообразные тела меланократовых норитов, плагиоортопироксенитов; 4 – габбронориты, лейкогаббро и анортозиты Мончетундровского массива; 5 – ультрабазиты Дунитового блока; 6 – контуры Сопчеозерского месторождения; 7 – перидотиты (гарцбургиты); 8 – ортопироксениты; 9 – разрывные нарушения, зоны рассланцевания; 10 – скважины, пересекащие подошву Дунитового блока и их номера
На участке Лойпишнюн, расположенном в зоне сочленения Мончеплутона и Мончетундровского массива, скважинами неоднократно пересекались ультраосновные породы, близкие по химическому составу и петрографическим особенностям породам Дунитового блока. Они представляют собою тектонизированные и частично перемещенные фрагменты Дунитового блока, некоторые из которых содержат хромитовое оруденение.
Помимо них, ультраосновные породы были пересечены глубокой структурной скважиной М-1 на глубине 2027-2377 м и старой скважиной С-765 на глубине 1400-1600 м. Породы, вскрытые скважиной М-1, слагают мощное пластовое тело, сложенное преимущественно гарцбургитами. Краевые зоны представлены мелкозернистыми ортопироксенитами и меланоноритами, представляющие собою закалочные породы. Тело залегает в породах архейского фундамента, значительно ниже габброидов Мончетундровского массива, будучи отделенными от них мощной зоной бластокатаклазитов и бластомилонитов. В скважине С-765 ультрабазиты непосредственно контактируют с габброидами. По своим петрогеохимическим и минералогическим особеностям данные ультрабазиты значительно отличаются от пород Дунитового блока, что будет рассмотрено в главе 5, и представляют собою, по нашему мнению, породы, выполняющие подводящий канал Мончеплутона или так называемые его корни.
Вопрос о положении хромитоносных пород Дунитового блока в сводном разрезе Мончеплутона является дискуссионным и долгое время обсуждался в литературе. Многие геологи (Козлов, 1973; Докучаева, 1978; Neradovsky et al., 1997) рассматривали их в качестве наиболее ранней фазы, предшествующей формированию основной части пород Мончеплутона, основываясь на наличие ксенолитов дунитов в нижележащих норитах и плагиосодержащих ортопироксенитах. И в этом случае дуниты и заключенные в них хромититы представляются в виде линзовидного тела (пластины) или гигантского ксенолита. Однако эта гипотеза не подтвердилась, так как нами было установлено, что дуниты, а также хромититы слагают ксенолиты не в интрузивных породах, а в дайковых телах основного состава. Отсутствуют также данные об интрузивном взаимоотношении дунитов с окружающими ультраосновными породами НКТ или горы Сопча.
Об относительном времени формирования пород Дунитового блока и его тектонизированных фрагментов на участке Лойпишнюн можно судить на основании U-Pb датирования циркона из дайкообразных тел, прорывающих дуниты. Возраст циркона колеблется в пределах 2506-2487 млн лет (глава 10), т.е. внедрение наиболее ранних даек происходило уже на позднеинтрузивной стадии становления Мончеплутона. Из этого следует, что остывание пород Дунитового блока и закрытие U-Pb изотопной системы происходило не позднее формирования Мончеплутона.
Для реконструкции первичного положения пород Дунитового блока нами были детально изучены разрезы двух скважин: разведочной 1651 и структурно-поисковой М-20, пробуренных в центральной части Сопчеозерского месторождения (рис. 4.2). Скважины пересекают первичные контакты дунитов, содержащих рудную хромитовую залежь, и подстилающих ортопироксенитов и гарцбургитов. Последние слагают зону ритмичного переслаивания, подобную той, что наблюдается в массиве НКТ, в районе горы Ниттис.
Ниже приведены два поперечные разреза Сопчеозерского хромитового месторождения, на которых отражено положение скважин 1651 и М-20 (рис. 4.3, 4.4).
 |
Рис. 4.3. Поперечный разрез центральной части Сопчеозерского месторождения и положение на нем скважины 1651, вскрывшей нижний контакт дунитов.
1 – морена; 3 – безрудные дуниты; 3 – рудная залежь; 4 – переслаивание ортопироксенитов и гарцбургитов; 5 – дайки меланоноритов-плагиоортопироксенитов; 6 – дайки крупнозернистых габброидов; 7 – дайки микрогаббро и микрогранитов; 8 – зоны тектонических нарушений; 9 – буровая скважина и ее номер
Обобщенный разрез по скв. 1651 выглядит следующим образом:
50-242.8 м – неизмененные безрудные дуниты, прорванные маломощными дайками габбро и жилами диоритов и микрогранитов и содержащие вкрапленность хромита в пределах 1-5 об. %;
242.8-260.2 м – рудный пласт, сложенный бедными и богатыми полосчатыми хромитовыми рудами, содержащими включения неизмененного оливина; прорывается маломощной дайкой габбро;
260.2-322.7 м – слабосерпентинизированные безрудные дуниты и маломощные зонки рассланцевания;
322.7-351.5 м – дайка крупнозернистых, частично амфиболизированных габброидов; верхний ее контакт нарушен зонкой рассланцевания; дуниты на контакте серпентинизированы;
351.5-373.5 м – неравномерно хлорит-серпентинизированные безрудные дуниты и гарцбургиты с 2-3 % хромита;
 |
Рис. 4.4. Поперечный разрез центральной части Сопчеозерского месторождения и положение на нем скв. М-20.
1 – морена; 2 – безрудные дуниты; 3 – гарцбургиты; 4 – плагиогарцбургиты; 5 – ортопироксениты; 6 – переслаивание ортопироксенитов и гарцбургитов; 7 – дайки крупнозернистых габбро и меланоноритов; 8 – дайки метадолеритов; 9 – жилы микрогранитов; 10 – гранофиры в виде жил и цемента брекчий; 11 – гнейсы архейского комплекса; 12 – тектонические нарушения; 13 – сульфидные жилы; 14 – придонная залежь вкрапленных сульфидных руд; 15 – рудная залежь хромитов Сопчеозерского месторождения. Разрез по данным комбината «Североникель » с авторскими исправлениями и добавлениями
373.5-428.1 м – мелко-среднезернистые массивные ортопироксениты и плагиоортопироксениты с редкими зонками рассланцевания, в пределах которых породы оталькованы;
428.1-441.3 м – мелко-среднезернистые гарцбургиты с пойкилитовой структурой, хлорит-серпентинизированные вблизи редких зонок рассланцевания;
441.3-465.5 м – мелко-среднезернистые массивные ортопироксениты, отделенные от вышележащих гарцбургитов маломощной дайкой габбро (441.3-444.9 м);
465.5-587 м – зона ритмичного переслаивания ортопироксенитов и гарцбургитов с постепенными переходами (в пределах 3-5 см) между ними.
Обобщенный разрез по скважине М-20 имеет более сложный характер (рис. 4.4). От поверхности до глубины 388.5 м залегают дуниты, прорванные многочисленными жилками микрогранитов. Их положение часто нарушается зонками интенсивного рассланцевания и милонитизации. На глубине 158.3-171.6 м был вскрыт рудный пласт, сложенный преимущественно богатыми полосчатыми рудами.
На глубине 388.5 м обнаружен хорошо сохранившийся первичный контакт между массивными дунитами (вверху) и подстилающими порфировидными гарцбургитами с пятнистой текстурой (внизу), которые продолжаются до глубины 399.6 м. В интервале 399.6-923.5 м наблюдается расслоенная зона, для которой установлено переслаивание ортопироксенитов и гарцбургитов. Ортопироксениты преобладают в разрезе зоны, а гарцбургиты образуют слои мощностью от 0.4 до 2.0 м. Породы часто брекчируются, цементом брекчий является гранофир. Общее количество брекчированных пород достигает 25-30%. Ниже по разрезу (инт. 923.5-967.5 м) залегают измененные гарцбургиты и меланократовые оруденелые нориты с вкрапленностью сульфидов, которые контактируют с вмещающими породами – интенсивно рассланцованными и милонитизированными биотит-амфиболовыми гнейсами, прорванными сильно рассланцованными дайками основного состава (инт. 967.5-983.7 м).
Таким образом, обе скважины пересекли нижний контакт пород Дунитового блока, и прошли значительную часть разреза массива НКТ. Одна из них (скв. М-20) вошла в подстилающие породы архейского комплекса. И в обоих случаях мы имеем дело со слабо тектонически нарушенными первичными контактами между дунитами и подстилающими ортопироксенитами – гарцбургитами, что позволяет сделать вывод: породы Дунитового блока залегают на расслоенной зоне или зоне ритмичного переслаивания НКТ Мончеплутона. По комплексу признаков они не могут представлять собою раннюю фазу, ксенолит или позднюю фазу, секущую Мончеплутон.
Для дополнительного изучения контакта была отобрана серия образцов из керна скв. 1651 и выполнен микрозондовый анализ силикатных и рудных минералов. На рис. 4.5. отражено изменение состава оливина, ортопироксена и хромита по разрезу и непосредственно на контакте дунитов и подстилающих пород, что можно наблюдать в пределах одного шлифа (гл. 373.5 м).
В результате анализа приведенного графика устанавливается, что составы оливина, ортопироксена и хромита закономерно варьируют по разрезу, при этом наиболее сильно они изменяются в пределах рудного пласта. Для акцессорного хромита устанавливается следующая закономерность: при приближении к рудному пласту в нем увеличивается отношение Mg/Mg+Fe2+ и Cr/Cr+Al. Аналогичное явление обнаруживают и хромиты из нижележащей зоны переслаивания, однако при меньшем содержании Cr и Mg. В пределах контакта хромитоносных дунитов и нижележащих ортопироксенитов в составе хромита уменьшается содержание Cr2O3 и уменьшаются отношения Mg/Mg+Fe и Cr/Cr+Al, которые возрастают в гарцбургитах, переслаивающихся с ортопироксенитами.
Таким образом, состав хромита четко коррелируется с составом пород или руд без значительных нарушений в зоне контакта.
Составы оливина в дунитах и гарцбургитах близки и отвечают более магнезиальной разновидности, чем в ортопироксенитах. Максимальное же содержание форстерита в оливине устанавливается в нижней части рудного пласта, что является характерным для всего Сопчеозерского месторождения.
 |
Рис. 4.5. Изменение химического состава главных породообразующих (оливин, ортопироксен) и рудных (хромит) минералов по разрезу скв. 1651
Приведенные данные полностью отрицают наличие каких-либо контактовых преобразований, которые неизбежно возникли в случаях, если бы дуниты являлись ксенолитами или внедрялись в виде поздней фазы. В то же время формирование дунитов и хромититов после ортопироксенитов нарушает принцип кристаллизационной дифференциации. Возможны следующие варианты: 1) массовая кристаллизация хромита могла привести к увеличению магнезиальности расплава и кристаллизации высокомагнезиального оливина из-за большего сродства железа с хромом; 2) дуниты и хромититы могли кристаллизоваться из дополнительной порции более высокотемпературного расплава, который поступал из подводящего канала, расположенного на месте сочленения двух камер или субмеридиональной и субширотной ветвей. Фрагменты канала вскрыты по нашим данным скважиной М-1 (глава 5).
После массовой кристаллизации оливина и хромита, но еще до полного охлаждения магматической «каши», могли произойти подвижки и перемещение в горячем состоянии кумулятивного осадка в северо-восточном направлении. Доказательством этого являются обнаруженные нами пластические деформации оливина и, в меньшей мере, хромита, широко развитые в породах Дунитового блока. В этом случае положение дунитов является вторичным в результате надвигания на породы расслоенной зоны Мончеплутона в виде горячего клина. В свою очередь, это привело к возникновению субвертикальных ослабленных тектонических зон, в которые внедрились расплавы уже основного состава, застывшие в виде дайковых тел. На сегодня представляются реальными оба варианты. К этому вопросу мы вернемся при рассмотрении Сопчеозерского месторождения хромитов, залегающего в пределах блока, после детального обсуждения данных о составе пород и минералов.
Необходимо отметить также, что в широко известных других расслоенных интрузиях докембрийского возраста – Бушвельд, Стиллуотер (Layered Intrusions, 1996), хромититы закономерно встречаются преимущественно в нижних частях разрезов и нет ни одного случая наличия самостоятельного тела ультраосновных пород, обогащенных хромитом, пространственно совмещенного с расслоенными массивами. В интрузии Бушвельд хромитовые слои, включая риф Меренского, сосредоточены в расслоенной серии, залегающей на базальной серии, сложенной переслаивающимися гарцбургитами и ортопироксенитами. В интрузии Стиллуотер хромититы занимают иное положение. Они сосредоточены в перидотитовом горизонте ультраосновной зоны, залегающего на ортопироксенитах и перекрытого верхними ортопироксенитами и норитами. Различное положение занимают хромититы и в хромитоносных интрузиях Балтийского щита – Кеми, Аканваара и Койтелайнен в Северной Финляндии (Alapieti et al., 1990; Mutanen, 1997) и Бураковской в Восточной Карелии (Металлогения Карелии, 1999; Sharkov, Smolkin, 1998). Хромититы, как правило, ассоциируют с разными породами - гарцбургитами, ортопироксенитами, норитами, или реже габбро и анортозитами, однако при этом закономерно изменяется состав главной рудной фазы – хромита в полном соответствии с изменением физико-химических условий – температуры расплава, фугитивности кислорода, активности и содержания компонентов.
Выводы
1. По данным изучения буровых скважин, породы Дунитового блока залегают на зоне ритмического переслаивания ортопироксенитов и гарцбургитов НКТ (или северо-восточной камеры Мончеплутона). Они не являются ксенолитом, ранней или поздней фазой, а представляют собою закономерный член общего разреза Мончеплутона, залегание которых нарушено в результате многократных тектонических подвижек. В районе Дунитового блока установлено увеличение мощности общего разреза, обусловленного близостью к корням Мончеплутона. Породы верхней части разреза на сегодня не известны, однако судя по латеральной зональности, связанной с переходом дунитов в плагиодуниты и плагиогарцбургиты, перекрывающие породы могут быть представлены плагиоклазсодержащими ультраосновными и, возможно, основными породами.
2. Дунитовый блок прорывается мощными дайками крупнозернистых пород основного состава, обогащенных флюидом, внедрение которых происходило в еще не остывшие породы ультраосновного состава. В последующем дуниты, как и подстилающие породы зоны переслаивания НКТ, испытали воздействие кислых расплавов с образованием гранофиров, представляющих собою продукты палингенных выплавок из вмещающих пород кислого состава архейского возраста.
3. Ультраосновные породы Дунитового блока и составляющие их железо-магнезиальные силикатные минералы испытали в позднемагматический этап интенсивные пластические деформации в условиях повышенных температур и давления. Время этих деформаций не определено, но по петрологическим данным они происходили еще до окончательного охлаждения пород Мончеплутона и, по-видимому, предшествовали внедрению даек основного состава.