Геологическое строение комплекса Главного хребта

Общее геологическое положение и формационная принадлежность комплекса были рассмотрены в главе 2. Как в ней отмечалось, одной из главных проблем было установление геологических и возрастных взаимоотношений между ним и Мончеплутоном. Данные о геологическом строении комплекса и слагающих его породных ассоциациях приведены во многих работах (Козлов и др., 1967; Козлов, 1973; Юдин, 1980; Шарков, 1971, 1980, 1984; Магматические…, 1980; Магматические…, 1985). В то же время суждения о геологическом возрасте комплекса требуют коренного пересмотра в связи с полученными нами новыми результатами изотопного U-Pb анализа.

В последние годы в связи с бурением глубокой структурной скважины М-1 встал вопрос о принадлежности вскрытых на глубоких горизонтах ультрабазитов (Шарков и др., 2002): входят они в состав нижней зоны Мончетундровского массива, коррелируются с породами Дунитового блока или являются фрагментом подводящего для Мончеплутона канала? Ответы на эти и другие вопросы можно найти в данной главе.

Интрузия Главного хребта или Чуна-, Монче- и Волчьих тундр является крупнейшей интрузией базитовых пород на Балтийском щите. Она протягивается в субмеридиональном направлении на 80 км при ширине от 1-2 до 15-20 км и занимает общую площадь около 440 км². Субмеридиональный разлом делит интрузию на два тектонических блока, которые часто именуются отдельными массивами – более протяженный Чуна-Волчьетундровский и менее крупный Мончетундровский, между которыми располагается депрессия (рис. 1.1, 2.1). По современным геофизическим данным и результатам измерений первичных элементов течения и расслоенности, выполненных в разные годы разными исследователями (Козлов и др, 1967; Юдин, 1980; Шарков, 1980, 1984), интрузия первоначально представляла собою диффренцированное лополитообразное тело чашеобразной формы на юге и дайкообразной – на севере. Его внутреннее строение нарушено поперечными субвертикальными разломами преимущественно сбросо-сдвигового характера и пологими надвигами с падением в южных румбах. В эндоконтактовых зонах преобладают крутые падения, в центральных частях – более пологие до субгоризонтального. Мончетундровский массив отделен от Мончеплутона мощной зоной бластокатаклазитов и бластомилонитов с гранат-амфиболовым парагенезисом, обнаженных на поверхности (Пентландитовое ущелье) и вскрытых глубокой структурной скважиной М-1 на глубине 1030-2038 м.

Одним из авторов (Смолькин, 1997; 2003), на основе анализа геологических карт, структурно-геологических и геофизических данных, был сделан следующий вывод. На этапе свекофеннского орогенеза произошло латеральное перемещение Беломорского и Терского архейских блоков в северо-западном направлении, и они были надвинуты на южные части Печенгско-Варзугского пояса, включая гранитные купола. Это обусловило значительную структурную перестройку и метаморфические преобразования раннепротерозойских пород в условиях амфиболитовой фации высокого давления. Направление перемещения было диагональным по отношению к северо-западному простиранию Печенгско-Варзугского пояса, поэтому фронтальные надвиги имели существенную сдвиговую компоненту. Амплитуда перемещения северо-западной части Беломорского блока совместно с Лапландским грунулитовым поясом была значительно больше, чем Терского блока. Это предопределило заложение и развитие системы разломов преимущественно сдвигового типа на западном склоне Главного хребта. По-видимому, до орогенических событий западная часть пояса (Печенгская структура) располагалась южнее, примерно на широте Имандра-Варзугской структуры, а Лапландский гранулитовый пояс – на широте Кандалакшско-Колвицкого гранулитового пояса. Из этого следует, что Главный хребет первоначально имел западное или северо-западное простирание, а настоящее его положение является вторичным. Это подтверждается результатами новых изотопных Sm-Nd и Rb-Sr исследований гранат-амфиболовых бластокатаклазитов Мончетундровского разлома, согласно которым неоднократное перемещение блоков по разлому происходило в свекофеннскую орогению; период главной фазы пришелся на период 2038 ± 58 (Sm-Nd) – 1908 ± 52 (Rb-Sr) млн лет (Шарков и др., 2003).

В реконструированном общем вертикальном разрезе интрузии Главного хребта Е.В. Шарковым (1980, 1984) были выделены три зоны, состав которых снизу вверх меняется от преобладания габброноритов до мономинеральных анортозитов. Нижняя габброноритовая зона мощностью более 500-600 м сложена на флангах интрузии габброноритами, а в центральной ее части – ритмически чередующимися среднезернистыми габброноритами, оливиновыми габброноритами, плагиоперидотитами и пироксенитами при преобладании первых. Ультраосновные породы образуют маломощные слои, габбронориты представляют собою плагиоклаз-ортопироксен-авгитовый кумулат. В составе средней габбронорит-анортозитовой зоны, мощностью от 0.3-0.5 км (Волчьи тундры) до 2-2.5 км (Мончетундра), преобладают трахитоидные габбронорит-анортозиты и анортозиты. Верхняя зона сложена крупнозернистыми массивными и такситовыми габбро-анортозитами мощностью не менее 2.5-3 км. Особенностью интрузии является наличие коронарных структур на границе оливина и плагиоклаза, и относительно слабо проявленная скрытая расслоенность.

Интрузия Главного хребта сечется мелкими интрузиями клинопироксенит-верлитового комплекса (Райненчорр, Керкчорр и др.), а также большим количеством жил габбро-пегматитов и поздних анортозитов, даек гарризитов и более поздних долеритов, ферродолеритов и ферропикритов, различной мощности и протяженности.

Габброидные породы интрузии подверглись метаморфическому преобразованию, которое носит неравномерный характер; в наибольшей степени породы преобразованы в тектонических зонах и вблизи их. Основным процессом было замещение темноцветных минералов амфиболом – роговой обманкой. В зонах бластомилонитов наблюдается гранат-амфиболовый парагенезис.

Для изучения разрезов одного из массивов Главного хребта – Мончетундровского нами была выбрана структурная скважина М-1, которая пробурена в районе подножья северо-восточного склона горы Мончетундра (рис. 2.1) и расположена юго-западнее Дунитового блока. Помимо этого, выполнялись геологические исследования на участках Лойпишнюн и Пентландитовое ущелье, а также изучались материалы старых скважин, которые пересекли Мончетундровский массив.

Мончетундровский массив так же, как и Мончеплутон формировался в результате внедрения и кристаллизации двух самостоятельных, последовательно внедрявшихся расплавов ультраосновного и основного состава.

Исходные для Мончеплутона, расплавы имели наименее дифференцированный состав, а Мончетундровский массив образовался из более эволюционированных мантийных расплавов, зародившихся в том же субстрате.

Между Мончеплутоном и Мончетундровским массивом располагалась глубинная магмопроницаемая зона, которая являлась магмоподводящим каналом. В ее пределах концентрируется большое количество мелких интрузий ультрабазитов и даек основного состава. В постинтрузивный период зона была сильно переработана в результате многократных тектонических движений. Наиболее интенсивные движения, которые привели к образованию мощной зоны бластокатаклазитов и бластомилинитов северо-западного простирания, происходили 2.0-1.9 млрд лет назад.

Дополнительным фактором процессов эволюции магматических расплавов является процесс их контаминации сиалическим материалом, в наибольшей степени проявленный при формировании ультрабазитов подводящих каналов. Внедрение огромных масс ультраосновного и основного составов и интенсивный флюидопоток привели к выплавлению гранитных расплавов из пород архейского комплекса и образованию жильных гранофиров.

Из: Расслоенные интрузии Мончегорского рудного района: петрология, оруденение, изотопия, глубинное строение. Часть 1. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2004. 177 с.

Из Отчета «Платинометалльное оруденение Мончегорского и Мончетундровского интрузивов: геолого-геофизическая модель и кумулусная стратиграфия расслоенных массивов, закономерности размещения, минералогия и геохимия платинометалльных руд» Корчагин А.У. и др., 2001