* Данная работа не является научным трудом, не является выпускной квалификационной работой и представляет собой результат обработки, структурирования и форматирования собранной информации, предназначенной для использования в качестве источника материала при самостоятельной подготовки учебных работ.
Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных маг нитных аномалий : обзор
Содержание
· Аннотация
· 1. Введение
· 2. Источники региональных магнитных аномалий
· 3. Данные экспериментов
o Обобщение результатов опытов
· 4. Магнитопетрологическая характеристика близповерхностных магматических пород
· 5. Магнитопетрологические данные о низах континентальной коры
o А . Изучение ксенолитов
o В . Изучение архейско-протерозойских метаморфических толщ
o Обобщение магнитопетрологических данных
· Заключение
· Литература
Аннотация
Рассмотрены с уществующие представления об источниках региональных магнитных аномалий , данные экспериментального изучения образования и существования различных магнитных минералов в широком диапазоне давлений , температур , летучести кислорода . Показано существование чет ы рех термодинамических зон условий образования магнитных минералов : при уменьшении летучести кислорода (от высокоокислительных условий к высоковосстановительным ) последовательно происходит смена гематитовой , магнетитовой , силикатной и Fe-металлической зон. Рассмотрены роль давления , диффузионных процессов на изменение титаномагнетита , а также летучести кислорода и состава флюида на состав и концентрацию магнитных минералов . Результаты экспериментальных исследований показывают , что как в "сухих " условиях , та к и в присутствии водяного пара новообразование ферримагнитных минералов из силикатов не происходит . Приведены результаты собственных исследований авторов магнитопетрологических характеристик пород , образовавшихся в близповерхностных условиях - базальтов и габброидов - и в низах континентальной коры (ксенолиты в магматических породах Афара , Монголии , Малого Кавказа , Курильских островов , Якутии ), а также пород из архейскопротерозойских метаморфических толщ (Алданский и Анабарский щиты , Воронежский кристаллич е ский массив ), рассмотрена роль вторичных процессов (хлоритизации , амфиболизации ) в изменении ферримагнитной фракции и магнитных свойств этих пород . Из совокупности рассмотренных авторских результатов и обзора мировых данных следует , что главным источником магнетизма земной коры и региональных магнитных аномалий с архея доныне являются магматические породы , формировавшиеся в зонах растяжения в поверхностных и близповерхностных условиях . Эта ситуация сохраняется , несмотря на метаморфизм и значительную перекр и сталлизацию магнитных минералов на различных глубинных уровнях .
1. Введение
Много лет магнитологи занимаются проблемой геологической природы региональных магнитных аномалий , петромагнетизмом низов континентальной коры . Однако , во-первых , ост ается спорным происхождение намагниченности пород нижней коры : ряд исследователей связывают магнетизм пород низов коры с гранулитовым метаморфизмом , другие считают определяющими первично-магматические условия формирования магнитных минералов , глубинный ме т аморфизм изменяет эти минералы , но при этом сохраняется главная закономерность - в большинстве случаев первично-магнитные или немагнитные 1 породы остаются таковыми . Во-вторых , за рубежом практически не знают наших работ . По этим двум причинам мы решили сделать настоящий обзор .
Магнитная съемка - наиболее дешевый и доступный из геофизических методов изучения литосферы нашей планеты . Благодаря этому практически вся поверхность Земли покрыта наземной , аэромагнитной и спутниковой съемками . Однако оценка пространственного распределения магнитных масс в литосф е ре Земли и их эффективной намагниченности затруднена в силу неоднозначности решения обратной задачи магниторазведки . Использование комплекса других геофизических данных сужает неоднозначность решения , но не снимает ее . При этом остается проблема природы м а гнетизма пород , его источников , их сохранности и последующих преобразований . Решить эту проблему помогают магнитоминералогическое и магнитопетрологическое изучение горных пород , эксперименты , воспроизводящие T - P - fO 2 условия образования горных пород и магни тных минералов .
Значительная часть магнитных и петромагнитных исследований посвящена близповерхностным объектам районов , где есть возможность прямого сопоставления магнитных аномалий с конкретными геологическими телами , обнажающимися на поверхности Земли, реже исследуется природа региональных магнитных аномалий , относящихся к глубоко залегающим магнитным телам , лишь в некоторых случаях сделана попытка выявить общие петромагнитные черты литосферы .
Из многочисленных публикаций о природе магнитных аномалий , о магнетизме горных пород , ныне обнажающихся на дневной поверхности , следует , что львиная доля магнитных пород приходится на вулканиты и близповерхностные интрузивы . Петромагнитное изучение таких объектов позволяет решить вопросы происхождения их намагнич е нности , которые должны быть справедливы и для глубинных тел .
Построена петромагнитная модель океанической литосферы на базе гипотезы Вайна и Мэтьюза [ Vine and Matthews, 1963 ] и обобщения петромагнитных данных о породах , образующих литосферу под современными и исчезнувшими океанами [ Гордин и др., 1993 ; Петромагнитная модель..., 1994 ; Печерский , Диденко, 1995 ; Печерский и др., 1993 ; Dunlop and Prevo, 1982 ; Kent et al., 1978 ; Kidd, 1977 ; Johnson, 1979 и др. ]. В основе модели лежит первично-магматическое формирование океанской коры , состоящей из верхнего магнитного слоя , включающего лавы (2А ), параллельные дайки , являющиеся подводящими каналами лав (2В ) и габбро (3А ); нижнего немагнитного слоя кумулятивных г а ббро , пироксенитов (3В ) и немагнитной верхней мантии . В результате серпентинизации перидотитов верхов мантии снизу добавляется вторично-магнитный слой . Показано , что распределение в нем магнитной полярности скорее хаотично [ Нгуен , Печерский, 1989 ]. В этой схеме не отражена первичная неоднородность слоев 2 и 3А - их намагниченность широко варьирует от ранних немагнитных и слабомагнитных генераций даек и лав до сильномагнитных поздних дифференциатов [ Печерский , Диденко, 1995 ], не отражена также роль вторично-немагнитных пород коры , связанных с зеленокаменными изменениями и др .
Гораздо сложнее ситуация в случае распределения магнитных масс в континентальной земной коре . Из общих геологических сведений , данных о реальных глубинных породах и экспериментов следует , что главным источником магнитных аномалий любых уровней являются магнетитсодержащие магматические пов е рхностные и близповерхностные породы , погрузившиеся в дальнейшем на большие глубины . Так , в большинстве разрезов архейских пород , относимых к низам континентальной коры , присутствуют метаосадочные породы , т.е . значительные части таких толщ формировались н а поверхности Земли . Следовательно , закономерности магнетизма близповерхностных магматических пород должны распространяться на магнетизм нижней части континентальной земной коры . При этом важно оценить влияние глубинного метаморфизма на магнетизм пород ниж н ей континентальной коры .
Вторым вероятным источником обогащения пород магнитными минералами являются флюиды , богатые железом .
Обобщение петромагнитных , петрохимических , минералогических данных и результатов экспериментов по воспроизведению усло вий образования и изменений горных пород показало , что все разнообразие условий образования горных пород , составляющих земную литосферу , описывается сочетанием четырех петромагнитных типов ( табл. 1 ) [ Петромагнитная модель..., 1994 ].
2. Источники региональных магнитных аномалий
Трудно определить приоритет , но все-таки мы хотим выделить З. А. Кр утиховскую [ Крутиховская, 1976 , 1986 и др .], посвятившую много лет проблеме комплексной интерпретации ре гиональных магнитных аномалий , выявлению петромагнитных закономерностей , объясняющих глубинное строение континентальной литосферы Земли .
Как видно из карт аномального магнитного поля , значительные объемы литосферы занимают немагнитные породы , распределени е магнитных масс имеет большую неоднородность как по латерали , так и по вертикали , что выражается в дифференцированности , интенсивности и морфологии аномалий . Морфология аномалий независимо от принадлежности их к локальным или региональным определяется дв у мя типами - линейным и изометричным . Эта типизация сохраняется на всех иерархических уровнях - от локальных аномалий до полученных с искусственных спутников , и несет генетическую (прежде всего тектоническую ) нагрузку . Региональные магнитные аномалии (попе р ечник более нескольких десятков км ) обычно связываются с источниками , находящимися глубже 10-15 км .
Рис . 1 Приведем один пример , подтверждающий корреляцию величины намагниченности , вычисленной по интенсивности магнитных аномалий , с тектонической приуроченностью магматических тел на территории Северной Евразии ( рис. 1 ). Так , в зонах развития рифтового , островодужного и внутриплитного вулканизма практически независимо от возраста пород явно преобладают вулканиты с высокой намагниченностью , даже у кислых пород свыше 60% имеют намагниченность более 0,3 А /м . Среди же вулканитов складчатых зон , времени колли з ии и складчатости , значительна доля немагнитных пород даже основного состава (свыше 70% имеют намагниченность менее 0,1 А /м ). Заметные "хвосты " у первой группы вулканитов в сторону магнитных пород и у второй - в сторону немагнитных , возможно , связана с не т очностью оконтуривания площадей развития вулканитов и /или с вторичными изменениями . Подобная картина прослеживается и для интрузивных пород , но здесь ярче выделяется группа кумулятивных немагнитных пород основного состава (см . ниже ).
Из-за многозначности решения обратных магниторазведочных задач даже комплекс данных не избавляет от противоречивых решений , так нижняя граница источников региональных магнитных аномалий варьирует в зависимости от принятой модели от 15-20 до 40 км и более [ Булина, 1986 ; Каратаев , Пашкевич, 1985 , 1986 ; Крутиховская, 1986 ; Луговенко и др., 1984 ; Пашкевич и др., 1986 ; Печерский, 1991 ; Печерский и др., 1975 ; Пискарев , Павленкин, 1985 ; Belusso et al., 1990 ; Mayhew et al., 1985 ; Schlinger, 1985 ; Toft and Haggerty, 1988 ; Wagner, 1984 ; Warner and Wasilewski, 1995 ; Wasilewski and Mayhew, 1982 ], достигая границы Мохо или ограничиваясь глубиной достижения 580 o С (температуры Кюри магнетита ). Вариации и глубин , и форм глубинных магнитоактивных тел - источников региональных магнитных аномалий , естест венно , связываются с особенностями геологического строения региона , его тектонической историей . Моделирование показало , что региональное поле не может быть объяснено колебаниями раздела Мохо при однородной намагниченности нижней части коры .
Из обобщений [ Крутиховская, 1986 ; Петромагнитная модель..., 1994 ] следует , что пояса региональных магнитных аномалий п реимущественно располагаются в шовных зонах , разделяющих мегаблоки коры , в зонах тектономагматической активизации ; обогащение магнитными минералами относится к этапам растяжения (фемические блоки ), обеднение - к этапам сжатия (сиалические блоки ). В общем, региональные магнитные аномалии имеют полигенную и полихронную природу , они связаны , в первую очередь , с областями ранней консолидации , сложенными наиболее древними комплексами основных гранулитов , реже с другими метаморфическими породами [ Крутиховская, 1986 ; Крутиховская и др., 1984 ; Петромагнитная модель..., 1994 ; Яковлев , Марковский, 1987 ; Belusso et al., 1990 ; Liu, 1998 ; Liu and Gao, 1992 ; Liu et al., 1994 ; Mayhew et al., 1985 ; Wagner, 1984 ; Wasilewski and Mayhew, 1982 ; Wasilewski and Warner, 1988 и др .]. Одни авторы подчеркивают , что амфибо лизация ведет к обогащению пород магнетитом [ Геншафт и др., 1985 ; Ермаков , Печерский, 1989 ; Крутиховская, 1986 ; Лутц, 1974 ; Яковлев , Марковский, 1987 ; Williams et al., 1986 ], другие отмечают обратный эффект - резкое падение намагниченности пород при переходе от гранулитово й к амфиболитовой фации метаморфизма [ Афанасьев, 1978 ; Головин , Петров, 1984 ; Пашкевич и др., 1986 ; Schlinger, 1985 ; Wasilewski and Warner, 1988 ]. Есть примеры , когда кислые породы из разрезов коры оказывались магнитными , а основные породы - немагнитными [ Liu and Gao, 1996 ; Pilkington and Percival, 1999 ; Williams et al., 1985]. В ряд по росту намагниченности от немагнитных мантийных гипербазитов и слабомагнитных пироксенитов до магнитных среднекислых гранулитов выстраиваются глубинные породы (ксенолиты ) Монголии , Средней Азии [ Геншафт , Печерский, 1986 ; Лыков и др., 1981 ; Петромагнитная модель..., 1994 ; Печерский, 1991 ]. Аномально высокие концентрации магнетита до 10% и более обычны для зон высокой активности , как Малый Кавказ , Камчатка , Иврея [ Геншафт , Печерский, 1986 ; Геншафт и др., 1985 ; Ермаков , Печерский, 1989 ; Лыков , Печерский, 1984 ; Belusso et al., 1990 ; Wasilewski and Warner, 1988 и др .]. Более того , во многих регионах мира встречаются среди ксенолитов высокомагнитные пироксениты "черной серии ": породы самых низов коры - верхов мантии , характеризующиеся признаками наложенного метаморфизма и подплавления [ Геншафт , П ечерский, 1986 ; Геншафт , Салтыковский, 1987 ; Петромагнитная модель..., 1994 ; Салтыковский , Геншафт, 1985 ; Семенова и др., 1984 ; Mayhew et al., 1985 ; Wasilewski and Mayhew, 1982 ], но отмеченные аномально высокие намагниченности не являются источниками региональных магнитных аномалий , о чем говорит отсутствие региональных магнитных аномалий в районах Малого Кавка за , Камчатки , Курил и др ; на долю ксенолитов магнитных "черных " пироксенитов приходится менее 10% изученных образцов . Такое локальное обогащение магнитными минералами связано с магмами , захватившими ксенолиты .
Благодаря равновесному состоянию многодоменны х зерен магнетита , преобладающему в глубинных частях континентальной земной коры , намагниченность глубинных пород определяется , главным образом , концентрацией магнетита и индуктивной намагниченностью независимо от P - T условий вплоть до температур 550-580 o С (точки Кюри магнетита ) [ Завойский , Марковский, 1983 ; Марковский , Таращан, 1987 ]. Однако , во-первых , из-з а напряженного состояния в глубинных пород , во-вторых , из-за гетерофазного изменения ильменита и титаномагнетита и , в-третьих , из-за распада пироксенов с появлением магнетита и близких ему минералов возможен определенный вклад в намагниченность глубинных п ород однодоменных и псевдооднодоменных магнитных зерен и , соответственно , связи части магнитных аномалий с остаточной намагниченностью , как , например , в случае протерозойских анортозитов Литвы , Украины , Норвегии [ Богатиков и др., 1975 ; McEnroe et al., 1996 ], гранулитов центральной Австралии [ Kelso et a l., 1993 ] и Лабрадора [ Kletetschka and Stout, 1998 ] и др . Однако однородность направлений древней естес твенной остаточной намагниченности невероятна (в случае Q n >1, т.е . преобладания остаточной намагниченности над индуктивной ) при мощности магнитоактивных тел 10-20 км и латерального их размера порядка 100 км , медленного и неравномерного их остывания , сложн ого длительного метаморфизма , тем более на фоне геомагнитного поля меняющейся полярности , соответственно , не реален заметный вклад остаточной намагниченности в региональные магнитные аномалии . К тому же в низах коры , где температура высокая , соотношение о с таточной и индуктивной намагниченности смещается в сторону роста вклада последней . С другой стороны , условия в низах континентальной коры благоприятны для образования современной высокотемпературной вязкой остаточной намагниченности [ Schlinger, 1985 ; Williams et al., 1986 и др .].
По данным аэромагнитной и спутниковой съемки определена средняя намагниченн ость нижней коры для центральной Канады - 5 А /м [ Hall, 1 974 ], северо-западной Германии - 2 А /м [ Hahn et al., 1976 ], Украинского щита - 2-4 А /м [ Крутиховская , Пашкевич, 1979 ], США - 3,5 1 А /м [ Schnetzler, 1985 ]. Она не противоречит данным непосредственных измерений намагниченности глубинных пород (см . ниже ).
Всеми исследователями отмечается существенная роль гранитизации , ведущая чаще к уменьшению намагниченности пород .
За пределами региональных магнитных аномалий на участках регионального метаморфизма высоких ступеней резко уменьшается намагниченность всех типов первичномагматических пород и осадочно-вулканогенных толщ , что прослежено на Балтийском щите [ Головин , Петров, 1984 ; Schlinger, 1985 ], в том числе в разрезе Кольской сверхглубокой скважины [ Бродская и др., 1992 ; Кольская..., 1984 ], на Канадском щите [ Pilkington and Percival, 1999 ; Williams et al., 1986 ].
Во всех регионах , где есть региональные магнитные аномалии и где они отсутствуют , породы , относящиеся к верхней мантии , немагнитны .
Таким образом , сопоставлен ие региональных магнитных аномалий с геологической ситуацией и намагниченностью глубинных пород позволяют утверждать , что их источники находятся в пределах земной коры , это главным образом - основные гранулиты . Сказанное не объясняет причин скоплений магн и тных минералов в земной коре , для ответа нужна минералогическая и петрологическая информация .
3. Данные экспериментов
Для образования магнитных минералов в среде кристаллизации в первую очередь необходимо присутствие железа , во вторую очеред ь - титана , магния и других катионов , входящиих в состав наиболее распространенных на Земле магнитных минералов - магнетита , титаномагнетитов , гемоильменитов и пирротина . Из статистики следует , что для образования магнитных минералов необходимо присутстви е в породе более 1% Fe [ Печерский и др., 1975 ]. Это у словие необходимое , но недостаточное , так известны многочисленные примеры , когда при близком составе пород и сходном содержании железа содержание в них магнитных минералов колеблется от < 0,01% до 5% и более .
Рис . 2 Появление и состав магнитных минералов определяются общим давлением P , температурой T , летучест ью кислорода fO 2 , водородным показателем pH и другими менее существенными параметрами . По данным экспериментов с базальтовыми системами нормальной железистости [ Лыков , Печерский, 1976 , 1977 ; Рингвуд, 1981 и др .], титаномагнетиты кристаллизуются при T <1100 o C и P <13 кбар . С ростом давления титаномагнетиты сначала сменяются слабомагнитной Mg-Al-феррошпинелью ( рис. 2 ), затем гранатом . Повышение содержания щелочных элементов в базальтах ведет к более ранней кристаллизации рудных фаз и повышению содержания титана в титаномагнетитах и содержания магния +алюминия в Mg-Al-феррошпинелях [ Петромагнитная модель..., 1994 ; Печерский и др., 1975 ]. Есть примеры экспериментального подтверждения прямого влияния давления на соотношение Fe 3+ /Fe 2+ в расплаве , оно уменьшается с ростом P [ Борисов и др., 1991 ], соответственно повышается содержание титана в кристаллизующемся титаномагнет ите [ Геншафт , Саттаров, 1981; Osborn et al., 1979 ].
Внутри P - T - fO 2 области выделяются четыре термодинамические зоны условий образования магнитных минералов [ Печерский, 1985 ; Печерский и др., 1975 ]:
· гематитовая - высоко окислительные условия на поверхности Земли , где образуются минералы , содержащие только Fe 3+ (гематит , маггемит , гидроокислы железа , Fe 3+ - силикаты );
· магнетитовая - слабоокислительные условия , где образуются минералы , содержащие Fe 2+ и Fe 3+ (титаномагнетиты и другие феррошпинели , гемоильмениты );
· силикатная - относительно восстановительные условия , где практически отсутствует Fe 3+ , соответственно образуются ильменит , ульвошпинель , гер цинит и другие Fe 2+ феррошпинели , пирротин , пирит , Fe 2+ силикаты ;
· Fe-металлическая - высоковосстановительные условия , помимо минералов "силикатной " зоны , появляется свободное металлическое железо . В литосфере Земли - это экзотические случаи ; видимо , "ме таллическая " зона находится в основании мантии и в ядре Земли , она типична для лунных пород и метеоритов .
Границы между перечисленными зонами примерно соответствуют буферам гематитмагнетит (НМ ), кварц-магнетит-фаялит (QMF), железо-фаялит (IF).
Простая сх ема образования магнитных минералов в случае системы Fe-Ti-O, резко усложняется с добавлением кремния . Тогда помимо "стандартных " термодинамических соображений значительную роль начинает играть прочность связей (более прочная ковалентная у силикатов по ср а внению с ионной у Fe-Ti окислов ) и зависящая от них растворимость . Коэффициент разделения железа максимален при переходе из твердой фазы во флюид и из флюида в расплав и более чем в 10 раз меньше в обратном направлении [ Кадик и др., 1990 ]. Следовательно , главное обогащение железом происходит в расплаве и гла вный перенос - расплавом и в меньшей мере - флюидом . Отсюда наиболее благоприятно образование магнитных минералов , при прочих равных условиях , из расплава [ Кадик и др., 1990 ; Маракушев , Безмен, 1983 ; Печерский и др., 1975 ; Mueller and Saxena, 1971]. Железо легко переходит во флюид с низкой pH , который его и переносит . Только обогащенные железом фл юиды являются потенциальными источниками повышенной кристаллизации магнитных минералов . Для этого достаточно попасть такому флюиду в относительно окислительные условия с pH >7, что подтверждено экспериментально [ Гантимуров, 1982 ; Кадик и др., 1990 ; Коржинский, 1967 ; Летников и др., 1977 и др .].
При высоких давлениях наблюдалась кристаллизация высокотитанистых феррошпинелей в P - T условиях "силикатной " зоны . Так , при давлении 55 кбар обнаружены выделения титаномаг нетита в кимберлите [ Girnis et al., 1995] . Его образ ование связывается с наличием воды в системе и повышенной летучестью кислорода . В смесях перидотита и базальтов с ильменитом и металлическим железом в интервале давлений 15-50 кбар кристаллизовалась высокотитанистая феррошпинель из расплава и замещала рел и кты ильменита [ Геншафт и др., 2000 ]. В проведенных о пытах происходило смешение силикатного и карбонатного (кальцитового ) расплавов . Состав шпинели отвечает твердому раствору ульвошпинели и магнезиоферрита (или хлорошпинели ). Такая шпинель не является ферримагнетиком , но она может быть источником вторичных ф ерримагнетиков , образующихся за ее счет в более низкотемпературных и более окислительных условиях . Реальность природных процессов и условий появления подобной высокотитанистой феррошпинели в верхней мантии подтверждается существованием в мантийных условия х силикатных расплавов , обогащенных железом и титаном , подобных по составу изученным в экспереминетах [ Гирнис, 1998 ; Грачев, 2000 ; Bell et al., 1998; Gibson et al., 2000 ; Green and Wallace, 1988 ; Hauri et al., 1993 ; Schiano et al., 1994 и др .].
Для оценки влияния вторичных изменений на петромагнитную информацию проделана серия опытов по термообработке образцов естественных и искусственных пород в "сухих " и "флюидных " условиях [ Печерский и др., 1989 ]. Выполнены три серии экспериментов :
В лияние давления .
Образцы океанических базальтов выдерживались под давлением 1,5 или 7 кбар при 1000 o С от 0,5 до 24 час в запаянных ампулах . Летучесть кислорода , судя по геотермобарометру Линдсл [ Spencer and Lindsley, 1981 ], выше буфера Ni-NiO. В ходе термообработки происходит гетерофазное окисление титано магнетита с образованием ламеллей ильменита и между ними ячеек низкотитанового титаномагнетита . По мере роста давления и /или времени термообработки титаномагнетит в ячейках становится все менее титанистым вплоть до появления магнетита . Кроме того , часть ж е леза уходит за пределы зерен титаномагнетита , что выражается в росте среднего состава зерен от x =0,615 до x =0,65-0,695 и уменьшении общей концентрации титаномагнетита на 20-25% (судя по величинам J s и T c ). Давление и время усиливают эффект изменения зер ен титаномагнетита и выноса из них железа . С ростом давления заметно повышается магнитная жесткость (растут J rs / J s от 0,04-0,08 до 0,15-0,21 и H cr от 5-10 до 20-25 мТ ), что связано с ростом напряженного состояния зерен титаномагнетита из-за увеличения их д ефектности .
Роль диффузии в процессе изменения титаномагнетита .
Использовалась смесь синтезированного титаномагнетита и природного чистого оливина . Термообработка проб велась при 800 o , 1000 o и 1150 o С в вакууме . На этом примере достаточно прос той системы прослеживается процесс переработки зерен титаномагнетита без участия флюида . В ходе термообработки смесей состав титаномагнетита меняется от x =0,1-0,4 до x =0,66-0,9 и появляются зерна ильменита . На контактах крупных зерен оливина и титаномагн етита идет диффузионной вынос железа из титаномагнетита в оливин и привнос магния из оливина в титаномагнетит , что выражается в росте содержания MgO до 8% и TiO 2 до 30% в зернах титаномагнетита и относительном росте содержания железа на 2-27% и спаде MgO на 5-7% в зернах оливина . Привнос железа в оливин не приводит к образованию в нем магнитных минералов.
Влияние на состав и концентрацию магнитных минералов летучести кислорода и состава флюида .
Рис . 3 Для опытов подобраны три типа образцов таким образом , чтобы наблюдать появление в ходе термообработки новообразованных магнитных минералов за счет диффузии (крупные кристаллы пироксена ), переноса вещества флюидом (образец немагнитного пористого пироксенового габбро ) и преобразования исходных магнитных минералов (образцы феррогаббро , содержа щ ие до 40% распавшегося титаномагнетита и магнетита ). Состав флюида и летучесть кислорода регулировались продуванием печи газовыми смесями разного состава ( рис. 3 ). Температура опытов 800 o и 950 o С .
При термообработке кристалла пироксена независимо от газовой среды , ее fO 2 и pH , в течение 200 часов концентрац ия ( J s ), состав ( T c ) и структурное состояние ( J rs / J s ) магнитных минералов не меняется . В образец немагнитного пористого габбро легко проникает газ и в процессе термообработки из него "вымывается " часть железа , что ведет к заметному уменьшению J s ( рис. 3а ).
Подобный результат получен при эксперименталь ном изучении биметасоматических процессов в системе немагнитный гранодиорит-известняк /доломит [ Зарайский и др., 1986 ]. Во всех вариантах опытов при широких вариациях температуры (400-900 o С ), давления (0,7-5 кбар ), состава флюида , его pH (1-13) и fO 2 магнетит и другие магнитные минералы in situ не образуются , а лишь за пределами гранодиорита , где резко возрастает pH . В данных опытах средний коэффициент диффузии при 600 o С и 0,1 кбар равен 3,2 10 -4 см 2 /сек , что примерно в 10 14 раз быстрее , чем диффузия железа в титаномагнетите при его гетерофазном окислении [ Печерский и др., 1975 ; Petersen, 1970 ].
В случае образцов высокомагнитных феррогаббро в "сухих " относительно восстановительных условиях (СО 2 +СО ) ( рис. 3б , опыты 1, 2 и 4) сначала происходит гомогенизация исходного распавшегося титаномагнетита , постепенно растворяются ла мелли ильменита , J s падает . После 12 часов титаномагнетит близок к гомогенному . После 90 часов идет дальнейшее восстановление - появляется высокотитановый титаномагнетит с T c =100 o С и металлическое железо в виде включений размером менее 1 мкм в зернах тита номагнетита , что зафиксировано и микрозондом , и по T c =760-770 o С , и по росту J s ( рис. 3б ). При термообработке в СО 2 ("сухие " окислительные условия выше буфера Ni-NiO) вновь происходит гетерофазное окисление титаномагнетита , соответственно , растет J s ( рис. 3б ) и появляется фаза с T c 560 o С . Увеличение времени термообработки в СО 2 ведет к спаду J s , что в большой степени связано с частичным выносом железа за пределы зерен титаномагнетита .
Во "влажных " условиях резко усили вается процесс уничтожения титаномагнетита ( рис. 3б ). Идет не только диффузионный вынос железа , но и интенсивное разъедание зерен титаномагнетита , в котором заметное участие принимают силикаты . При этом их средний состав по данным микрозондирования близок исходному . Вынесенное железо "оседает " в предела х разъеденных зерен . Добавление в пары воды 3%NH 4 OH создает восстановительные для титаномагнетита условия и ведет к появлению металлического железа , соответственно резко возрастает J s ( рис. 3б ). При этом металлическое железо в виде мелких зерен и дендритов находится в пределах контуров крупных зерен ти таномагнетита и магнетита , т.е . железо в подавляющей своей массе перемещается незначительно .
Обобщение результатов опытов
1) При высокой температуре как в "сухих " условиях , так и при участии водяного пара новообразование магнитных минералов и з породообразующих силикатов не происходит . Новые магнитные минералы образуются при перекристаллизации in situ других Fe-Ti рудных минералов в соответствии с новыми T - fO 2 условиями . 2) При высокой температуре как в "сухих " условиях , так и при участии водян ого пара разрушение магнетита и титаномагнетита происходит двумя путями : а ) диффузионный вынос железа за пределы зерен ; б ) разъедание зерен флюидом . Ни в одном варианте опытов суммарная концентрация магнитных минералов в образце не возрастала , исходные нем агнитные материалы оставались немагнитными . 3) Процесс разъедания и уничтожения титаномагнетита и магнетита в больших пределах не зависит от летучести кислорода . 4) При разрушении титаномагнетита и магнетита основная масса железа практически остается в пр е делах зерен . Связанное в силикатах железо малоподвижно и не поддается воздействию флюида . 5) Высокое давление принципиально не меняет процесса разрушения титаномагнетита и магнетита , а лишь ускоряет его . 6) Опыты в "сухих " условиях в какой-то мере моделир у ют условия гранулитового метаморфизма , очень близкого изохимическому , идущему при очень слабом участии флюидов , и , соответственно , при инертном поведении большинства элементов , в том числе Fe [ Лутц, 1974 ; Перчук, 1973 ; Яковлев , Марковский, 1987 ; Mueller and Saxena, 1977 и др .]. Следовательно , при гранулитовом метаморфизме не должно происходить существенного выделения железа из силикатов и новообразования за счет него магнитных минералов .
4. Магнит опетрологическая характеристика близповерхностных магматических пород
В большинстве изученных разрезов архейских пород присутствуют бывшие осадочные породы , т.е . значительные части толщ , образующих нижнюю континентальную кору , формировались на поверхности Земли . Более того , спрединговые структуры растяжения составляют основу образования базальтовой коры первичного океана [ Йорк, 1993 ; Маракушев, 1992 ]. Например , такие архейские комплексы как серые гнейсы и парагнейсы , зеленокаменные пояса являются метаморфизованными вулканоге нно-осадочными толщами , дайками , силлами , расслоенными габбро-пироксенитовыми комплексами , т.е . составляют набор , близкий офиолитам , и рассматриваются как разрезы палеоокеанской коры [ Зоненшайн и др., 1990 ; Конди, 1983 ; Тейлор , Мак-Леннан, 1988 ]. В постархейское время кора наращивалась "сверху " за счет более позднего магматизма и осадконакопления , коллизии , надвигов блоков и т.п . процессов ; новообразованные скл адчатые пояса испытывали орогенные воздымания , сопровождаемые гранитным магматизмом в глубинных зонах [ Зоненшайн и др., 1990 ; Кропоткин и др., 1987 ; Маракушев, 1 992 ; Тейлор , Мак-Леннан, 1988 ]. Соответственно ра ссмотрим магнетизм близповерхностных магматических пород , в первую очередь тех , что образуют океанскую кору , как основу понимания магнетизма нижней части континентальной земной коры . Во-вторых , нужно оценить влияние глубинного метаморфизма на магнетизм по р од нижней континентальной коры .
Рис . 4 Рис . 5 Рис . 6 Рис . 7 По многочисленным данным главной закономерностью в формировании океанской коры является процесс магматической дифференциации базальтовой магмы , образующейся и накапливающейся под центрами спрединга . В результате дифференциации магмы происходит главное деление пород на немагнитные ранние кумуляты и магнитные продукты кристаллизационной дифференциации . Степень дифференцированности расплава определяет количество в нем железа и , соответственно , кристаллизующегося титаномагнетита - главного носителя магнетизма земной коры . Наглядно этот процесс прослеживается на примере интрузивных габбро Исландии , Зеленого мыса , Камчатки , Курил , Малого Кавказа , Афара , Патынского интрузива [ Богатиков и др., 1971 ; Геншафт и др., 1985 ; Ермаков , Печерский, 1989 ; Золотарев и др., 1988 ; Кашинцев , Печерский, 1983 ; Лыков и др., 1992 ; Петромагнитная модель..., 1994 ; Печерский , Диденко, 1995 ]. Все породы образуют две группы , как по петрохимическим характеристикам , так и по содержанию магнитных минералов ( J s ), соответствующие двум магматическим тренда м : кумулятивному и магматической дифференциации ( рис. 4 , 5 , 6 , 7 ), которые ведут к образованию немагнитной и магнитной групп пород . Процесс идет в условиях близкой к закрытой для кислорода системы , что приводит к увеличению железистости расплава и росту концентрации магнитных минералов в поздних кумулятах и особенно в остаточных расплавах . Даже в относительно малоглубинных очагах базальтовая магма сохраняет низкие значения летучести кислорода , по крайней мере , н а 1-2 порядка ниже буфера QMF [ Кадик и др., 1990 ; Sato and Valenza, 1980 ]. В этих условиях из магмы крист аллизуются высокомагнезиальные и кальциевые минералы - оливин , плагиоклаз , пироксен ( хромит ), которые и образуют немагнитные кумулят ы . Детальные исследования интрузивных массивов и включений в эффузивах Исландии указывают также на преимущественное распространение кумулятивных и гетероакумулятивных структур пород [ Геншафт , Салтыковский, 1999 ]. Химические составы кумулятивных пород характеризуются узким диапазоном вариаций сод ержаний SiO 2 (46-48 мас .%) и суммарного железа (FeO 5-10 мас .%) при больших колебаниях содержания MgO (до 20 мас .%) ( рис. 5 , 6 , 7 ). Породы , образованные при кристаллизации остаточных расплавов (магматический тренд дифференциации ), отличаются повышенными содержаниями TiO 2 и FeO ( рис. 5 , 6 , 7 ), присутствием модаль ных титаномагнетита и гемоильменита , высокой намагниченностью .
Степень дифференцированности расплава может приводить к появлению первично-немагнитных даек и лав . Так , в разрезе параллельных даек Шулдака [ Печерский , Диденко, 1995 ; Печерский и др., 1983 ], развитые в миницентрах спрединга более ранние дайки чаще слабомагнитные и немагнитные , тогда как наиболее п оздние дайки наиболее магнитные . Другой пример - лавы и дайки Алайского хребта [ Печерский , Диденко, 1995 ; Печерский , Тихонов, 1988 ]. Здесь во времени выделяются два этапа : а ) формирование первично-немагнитных даек параллельного комплекса и лав ; б ) комплекс рассеянных магнитных даек , прорывающих породы первого этапа , и излияния магнитных пиллоу-лав . Встречают ся мощные дайки , центральные части которых первично-немагнитные , а края - первично-магнитные , по петрохимической характеристике центральные части подобны дайкам первого этапа , краевые - дайкам второго этапа .
Существенна роль кристализационной дифференциац ии магм на разных уровнях глубинности формирования промежуточных очагов (образование пород кумулятивного и магматического типов ) и для островодужных структур [ Кадик и др., 1990 ].
Следует ожидать , что в архейских комплексах дифференциация должна быть существенно сдвинута в сторону первично-немагнитных пород в силу более восстановительных условий в магмах и , соответственно , кристаллизации в изверженных породах главным образом ильменита (см . раздел 5).
Таким образом , содержание магнитных минералов , как источник региональных магнитных аномалий (т.е . "магнитность-немагнитность " пород ), задается в первую очередь на магматической стадии . Деление на магнитные и немагнитные магматические породы относится не только к основным , но и кислым разностям и в большой мере определяется тектоническим фактором : обла с ти растяжения характеризуются преобладанием магнитных пород , сжатия - немагнитных ( рис. 1 ).
Рассмотрим влияние вторичных изменений на магнетизм магматических образований .
Рис . 8 Как известно , основные носители магнетизма магматических пород - титаномагнетиты - неустойчивы в условиях поверхности Земли и еще на стадии остывания магматических пород часто идет гетерофазное их окисление с образованием агрегата магнетита и ильменита . Даже при относительно низких температурах поверхности Земли идет медленное гетерофазное окисление титаномагнетитов [ Нгуен , Печерский, 1982 ]: так в молодых субаэральных базальтах средняя относительная доля магнетита составляет 30-5 0%, в более древних базальтах средняя доля магнетита возрастает и примерно к возрасту 200 млн лет приближается к 100%, т.е . примерно 50% магнетита в древних субаэральных базальтах образовалась в результате низкотемпературных гетерофазных изменений титаном а гнетита ( рис. 8 ). Таким образом , на этой стадии в при нципе сохраняется главная закономерность : магнитные магматические породы остаются магнитными , немагнитные - немагнитными .
Оценка роли таких вторичных изменений горных пород , как серпентинизация , амфиболизация , хлоритизация и т.п ., неоднозначна (см . раздел 2). Установлено , что масштабы подобных вторичных процессов среди пород магматического тренда дифференциации намного выше , чем среди кумулятов .
Зачастую в измененных породах магнитные минералы являются вторичными , образованными в результате твердофазных р еакций , так , состав рудных зерен в измененных породах , как правило , не идентичен составу первично-магматического титаномагнетита , рудные зерна корродированы , пропитаны силикатами , их округлые , сглаженные , амебовидные формы свидетельствуют об образовании в ходе твердофазных реакций [ Геншафт и др., 1985 ; Ерма ков , Печерский, 1989 ; Золотарев и др., 1988 ; Лыков и др., 1992 ]. При этом в габбро Исландии , Южных Мугоджар и др . сохранились распавшиеся зерна первичных тита номагнетитов , аналогичных по среднему составу титаномагнетитам молодых базальтов рифтов ( x cp 0,65). Признаки вторичной переработки пер вичных титаномагнетитов зафиксированы , в частности , в габбро Исландии , Кавказа , Курильских островов , Южных Мугоджар , Алайского хребта и др . [ Ермаков , Печерский, 1989 ; Золотарев и др., 1988 ; Лыков и др., 1992 ; Печерский , Диденко, 1995 ; Печерский , Тихонов, 1988 ; Пе черский и др., 1983 , 1993 ]. Например , близ контакта с телом габбро (Южные Мугоджары ) наблюдается метасома тическая переработка диабазов даек параллельного комплекса , выражающаяся в интенсивной амфиболизации последних , которая сопровождается разъеданием и разложением силикатами зерен высокотитанового титаномагнетита в диабазах и новообразованием зерен вторично г о низкотитанового титаномагнетита ( x cp <0,3 ) свежего облика [ Печерский , Диденко, 1995 ; Печерский и др., 198 7 ]. В габброидах , составляющих большинство ксенолитов в молодых лавах Курильских островов , обогащение вторичным низкотитановым титаномагнетитом сопровождает процесс амфиболизации и существенного обогащения пород железом [ Ермаков , Печерский, 1989 ], при этом сохраняются первично-магматические закономерност и в петрохимических характеристиках и величине намагниченности (рис. 4-6), т.е . обогащение титаномагнетитом не есть прямой результат амфиболизации габбро , с последней связаны уничтожение и переработка первичных магматических магнитных минералов . Температу р ы , определенные по титаномагнетит-ильменитовым сросткам в амфиболизированных и др . диабазах и габброидах Алая , Малого Кавказа , Южных Мугоджар , Камчатки , острова Симушир , Исландии , гнейсах Якутии , гранулитах Ивреи , "черных " пироксенитах Монголии и др . варь и рует от 1100 до 450 o С [ Геншафт и др., 1985 , 1995 ; Ермаков , Печерский, 1989 ; Лыков и др., 1992 ; Печерский, 1991 ; Печерский , Тихонов, 1988 ; Печерский и др., 1983 ; Wasilewski and Warner, 1988 ] (см . также раздел 5). О твердофазной кристаллизации магнитных минералов в большинстве перечисленных примеров свидетельствует повышенная магнитная анизотропия . В породах без признаков вторичных изменений обнаруживаются редкие зе рна титаномагнетита , средний состав и внешний облик которых соответствуют первично-магматическим , температура кристаллизации сростков такого титаномагнетита и ильменита отвечает области существования расплава - 1100-1400 o С [ Геншафт , Печерский, 1986 ; Лыков и др., 1992 ].
Сопоставив перечисленные факты , можно прийти к выводу , что кристаллизующиеся в результате вторичных процессов магнитные минералы замещают уже существующие в породах рудные минералы . При этом первично-магнитные и первично-немагнитные породы остаются таковыми и после вторичных преобразований . На примере Исландии и Малого Кавказа [ Геншафт и др., 1985 ; Лыков и др., 1992 ; Петромагнитная модель..., 1994 ] показано , что намагниченность изученных пород практически не зависит от содержания в породах амфибола и J s заметно падает с ростом содержания в породах хлорита .
Уменьшение намагниченности пород при их амфиболизации и хлоритизации можно объяснить тем , что эти процессы сопровождаются разъеданием рудных зерен силикатами [ Бродская и др., 1992 ; Кольская..., 1984 ; Olesen et al., 1991 ; Schlinger and Veblen, 1989 и др .]. Появление вторичного магнетита в результате вторичных гидротермальных изменений в ультраосновных породах и алливалитах детально рассмотрено на при мере Восточной расслоенной интрузии острова Рам (Шотландия ) [ Housden et al., 1996 ]. И перидотиты , и алливалиты немагнитны , их максимальная восприимчивость менее 10 -5 ед.СИ , J s <0,3 Ам 2 /кг . Магнетит в виде очень мелких зерен , которые фиксируются только по точке Кюри около 575 o С , появляется в перидотитах в рез ультате окислительных процессов в интервале температур 500-800 o С , его содержание достигает 0,3%. Проникновение флюида и образование магнетита вместе с типично гидротермальными минералами амфиболом , биотитом и др . происходит по трещинкам в результате хрупки х деформаций перидотитов . В богатых плагиоклазом алливалитах содержание вторичного магнетита заметно меньше из-за того , что они остаются квазипластичными , т.е . непроницаемыми для флюида . Образование магнетита за счет привноса железа флюидом , а не из оливи н а , подтверждается отсутствием корреляции между железистостью оливина и количества магнетита в перидотитах .
Таковы закономерности образования и преобразования магнитных минералов в магматических породах , происходящие на верхних этажах земной коры .
5. Магнитопетрологические данные о низах континентальной коры
Магнитопетрологическая информация о глубинных частях континентальной коры и верхней мантии основывается на двух объектах : 1) Массивы докембрийских пород , подвергшихся гранулитовому метамо рфизму в условиях низов континентальной коры и пластины которых впоследствии были "выжаты " на поверхность Земли . 2) Ксенолиты глубинных пород , вынесенные на поверхность Земли базальтовыми магмами . В первом объекте есть возможность изучать разрез литосферы непосредственно , наблюдать взаимоотношения пород , пространственное их распределение и т.п ., но эти породы подверглись существенным наложенным изменениям при последующем существовании (например , вторичный магнетит и ильменит в гранулитах , по крайней мере , ч астично образованы при < 500 o С , см . раздел 4). Породы второго объекта "избавлены " от вторичных изменений стадии подъема и дальнейшего существования пород , но это случайный набор материала , не привязанный к разрезу литосферы и они доставлены из приочаговой зоны с специфическими процессами кристаллизации и перекристаллизации .
Сказанное относится к объектам исследований . Кроме этого , не менее важен правильный методологический подход . Так , например , следует получать петрохимические и другие характеристики обра зцов , на которых проводились петромагнитные измерения , что обычно не делается . Петрохимические данные позволяют оценить сохранность баланса вещества , соответствующего магматическому процессу , нередко зависимость магнитных свойств от типа и степени метамор ф изма пород лишь кажущаяся , что выявляется именно по сравнению петрохимических и магнитных характеристик (раздел 4), подтвержденных экспериментальными данными (раздел 3). Важны данные о магнитной анизотропии , измерение которой позволяет "привязать " образов а ние магнитных минералов к деформациям (до , во время или после ) в процессе метаморфизма , но они используются далеко не всегда .
Далее мы рассмотрим результаты по ряду регионов .
А . Изучение ксенолитов
Афар (Эфиопия ).
[ Кашинцев , Печерский, 1983 ]. Были изучены многочисленные включения глубинных ман тийных и коровых пород (гарцбургиты , лерцолиты , верлиты , пироксениты , габбро и анортозиты ) в молодых щелочных базальтах Эфиопии . Подавляющее большинство ксенолитов немагнитны .
Монголия.
[ Лыков , Печерский, 1984 ; Лыков и др., 1981 ]. Изучена большая группа ксенолитов глубинных пород из плиоцен-четвертичных базальтов центральной Монголии . По петрографическим при знакам они делятся на две группы : 1) мантийные ультраосновные породы , главным образом , лерцолиты и эклогиты , подавляющее большинство образцов немагнитные , отсутствие магнитных (рудных ) минералов подтверждается электронно-микроскопическими и микрозондовыми исследованиями ; встречаются редкие зерна вторичной Mg-Al-Fe шпинели с T c =320-380 o С и мелкие зерна вторичного магнетита в трещинках и по краям зерен силикатов ; 2) коровые породы - пироксениты , габбро и более кислые разности . При этом основные разности с Si O 2 =45-55% немагнитны ( J s <0,2 A м 2 /кг ), более кислые породы магнитные ( J s =0,7-1,5 A м 2 /кг ), что согласуется с кумулятивным трендом и трендом дифференциации ( рис. 4 , 5 , 6 , 7 ). Измеренные точки Кюри кор овых пород близки магнетиту , тогда как T c , рассчитанные по данным микрозондовых измерений средних составов зерен титаномагнетита , варьируют от 190 o С до 480 o С . Этот факт , а также наличие структур распада в зернах титаномагнетита , говорят , что в магнитных ко ровых включениях магнетит является продуктом распада первичного титаномагнетита .
Малый Кавказ.
[ Геншафт и др., 1985 ; Лыков , Печерский, 1984 ]. Исследованы включения из плиоцен-четвертичных вулканитов и из третичного Каялу-Коярчинского диоритового интрузива . Везде встречен сходный по минеральному составу набор ксенолитов : габбро , пироксениты , габб ро-амфиболиты и амфиболиты . То , что однотипные по составу и минералогии включения встречаются в различных петрохимических типах вмещающих их пород , отсутствие корреляции петрохимических особенностей включений и вмещающих их пород ( r <0,1 ) говорят об их кс еногенной природе и незначительном влиянии выносящей магмы . По мере нарастания процессов изменений от амфиболизации до подплавления идет интенсивное развитие рудного минерала и нарастание намагниченности образцов . Основным рудным минералом является низкот и тановый титаномагнетит (TiO 2 < 10%), обычно распавшийся , зерна часто корродированы , размер зерен от нескольких мкм до 1 мм ; реже встречается ильменит . Не затронутые вторичными изменениями породы слабомагнитны ( J s 0,1 Ам 2 /кг ; k 10 -2 ед.СИ ). Более ярко видно нарастание намагниченности с ростом подплавления ( J s до 10 Ам 2 /кг , k до 16 10 -2 ед.СИ ). В процессе подплавления обильно кристаллизуется титанома гнетит . Зависимость намагниченности от амфиболитизации слабее и , видимо , имеется максимум в промежуточной области , сильно амфиболитизированные породы без признаков подплавления слабомагнитны . Следов воздействия транспортирующей ксенолиты магмы нет , поэтом у можно считать , что указанные вторичные изменения глубинные породы испытали до попадания их в магму . Против связи обогащения вторичными магнитными минералами с вторичными изменениями пород [ Геншафт и др., 1985 ] свидетельствует четкая тенденция к росту намагниченности , т.е . концентрации магнитных минералов , с ростом железистости (Fe0+Fe 2 0 3 )/(Fe0+Fe 2 0 3 +MgO) ( r =0,81) и степени окисленности железа Fe 2 0 3 /(Fe0+Fe 2 0 3 ) ( r =0,85). Кроме того , зависимость J s -SiO 2 для ксенолитов Малого Кавказа аналогична левой ветви магматической дифференциаци и ( рис. 4 ), на диаграмме AFM ( рис. 5 ) и MgO-Fe0+Fe 2 0 3 ( рис. 6 ) точки ложатся в области первично-магматических трендов : кумулятивного и дифференциации . Отмечает ся тесная корреляция Fe и Ti ( рис. 7 ), Mg и Ca. Неве роятно , чтобы в состав флюида входили Fe и Ti, Mg и Ca в тех же соотношениях , что и в магме [ Петромагнитная модель..., 1994 ].
Таким образом , данные по Малому Кавказу служат ярким примером кажущегося обогащения магнетитом пород при их вторичных изменениях . На самом деле рост содержания магнитных минералов от кумулятов к поздним дифференциатам является первично-магматическим , на который наложились изменения магнитных минералов вплоть до появления вторичного магнетита по первичным магнитным минералам в процессе метаморфизма пород .
Курильские остров а .
[ Ермаков , Печерский, 1989 ]. Изучены ксенолиты габброидов из молодых лав Курильских островов (Парамушир , Симушир , Кунашир и Шикотан ), как пример изучения разреза земной коры под островной дугой . Формирование габброидов состоит из двух этапов : на первом образовались крупнозернистые габбро-алливалиты , на втором - они были значительно переработаны , амфиболизированы , подплавлены в условиях , близких гранулитово й фации метаморфизма ( P 9 кбар , T 900 o С ) с образованием вторичного титаномагнетита (возможно , результат воздействия вмещающей магмы в приочаговой зоне ). Учитывая заметную роль сжатия , что зафиксировано в высокой магнитной анизотропии , глубина переработки была меньше 30 км . По составу титаномагнетитов ( x ) выделяются 4 группы : 1) габбро-алливалиты , x =0,12-0,29, содержание примесей Al 2 O 3 =4,2%, MgO=3,8%; зерна титаномагнетита однородные , часто округлые ; обычно крупные , 2) пироксеновые габбро с титаномагнетитом x =0,12-0,29, содержание примесей Al 2 O 3 =0,8%, MgO=1,8%, часто встречается тонкий распад ; 3) лейкократовые габбро , габбро-диориты , x cp =0,16; MgO=1,4%, часто зерна титаномагнетита распавшиеся , разъедены сфеном ; 4) амфиболовые габбро и амфиболиты , x cp =0,14, Al 2 O 3 =7,1%, MgO=3,9%, зерна титаномагнетита однородные , свежие . Гомогенность титаномагнетитов первой и четвертой групп подтверждается близостью рассчитанных по составам титаномагнетитов и измеренных точек Кюри . Приведенный состав титаномагнетитов типичен для островодужных вулканитов [ Петромагнитная модель..., 1994 ; Печерский , Диденко, 1995 и др .]. В группах 2 и 3 измеренные точки Кюри близки магнетитовым и заметно отличаются от расчетных . Средние составы титаномагнетитов очень близки к преобладающим их значениям у вторичных титаномагнетитов из габбро как континентальной , так и океанской коры , образованных в результате разрушения и уничтожения первичных титаномагнетитов (см . раздел 4). Намагниченность пород широко варьирует : k от 2 до 63 10 -3 ед.СИ /г , J s от 0,2 до 10 Ам 2 /кг , Q n от 0,3 до 8,6. Большинство зерен титаномагнетитов магматического происхождения распавшиеся , корродированные , среди них встречаются единичные крупные зерна гомогенного титаномагнетита , формы которых характерны для маг матической кристаллизации . Поздние зерна вторичного титаномагнетита более свежие , округлой формы , соответствующей твердофазной высокотемпературной кристаллизации . Наименее измененные породы изотропные (средняя анизотропия восприимчивости 1,03); переработк а пород ведет к повышению анизотропии (1,10-1,33, в среднем 1,18). Следовательно , процесс переработки и , особенно , амфиболизации пород происходил в условиях высокого стресса .
По петрохимическим характеристикам изученные габброиды отвечают процессу магматич еской дифференциации : провал на кривой J s -SiO 2 близок типичному для кумулятов , преобладают габбро тренда дифференциации (рис. 4-7) [ Петромагнитная модель..., 1994 ]. Изменения пород происходили в высокоокислительных условиях , что видно по величине Fe 2 0 3 /(Fe0+Fe 2 0 3 ): в неизмененном верлите - 0,19, в алливали тах - 0,27, в габбро - около 0,4, в лейкократовых габбро - 0,45, в перекристаллизованных , амфиболизированных разностях - 0,5-0,6.
Якутия .
[ Геншафт и др., 1995 ; Петромагнитная модель..., 1994 ]. Ксенолиты из кимберлитовых трубок Якутии представляют собой породы метаморфических толщ , входящих в состав фундамента Анабарского щита , и являются пример ом "беститаномагнетитовой " первично-магматической рудной минерализации . Очевидно , этот процесс был характерен для формирования архейской земной коры . В отличие от других рассмотренных коллекций ксенолитов , отобранных из молодых вулканитов , возраст кимберл и товых трубок Якутии преимущественно девонский . Породы после формирования кимберлитовых тел подверглись в приповерхностных условиях гидротермально-метасоматическим изменениям , выраженные в карбонатизации , серпентинизации , хлоритизации , что сказалось в нару ш ении баланса вещества , в частности , выносе кремния , железа , привносе калия , кальция , относительном обогащении титаном и магнием и понижении железистости . По соотношению минеральных фаз изученные ксенолиты делятся на три группы : 1 - породы отчетливо магмат и ческого генезиса , габбро (серпентинизированные и карбонатизированные ), пироксениты (серпентинизированные ), диориты (слабо затронуты вторичными изменениями ), горнблендиты ; 2 - безгранатовые породы гранулитовой фации метаморфизма , пироксеновые и амфиболовые плагиогнейсы , биотит-амфиболовые сланцы и амфиболиты , пироксен-амфиболовые сланцы ; 3 - эклогитизированные породы гранулитовой фации метаморфизма , плагиоклазовые породы с гранатом и пироксеном , амфибол-пироксен-гранатовые сланцы , пироксен-грана т овые сланцы . По содержаниям железа и титана породы групп 2 и 3 практически не различимы , отражая "память " об их первично-магматическом происхождении . В общем , ксенолиты Якутии представлены , главным образом , продуктами дифференциации базальтовой магмы ( рис. 6 ). "Сдвиг " в сторону кумулятивных тенденций связа н с упомянутыми выше вторичными изменениями в составе пород . По составу рудных минералов изученные образцы делятся на 4 группы : 1 - Гемоильменитовая . Есть сохранившиеся гомогенные зерна , и есть - их большинство - распавшиеся на ильменит +высокотитановый ти т аномагнетит +магнетит ; судя по средним составам сростков гемоильменита и титаномагнетита температура их образования по термометру Линдсли близка 1400 o С , fO 2 близка буферу QMF, что , очевидно , отвечает режиму в магме в начале ее кристаллизации , температура об разования продуктов распада гемоильменита и титаномагнетита - 800-1200 o С . 2 - Титаномагнетит +ильменит . В большинстве случаев это продукты распада и перекристаллизации гемоильменита первой группы , температура образования этой ассоциации зерен 700-1000 o С . 3 - Ильменит +магнетит . Основной рудный - ильменит ( x =0,93), появляются обособленные крупные зерна магнетита , температура образования сростков ильменита и магнетита меньше 600 o С . 4 - Первично-немагнитная группа образцов . Встречается только заведомо вторичны й магнетит , чаще мелкозернистый .
Основной магнитной фазой в ксенолитах является магнетит . Кроме того , выделяются гемоильменит ( T c =100-200 o С ), титаномагнетиты ( T c =200-450 o С ) - продукты гетерофазного окисления гемоильменита . Величина J s меняется от ~0,0 1 до 15 Ам 2 /кг , мода приходится на интервал 0,1-1,0 Ам 2 /кг . Метаморфические породы более магнитны , чем породы , сохранившие первичные структуры , их средние J s =1,16 Ам 2 /кг (0,05-15) и J s =0,59 Ам 2 /кг (0,02-5,8) соответственно . Это связано с появлением втори чного магнетита . Наложенные процессы карбонатизации мало меняют исходную намагниченность . В эклогитизированных породах намагниченность заметно падает : средняя J s =0,5 Ам 2 /кг . Зерна относительно крупные , тогда как преобладающая часть зерен магнетита относит ельно мелкие . Согласно магнитного термометра Шолпо-Лузяниной [ Шолпо, 1977 ], в гемоильменитовой группе образцов подавляющая часть зерен образовалась не ниже 600 o С ; в группе титаномагнетит +ильменит магнитномягкие зерна образовались ниже точки Кюри магнетита , более жесткие - выше точки Кюри магнетита ; в группе ильменит +магнетит и первично-немагнитной группе почти весь магнетит образовался ниже его точки Кюри . Магнетита больше в анизотропных амфиболсодержащих гнейсах и сланцах , у рассланцованных пород анизотропия магнитной восприимчивости в среднем равна 1,22, т о гда как у пород магматического генезиса - 1,08. В процессе карбонатизации и серпентинизации более ранний магнетит или уничтожается или существенно переработан , преобладает поздний (послестрессовый ) магнетит , в результате средняя анизотропия таких образцов 1,07.
Рис . 9 Рис . 10 По составам различных ассоциаций минералов оценены P - T условия образования различных параге незисов ( рис. 9 ). Согласно этим данным , в истории глубинных пород можно выделить несколько этапов . Первоначально они образовались как магматические породы малоглубинной кристаллизационной дифференциации в условиях летучести кислорода близ буфера QMF ( рис. 10 ). При снижении температуры , начиная с 1300 o С и до 950 o С , происходит гетерофазное окисление первич ных гемоильменита и титаномагнетита при возрастающей летучести кислорода до буфера Ni-NiO ( рис. 10 ). Минеральные ассоциации пород указывают на существенную переработку первично-магматических пород в гранулитовой фации метаморфизма . По существующим минералогическим геотермобарометрам гранулитовые ассоциаци и образовались при температуре 650-870 o С и давлении 5-10 кбар . Учитывая , что давление было направленным (во всяком случае , на стадии кристаллизации анизотропного магнетита ), истинная глубина метаморфизма была , вероятно , меньше 25 км . В этих условиях происх одил дальнейший распад гемоильменита и титаномагнетита с образованием ассоциации титаномагнетитов разного состава и ильменита . Охлаждение пород в условиях повышения летучести кислорода привело к образованию ассоциации ильменита и магнетита .
Итак , данный п ример , с одной стороны , демонстрирует очевидность вторичного образования источников региональных магнитных аномалий в результате перекристаллизации гемоильменита , ильменита , характерного для архейских вулканитов , в магнитные минералы в глубинных условиях, с другой - не противоречит главной концепции образования магнитных пород за счет кристаллизации или последующей перекристаллизации первично-магматических Fe-Ti рудных минералов .
Остров Росс (Антарктида ).
[ Warner and Wasilewski, 1995 ]. Это район континентального рифтинга , высокого теплового потока , утонен ия земной коры . Изучены ксенолиты из кайнозойских вулканов острова : дуниты , пироксеновые гранулиты и горнблендит . Среди ксенолитов региона из верхней части коры преобладают практически немагнитные граниты , гранитогнейсы [ Behrendt et al., 1991 ].
Пироксеновые гранулиты представляют нижнюю часть коры , они сос тоят из первичных минералов : плагиоклаза , пироксена , оливина и ильменита (до 3%). Помимо крупных зерен первичного ильменита , отмечены выделения мелкого ильменита по амфиболу (распад ). Температура кристаллизации пар орто - и клинопироксена 736-994 o С . Судя по средним составам сосущестувующих ильменита и титаномагнетита (термометр Линдсли ), температура их кристаллизации 720-830 o С . Эти температуры , очевидно , отражают температуру начала гетерофазного окисления ильменита . Согласно минеральным равновесиям оливина и пироксенов , ксенолиты пироксеновых гранулитов пришли с глубины 12-20 км . Во всех гранулитах отмечается вторичная минерализация , главный вторичный минерал - амфибол . Другой вторичный минерал - биотит , обычно ассоциирует с амфиболом . По зернам ильменита об р азуется вторичный титаномагнетит . Часто отмечаются признаки подплавления , во многих гранулитах с участками подплавления связано обогащение Fe-Ti-окислами , в основном , высокотитановым титаномагнетитом , последний , в свою очередь , подвергается гетерофазному о кислению . Подчеркивается , что участки подплавления , богатые рудными , типичны для богатых ильменитом гранулитов , тогда как в гранулитах , не содержащих первичных Fe-Ti-окислов , участки подплавления не содержат рудных или содержат очень мало рудных, на таких участках кристаллизуется оливин . Намагниченность гранулитов широко варьирует ( k от 0,28 до 36,7 10 -3 ед.СИ , J n от 0,23 10 -4 до 90,2 10 -4 Ам 2 /кг ), из них наиболее магнитны подплавленные гранулиты . В целом , намагниченность гранулитов заметно меньше вмещающих их лав , а у части образцов даже ниже , чем у верхнекоровых гранитов и гранитогнейсов . Обнаружена определенная корреляция между содержанием руд н ых минералов и , соответственно , магнитной восприимчивостью , и содержанием железа в пироксенах всех ксенолитов и прежде всего - в гранулитах . Этот факт свидетельствует против связи этой корреляции с процессом метаморфизма , но за первично-магматическое распр еделение железа в процессе дифференциации расплава с образованием низкожелезистых кумулятов и высокожелезистых дифференциатов .
Образцы дунитов состоят преимущественно из зерен оливина разного размера , в которых встречаются зерна хромита , большинство котор ых ассоциируют с подплавлением . В образце подплавленного дунита встречены единичные зерна магнезиоферрита . Температура кристаллизации оливина-хромита 1012-1106 o С . Такая температура , согласно геотермическому градиенту в районе , соответствует верхам мантии. По геофизическим данным глубина границы Мохо в регионе 20-23 км . Появление хромита и отсутствие граната говорит , что дуниты пришли с глубины не более 45 км . Дуниты слабомагнитны ( k <5 10 -3 ед.СИ , J n <7 10 -4 Ам 2 /кг ).
Амфиболы горнблендита отличаются от амфиболов гранул итов повышенной титанистостью , что объясняется тем , что горнблендит является дериватом щелочной магмы кайнозойской группы вулканов Мак-Мурдо . В горнблендите , помимо амфибола , присутствует клинопироксен и рудные (3%), преимущественно это ильменит , реже гет е рофазно окисленный титаномагнетит и магнетит , следы пирротина . В кристаллах амфибола видны тонкие выделения ильменита - продукты высокотемпературного распада амфибола , они отличаются по составу от крупных кристаллов первичного ильменита . Образец заметно п о дплавлен , с этим связано выделение большого количества мелких зерен титаномагнетита , соответственно , высока его намагниченность .
Во всех случаях , в магнитных образцах носители остаточной намагниченности представлены псевдооднодоменными зернами с T c 550 o С .
Почти все ксенолиты окислены в разной степени на стадии остывания пород . Летучесть кислорода , определенная по гетерофазно окисленным титаномагнетитам , варьирует на 2-3 порядка около буфера QMF. Судя по появлению псевдобрукита по ильмениту , его окисление начиналось выше 800 o С , но в большинстве случаев окисление шло при более низкой температуре , ламелли псевдобрукита не появлялись , а выд елялись по ильмениту ламелли рутила .
Таким образом , исследователи приходят к утверждению о слабой магнитности нижней коры в районе острова Росс , первичный рудный минерал в ней - ильменит , а повышенная намагниченность пород связана с их подплавлением и обр азованием вторичного титаномагнетита во время или после захвата ксенолитов магмой кайнозойских вулканов . Кроме того , из-за высокого геотермического градиента только верхние 12 км коры могут быть магнитными , где температура не выше 550 o С . Следовательно , in situ нижняя кора и верхняя мантия под современным рифтом немагнитны . Это согласуется с пониженным аномальным полем над регионом по данным Magsat.
В . Изучение архейско-протерозойских метаморфических толщ
Алданский щит .
[ Баженова и др., 1998 , 2000 ]. Алданский щит представляет собой сложную структуру с длительной историей развития магматиз ма , прогрессивного и регрессивного метаморфизма слагающих его пород архейского и протерозойского возраста . Наиболее древними являются купольные структуры , внутренние части которых сложены в различной степени амфиболизированными и гранитизированными метаба з итами (главным образом , пироксениты ) и эндербитами , метаморфизованными в условиях гранулитовой фации метаморфизма , возраст эндербитов 3,6 млрд лет . Внешние части куполов образуют линейно вытянутые пояса , которые сложены более молодыми породами - гранитогн е йсами , эндербитами , метабазитами (метагаббро , амфиболиты , пироксен-амфиболовые , биотит-амфиболовые кристаллические сланцы ), а так же глиноземистыми и карбонатными породами , метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации . Возраст этого комплекса 3,3-3,1 млрд лет [ Глуховский и др., 1993 ]. На архейский фунд амент наложены троговые структуры , сложенные в основном амфиболитами и метабазитами , гранитогнейсами . Возраст троговых структур 3,1-2,9 млрд лет .
Проведено комплексное геолого-петромагнитное изучение образцов из центральных , краевых и внешних частей ряда куполов (главным образом , из Центрально-Алданского , Чарского , Суннагинского ), а так же из наложенных трогов . Более детально изучены магнитные метабазиты .
Рис . 11 Все изученные метабазиты по петрохимическим характеристикам относятся к первично-магматическим породам дифференцированной толеитовой и известково-щело чной серий , подобных окраинно-континентальным или островодужным современным геодинамическим обстановкам . На диаграмме MgO-(FeO+Fe 2 O 3 ) ( рис. 6 ) породы Алданского щита занимают положение очень близкое с данными по заведомо магматическим породам , они делятся на две группы : первая - это тренд дифференц иации и , вторая , менее четкая , группа - кумулятивного тренда (см . раздел 4). Некоторый сдвиг "вправо " "кумулятивных " точек подобен данным для ксенолитов из кимберлитов Якутии , т.е . кумуляты Алдана относительно более железистые . Первично-магмати ческая ситуация выражается и в тесной положительной корреляции железа и титана в породах : на диаграмме (FeO+Fe 2 O 3 )/(FeO+ Fe 2 O 3 +MgO) - TiO 2 - тренд точек по Алданскому щиту аналогичен приведенным на рис. 7 , но они несколько сдвинуты вправо , что ближе островодужному магматизму . Особенно важна в н ашем случае диаграмма SiO 2 - J s ( рис. 11 ), где , не смотря на большой разброс данных и на то , что химические анализы сделаны преимущественно для магнитных пород (т.е . их роль на рис. 11 завышена ), на рис. 11а точки можно разделить на две группы : первая - магнитная ( J s >2 Ам 2 /кг ), охватывающая широкий интервал SiO 2 от 33 до 70%, соответствует тренду магматич еской дифференциации ; вторая - немагнитная ( J s <0,5 Ам 2 /кг ), находится в более узком интервале SiO 2 от 45 до 57%. При осреднении данных по интервалам SiO 2 виден "провал " J s близ 50% SiO 2 , соответствующий кумулятивному тренду ( рис. 11б , сравни с рис. 4 ).
В слабомагнитных и немагнитных породах присутствуют хромистые шпинели и м елкие кристаллики рудного внутри зерен пироксена . В магнитных образцах обычно присутствуют в парагенезисе с пироксеном крупные зерна ильменита и магнетита размером в сотни мкм , часто образующие сростки ; встречаются отдельные зерна с явными признаками субс о лидусного распада . В некоторых образцах магнетит содержит включения рутила и /или сфена . Судя по составам сосуществующих ильменитов и магнетитов , температура образования в большинстве случаев не превышала 500 o С . Кроме того , встречаются мелкие выделения рудн ых минералов по трещинкам в силикатах , на границах зерен силикатов , в виде оторочек вокруг силикатов ; они образованы на стадиях регрессивного метаморфизма .
По минералогическим геотермобарометрам температура перекристаллизации пород варьирует от ~950 o С до 300 o С , давление - от 9 до ~5 кбар . Для этого интервала температур кристаллизация сосуществующих магнетит-ильменитовых пар происходила близ буфера Ni-NiO, переход от гранулитовой к амфиболитовой фации метаморфизма характеризуется усложнением окислительно-во сстановительных условий от близких буферу Ni-NiO до близких буферу MH.
Рис . 12 Рис . 13 Величина магнитной восприимчивости ( k ) меня ется от 10 -5 до 10 -1 ед.СИ и имеет бимодальное распределение (рис. 12): 62% образцов практически немагнитны , их мода в интервале (0,035-0,1) 10 -3 ед.СИ , только 18% образцов магнитны , их мода в интервале 1-2 10 -2 ед.СИ . Структурно-чувствительные характеристики J rs / J s и Q n изменяются в пределах от 0,002 до 0,2 и от 0,08 до 2,7, соответственно , что говорит о преобладании многодоменных крупных зерен во всех изученных породах . В редких образцах , как правило , немагнитных , - J rs / J s >0,1 и Q n >1 (иногда более 10), что , очевидно, связано с присутствием мелких зерен магнетита , концентрация которых не превышает 0,05%. По данным термомагнитного анализа , магнитные минералы представлены практически только магнетитом ( T c около 580 o С ). В двух образцах присутствует пирротин ( T c =340 o С ). Между k и содержанием рудных минералов , определенным по шлифам , корреляция отсутствует ( рис. 13 ), в общем концентрация рудных минералов (по шлифам ) в несколько раз превышает концентрацию магнетита , определенную по J s или k . Это , наряду с микрозондовыми данными , говорит о преобладании среди ру дных минералов таких как ильменит .
Рис . 14 Среди немагн итных пород преобладают метаосадочные породы , кислые породы (видимо , главным образом , коллизионного происхождения ), такие как граниты , гранодиориты , сиениты , гранитогнейсы , биотитсодержащие гнейсы и кристаллические сланцы , в общем на долю осадочных и "кис л ых " пород приходится 70% образцов , и на долю пироксенитов , габбро , пироксеновых и амфиболовых гнейсов и сланцев , амфиболитов , т.е . основных пород , приходится только 30%; среди магнитных пород преобладают основные - габбро , амфиболиты , пироксеново-амфиболо в ые гнейсы , на их долю приходится 64% шлифов , а на долю кислых пород приходится 36%. Заметную долю кислых пород среди магнитных отчасти можно объяснить широкой гранитизацией первичных пород . Это выражается в поведении суммы содержаний кварца и щелочного по л евого шпата . Так , в интервале суммы содержаний этих минералов от 0 до 25-30% наблюдается большой разброс k , от немагнитных до k =4 10 -2 ед.СИ , далее восприимчивость пород резко падает ( рис. 14 ). По-видимому , указанные 25-30% кварца +калишпата знаменуют переход от частично гранитизированных пород к собственно магматическим кислым породам .
Отмеченное распределение магнитных и немагнитных разностей среди петрографических груп п пород отражает , очевидно , первичное распределение магнитных минералов в них , которое заметно не нарушилось последующим метаморфизмом , сопровождавшимся стрессом . Первично-магматическое распределение магнитных минералов подтверждается рядом петрохимических характеристик (см . выше ). Подавляющее большинство зерен магнетита находятся в сростках с ильменитом , т.е . вероятнее всего , эти сростки являются продуктами разрушения первичных титаномагнетитов и , возможно , гемоильменитов . Даже в тех образцах , где рудные м инералы выделились за счет силикатов на различных стадиях регрессивного метаморфизма , наблюдаются сростки и ламелли ильменита в магнетите .
Столь высокая доля немагнитных пород в коллекции объясняется , во-первых , как сказано выше , заметным числ ом первично-немагнитных кислых магматических пород , во-вторых , наличием первично-немагнитныых осадочных пород , в-третьих , кумулятивныыми основными породами ( рис. 11 ), в-четвертых , в архее магматический режим проходил в более восстановительных условиях , чем в более позднее время , наконец , в-пятых , в процес се регрессивного метаморфизма чаще идет уничтожение рудных минералов . Повышенная намагниченность сформировалась в результате последующих процессов преобразования рудных минералов , в первую очередь ильменита.
В зависимости от величины магнитной восприимчивости ( табл. 2 ), т.е . от содержания магн итных минералов , породы не различаются практически по степени рассланцевания и /или по степени гранитизации ( рис. 14 ), они весьма однородны , что отражает общую сходную степень регионального метаморфизма , сопровождавшегося стрессом . Однородность стрессового метаморфизма отразилась в однообразном поведении величины анизотропии магнитной восприимчивости ( табл. 2 ). Анизотропия немагнитных пород определяется практически исключительно парамагнитными минералами , а магнитных пород - магнетитом . При этом средние величины k max / k min и E тех и других ( табл. 2 ) очень близки . Можно говорить , соответственно , о единой природе анизотропии обеих групп пород .
Вел ичина k слабо коррелирует со степенью вторичных изменений (регрессивный метаморфизм и др .) (табл. 2): от немагнитных разностей до k =10 -2 ед.СИ степень вторичных изменений пород плавно нарастает от 1,4 до 1,6 и у наиболее магнитных пород резко падает до 1, 2. Значит , основная масса магнетита образовалась до стрессового метаморфизма , небольшая часть магнетита образовалась в процессе вторичных изменений . Появление вторичного магнетита происходит после стресса , что видно по отсутствию корреляции между степенью вторичных изменений и анизотропией ( табл. 2 .).
Воронежский кристаллический массив .
[ Геншафт и др., 1997 ]. Воронежский кристаллический массив представляет собой выступ докембрийского фундамента . На его территории выделяется серия архейских блоков , разделенных линейными грабенсинклиналями . Линейные зоны сложены в разной степени метаморфизованным и вулканогенно-осадочными породами и интрузивными телами . Структурные элементы массива выделяются в геофизических полях , в частности , в аномальном магнитном поле . Магнитные аномалии (обычно линейно вытянутые ), как правило , связаны с ультраметаморфическими и магматическими телами [ Надежда и др., 1989 ].
Сред и изученных образцов преобладают ортопороды - гранитоиды , габбро-диориты , габброиды , пироксениты ; парапороды представлены плагиогнейсами , кварцитами , различными сланцами . Породы подверглись метаморфизму в гранулитовой фации , амфиболизированы , часто биотит и зированы . Во всех ортопородах из рудных минералов присутствуют крупнозернистые магнетит и ильменит (часто сростки ), крупные зерна распавшегося титаномагнетита (в габбро ). Отмечены мелкие зерна магнетита и сульфидов в порах и по краям силикатов . По геотерм о метру Линдсли сростки ильменита и магнетита образовались в интервале температур 1000-460 o С при fO 2 , близком буферу QMF.
По данным термомагнитного анализа обнаруживается только магнетит ( T c 580 o С ), либо кривые J s ( T ) имеют гиперболическую парамагнитную форму . Большинство образцов имеют малую магнитную анизотропию (менее 1,10), заметную анизотропию (средняя 1,22) имеют образцы гранитоидов .
Рис . 15 Распределение пород по величине магнитной восприимчивости бимодальное ( рис. 15 ). Группу немагнитных пород ( k 15 10 -5 ед.СИ ) образуют , главным образом , кислые магматические породы и основные кумулятивные породы , группу магнитных пород ( k 10 -3 ед.СИ ) образуют , главным образом , основные и средние магматические породы (тренд дифференциации ). По J s -SiO 2 большинство изученных пород относятся к первично-магматическим , образуя две группы - кумулятивную ( J s <0,5 Ам 2 /кг , SiO 2 бл из 50%) и тренд магматической дифференциации ( J s >1 Ам 2 /кг , SiO 2 от 35% до 65%), (см . так же рис. 6 ). Например , породы Ширяевской интрузии , богатые MgO, FeO, CaO и обедненные Fe 2 O 3 и TiO 2 , почти на порядок менее магнитны , чем породы Смородинской интрузии [ Скрябина , Афанасьев, 1981 ]. Можно сделать вывод , что намагниченность изуч енных образцов определяется количеством вторичного магнетита , при этом его содержание отражает первичную магматическую стадию формирования пород . Наложенный (регрессивный ) метаморфизм приводит лишь к перекристаллизации магнитных минералов , частичному унич т ожению ; вторичные магнитные минералы могут образоваться при наложенных процессах метасоматоза , гранитизации , при серпентинизации ультрабазитов [ Афанасьев, 1978 ], но основной вклад в образование магнитных минералов внесли магматические процессы .
Анабарский щит .
Помимо ксенолитов из кимберлитовых трубок (см . выше ), проведено измерение магнитной восприимчивости большой серии образцов из древних толщ Анабарского щита (коллекция В. Л. Злобина ). Они охватывают породы из трех террейнов Маганского , Далдынского и Хапчинского , которые разделены коллизионн ы ми зонами . В строении террейнов принимают участие вулканогенно-осадочные комплексы архейского (3,2-3,0 млрд лет ) и протерозойского (2,3-2 млрд лет ) возраста , метаморфизованных в условиях гранулитовой фации , ( P =6-11 кбар , T =700-900 o С ), коллизионные зоны глубинных разломов выделяются как зоны наложенного метаморфизма , главным образом , амфиболитовой фации , а так же гранитизации и мигматизации [ Лутц , Оксман, 1990 ]. Преобладающими породами террейнов являются двупироксеновые и гиперстеновые плагиогнейсы и кристаллические сланцы . Спорадически встречаются линзовид ные тела верлитов . Основным рудным минералом является ильменит . В ряде случаев появляется вторичный магнетит при замещении темноцветных минералов в ходе регрессивных преобразований гранулитовых пород : в процессе амфиболизации и биотитизации кристаллически х сланцев и гнейсов , по трещинкам отдельности на границах пироксена и амфибола , в виде опацитовых кайм развивается магнетит . Характерно появление магнетита при серпентинизации оливина в верлитах . Регрессивно измененные породы находятся в непосредственной б л изости с коллизионными зонами . По всей вероятности , этими процессами обусловлено аномальное пилообразное магнитное поле .
Рис . 16 Рис . 17 Подавляющее большинство измеренных образцов практически немагнитны , магнитная восприимчивость ортопород имеет бимодальное распределение , первая группа образцов (немагнитные ) имеет восприимчивость менее 1,2 10 -4 ед.СИ , вторая группа (слабомагнитные ) имеет моду в интервале (4-36) 10 -4 ед.СИ и менее 10 образцов магнитные ( k 10 -2 ед.СИ ) ( рис. 16а ). У 90% образцов парапород k 10 -4 ед.СИ ( рис. 16б ). Подавляющая часть магнитных минералов магнитно-мягкие (коэрцитивная сила меньше 6 мТ ) независимо от величины в осприимчивости , т.е . от содержания магнетита ( рис. 17а ), и лишь в части практически немагнитных образцов присутствует мелкозернистый с H c >10 мТ , появление которого характерно для стадии регрессивного метаморфизма . Подавляющее большинство пород превращены в гнейсы и кристаллические сланцы , соответст венно , они имеют высокую магнитную анизотропию ( рис. 17б ), в том числе анизотропия бывших осадочных пород варьирует от 1,0 до 1,44 (средняя 1,2), магматических пород - от 1,02 до 1,76 (средняя 1,29). Часть образцов , близких к изотропным , относятся либо к магматическим породам , в меньшей мере подвер гшимся стрессовому метаморфизму , либо к заметно серпентинизированным , карбонатизированным породам , в которых магнетит образован после стресса . Это демонстрирует рис. 17в , где большинство магнитно-мягких пород ( H c <6 мТ ), т.е . содержащих крупнозернистый многодоменный магнетит , высоко анизотропны , т огда как среди магнитно-жестких пород ( H c >10 мТ ) анизотропия заметно меньше .
Таким образом , данные о магнитных свойствах пород Анабарского щита демонстрируют пример преобладания среди первичных магматических и тем более осадочных пород немагнитных разнос тей , что в большой степени сохраняется , несмотря на значительный метаморфизм . Заметная серпентинизация оливинсодержащих пород не относится к глубинным процессам и не характеризует магнетизм нижней коры , а является одним из важных источников линейных магни т ных аномалий над зонами разломов .
Северо-Китайский щит .
[ Zhang and Piper, 1994 ]. Пояс архейско-нижнепротерозойских гранулитов протягивается по северной окраине Северо-Китайского щита , на 75-80% он представлен тоналитами , трондьемитами и гранодиоритами , превращенными в серые гнейсы , и на 15-20 % метаосадочными породами . Исходный возраст тех и других 3,8-3,3 млрд лет , их гранулитовый метаморфизм произошел , главным образом , около 2,5 млрд лет назад и вслед за ним породы подверглись амфиболитовой фации метаморфизма . Те и другие состоят из сходного набора породообразующих минералов : пироксена , биотита , амфибола , полевого шпата и кварца . В серых гнейсах доля полевого шпата и кварца 40-45%, в парапородах - 80-85%. Выделяются два цикла в процессе гранулитового метаморфизма : 1) 12-14 кбар и 800-900 o С , ме таморфизм и деформации магматических пород и 2) 8 кбар , 800 o С , пик метаморфизма покрывающих метаосадков , что в совокупности отражает утолщение коры в коллизионном процессе . Большинство измеренных образцов ортопород слабомагнитны , их k =1,8-6,9 10 -3 ед.СИ , реже магнитны , их k =(10-65) 10 -3 ед.СИ , парапороды немагнитны , их k =0,5-0,9 10 -3 ед.СИ . Выделяются 4 генерации рудных минералов : 1) Самые ранние крупные зерна (чаще 100-500 мкм ) ильменита и титаномагнетита , распавшегося до магнетита и ильменита , содержание их обычно 1-10%. Авторы приводят содерж ание железа в "титаномагнетите " (48-52% FeO), которое не соответствуют титаномагнетиту (даже в чистой ульвошпинели 64% FeO), в сочетании с относительно низкой восприимчивостью , можно утверждать , что среди крупных зерен рудного преобладает ильменит . Авторы относят кристаллизацию крупнозернистого ильменита и титаномагнетита к первому циклу гранулитового метаморфизма . 2) Тонкие включения рудного в пироксене и амфиболе , содержание их менее 1%. Они образованы , видимо , близко к пику гранулитового метаморфизма . 3 ) Оторочки и псевдоморфозы рудных вокруг зерен граната , на границе с первичным титаномагнетитом . Эти образования связываются со стадией спада давления между двумя циклами метаморфизма от 14 до 8 кбар во время быстрого подъема блока . 4) Заполнение трещин ме ж ду и внутри зерен силикатов мелкими зернами магнетита и гематита во время последней стадии подъема блока .
Величина анизотропии магнитной восприимчивости варьирует от 1,2 до 1,4 (средняя 1,28).
Зона Иврея (Италия ).
Зона Иврея - пример удачног о сочетания геолого-геофизической информации о нижнекоровом происхождении зоны , над которой зафиксирована региональная магнитная аномалия . Это дугообразная полоса , представленная переслаиванием магматических и осадочных пород , исходно формировавшихся в по в ерхностных условиях и в дальнейшем подвергшихся глубинному метаморфизму , прогрессивно нарастающему с юго-востока на северо-запад (вкрест зоне ) от амфиболитовой до гранулитовой фации . В результате толща превращена в основные гранулиты и гранатсодержащие по р оды с прослоями парапород - силлиманит-кварц-полевошпатовых гнейсов и амфибол-пироксен-плагиоклазовых гранофельзитов . В северной части толщи присутствуют крупные тела ультрабазитов . По комплексу геолого-геофизических данных зона Иврея - тектонически вывед е нная на поверхность "пластина " нижней континентальной коры [ Mehnert, 1975 ; Wasilewski and Fountain, 1982 и др .]. Над зоной зафиксирована региональная магнитная аномалия , которая по данным детальной магнитной съемки состоит из серии локальных аномалий поперечником от 0,2 до 2,0 км [ Schwendener, 1984 ]. Наиболее интенсивные аномалии приурочены к выходам основных гранулитов , амфиболитов , метагаббро и т.п ., а так же - к разломам в ультрабазитах , где распространена серпентинизация . Выходы неизмененных гипербазитов и парапород характеризуются пониженным аномальным полем [ Schwendener, 1984 ; Wagner, 1984 ]. По данным измерения образцов [ Wagner, 1984 ], группа основных пород характеризуется бимодальным распределением магнитной восприимчивости : 1) между 10 -4 и 10 -3 ед.СИ , 2) k > 10 -2 ед.СИ . Это типично для первично-ма гматического тренда , отражающего магматическую дифференциацию на немагнитные кумуляты и магнитные дифференциаты , что сохраняется , несмотря на существенный глубинный метаморфизм пород . Группа парапород слабомагнитная .
Главными рудными минералами являются и льменит и магнетит [ Wasilewski and Warner, 1988 ]; состав ильменита во всех породах близок , содержание его варьирует , от отсутствия в перидотитах , до 0,2-1% в метаосадках и 0,1-6% в основных гранулитах . Метаосадочные породы не содержат магнетита (мы это специально подчеркиваем , т.к . и основные , и осадочные породы превращены в гранулиты ). Для ультраосновных пород типична Cr-Al-шпинель . Во всех породах отмечаются в небольших количествах сульфиды , главным образом , пирит и пирротин . Если ильменит представлен обособленными близкими к правильным кристаллами , то м агнетит представлен прожилками , тонкозернистыми включениями между силикатами , в виде оторочек вокруг Cr-Al-шпинели ; местами встречаются сростки кристаллов ильменита и магнетита , температура образования которых по термометру Линдсли ниже 500 o С .
По данным т ермомагнитного анализа основным (часто единственным ) носителем намагниченности основных и ультраосновных пород является магнетит ( T c =565-580 o С ), реже - пирротин , в метаосадочных породах обнаружен только пирротин . По гистерезисным характеристикам , в осадо чных породах преобладают однодоменные магнитные зерна , в ультраосновных - псевдооднодоменные - многодоменные , в основных - преобладают многодоменные зерна . Природа естественной остаточной намагниченности сложная из-за сложного процесса метаморфизма .
Таким образом , основная масса магнетита , определяющего намагниченность нижней коры в зоне Иврея , мало зависит от особенностей процессов глубинного метаморфизма , а в большей степени определяется особенностями состава и формирования исходных магматических (диффе р енциация , приведшая к образованию двух групп пород - первично немагнитных и первично магнитных ) и первично немагнитных осадочных пород , их гидротермальных изменений , приведших к появлению вторичного относительно низкотемпературного магнетита за счет перек р исталлизации первичных рудных минералов в основных и ультраосновных породах , тогда как аналогичные изменения не привели к появлению магнетита в осадочных породах .
Провинция Супериор (Канада ).
[ Pilkington and Percival, 1999 ; Williams et al., 1986 ]. Исследования проведены в пределах двух блоков архейских пород - Пиквитоней и Минто . Первый район представляет собой зеленокаменные пояса , сложенные норитовыми , амфиболитовыми гнейсами , метагаббро , амфиболитами , метаосадками и метавулканитами , окруженные гранитоидными гнейсами . В общем , на долю кислых пород приходится 80% разреза , на долю основных и о садочных пород - 20%. Возраст пород 2,5-3,1 млрд лет . Позднеархейский гранулитовый метаморфизм происходил при 780-880 o С и 9 1 кбар и относится к низам коры . Подъем к поверхности Земли произошел 2,3-2,5 млрд лет назад . Среди изученных образцов две трети немагнитные , магнитные , главным образом , кислые интрузивные породы , их k =2 10 -3 -0,1 ед.СИ . Они содержат , по данным термомагнитного анализа , магнетит ( T c =540-580 o С ). В трех слабомагнитных образцах обнаружен пирротин . Два важных результата : а ) отсутствует корреляция между величиной магнитной восприимчивости и степенью метаморфизма пород ; б ) отмечается четкая зависимость восприимчивости от состава пород , так восприимчивость большинства образцов кислых пород на порядок выше , чем у большинства основных интрузивных , вул к анических и осадочных пород и совершенно не зависит от общего содержания железа в породах (в кислых интрузивах 1,0-3,0% Fe, в основных интрузивах и вулканитах 6,0-11,0%, в осадочных породах - 0,5-5,0% Fe). Магнетит в изученных породах , как полагают авторы, ретроградного происхождения , он образовался в процессе охлаждения и , возможно , еще не существовал в низах коры . Однако против такой интерпретации говорят многочисленные данные об основном магнитном компоненте в ксенолитах глубинных пород - магнетите , а к с енолиты доставлены на поверхность очень быстро , т.е . магнетит образовался в месте захвата ксенолита в низах коры . (Из объяснения авторов непонятно , почему магнетит избирательно образовался почти исключительно в кислых интрузивных породах , хотя процессом р е троградного метаморфизма охвачены все породы провинции ). В некоторых основных породах сохранились ламелли ильменита от первичного распавшегося титаномагнетита , ячейки магнетита в котором замещены амфиболом , наблюдается замещение Fe-Ti-окислов эпидотом и с ф еном . Предполагается , что основные породы содержали ильменит и титаномагнетит , которые были разрушены при ретроградном метаморфизме . Средняя индуктивная намагниченность разреза древней коры блока Пиквитоней не превышает 1 А /м , чего недостаточно для создан и я региональных магнитных аномалий нижней корой (см . раздел 2). Предполагается , что дефицит намагниченности обеспечивается вязкой намагниченностью , образующейся в низах коры .
Большая часть блока Минто сложена чарнокитами (магматические ортопироксеновые гра нитоиды ), возраст этих пород варьирует от 3,0-2,9 - ранних тоналитов до ~2,7 млн лет - вулканогенно-осадочной толщи . Этот комплекс интерпретируется как континентальные краевые дуги , подобно поясам блока Пиквитоней . Распределение пород блока по магнитной в о сприимчивости имеет бимодальную форму , породы делятся на практически немагнитные ( k =2 10 -4 -10 -3 ед.СИ ) и магнитные ( k =0,01-0,2 е д.СИ ). В группу немагнитных входят метаосадки , метавулканиты и небольшая часть гранитов и гранодиоритов , в группу магнитных - пироксеновые гранитоиды , граниты , гранодиориты , тоналиты , диориты и незначительная часть метаосадков и метавулканитов . Главный ру д ный минерал магнитных пород - магнетит , его содержание 1-5%, в большинстве пород присутствует и ильменит . Ранние высокотемпературные крупные кристаллы магнетита (30-100 мкм ) образуются вместе с пироксеном , более поздние зерна магнетита кристаллизуются в и н терстициях , встречаются ламелли магнетита в пироксенах . Температура образования сосуществующих сростков магнетита и ильменита (400-600 o С ) заметно ниже , чем температура кристаллизации соседних пироксенов ( > 700 o С ), что объясняется перекристаллизацией в про цессе остывания или при последующем низкотемпературном метаморфизме . Содержание магнетита в породах не коррелирует с общим содержанием железа в породах .
Колебания магнитной восприимчивости коррелирует с интенсивностью региональных магнитных аномалий , наиб олее интенсивные аномалии ассоциируют с известково-щелочными дугами . Близкое к нормальному поле относится к областям развития вулканогенно-осадочных толщ . Наблюдаемые магнитные аномалии вполне обеспечиваются индуктивной намагниченностью верхнекоровых исто ч ников с измеренной на поверхности восприимчивостью пород . В пользу главенствующей роли индуктивной намагниченности говорит и величина отношения Кенигсбергера , которое у 92% образцов меньше 1,0. Блок Минто отмечен положительной спутниковой магнитной аномал и ей (8 нТ ) [ Arkani-Hamed et al., 1994 ]. Исследователи не исключают возможного вклада в аномальное поле вязкой остаточной намагниченности . Судя по минералогическим геотермобарометрам кристаллизация гранитоидов происходила при температуре 700-1000 o С и давлении 5-6 кбар , т.е . на глубине 15-18 кбар . Их петрологи я и петрохимия демонстрируют тренды фракционной дифференциации известково-щелочной магмы от пироксен-биотит-магнетитовых диоритов-гранодиоритов до амфибол-биотитовых гранитов , превращенных в чарнокиты .
Таким образом , источники региональных магнитных анома лий провинции Супериор отличаются от большинства других регионов , где источники аномалий связываются с гранулитами основного состава низов коры . Магматические чарнокиты обычны как компоненты гранулитовых террейнов , архейских [ Percival, 1994 ; Ridley, 1992 ] и протерозойских [ Newton, 1992 ; Young and Ellis, 1991 ]
Лофотен и Вестерален (Норвегия ).
[ Griffin et al., 1978 ; Schlinger, 1985 ]. Район является примером провинции глубинного происхождения , с которой связаны региональные магнитные аномалии до 700 нТ . Регион сложен архейскими мигматитов ыми гнейсами вулканогенного происхождения , метавулканитами и метаосадками (возраст 2,7-2,8 млрд лет ), протерозойскими метаосадками и метавулканитами (возраст 2,1-1,8 млрд лет ) и многочисленными интрузиями (возраст 1,7-1,8 млрд лет ). Все породы преимуществ е нно среднего состава , лишь мигматиты ЮЗ Лофотена имеют более основной состав . Породы подверглись метаморфизму в гранулитовой фации и , впоследствии (1,2-1,1 млрд лет назад ), ретроградному метаморфизму в амфиболитовой фации . Мощность коры в регионе 20-25 км.
Магнитная восприимчивость и естественная остаточная намагниченность изученных образцов : гнейсы (амфиболитовая фация ) - k =10 -2 1,1 10 -2 ед.СИ , NRM= 0,58 1,27 А /м , гнейсы (гранулитовая фация ) - k =4,8 10 -2 2,6 10 -2 ед.СИ , NRM=2,9 3,0 А /м ; основные и ультраосновные породы - k =6,7 10 -2 4,0 10 -2 ед.СИ , NRM=10,2 10,4 А /м ; интрузивные породы среднего состава (мангериты ) - k =2,0 10 -2 1,6 10 -2 ед.СИ , NRM=1,87 1,7 А /м , при этом мангериты , подвергшиеся ретроградному мет аморфизму , имеют минимальную k =0,5 10 -2 0,4 10 -2 ед.СИ , NRM=0,22 0,27 А /м ; основные породы ЮЗ Лофотена - k =5,8 10 -2 3,0 10 -2 ед.СИ , NRM=5,1 6,7 А /м . Средняя по всем определениям k =3,5 10 -2 ед.СИ согласуется с оценкой по региональным магнитным аномалиям - 3,8 10 -2 ед.СИ . Среднее Q n =0,3-0,5. Следовательно , о сновной вклад в региональные магнитные аномалии вносит индуктивная намагниченность . К тому же у большинства образцов NRM нестабильна , преобладающая ее часть вязкая .
Видны две четких зависимости : 1) от средних к основным породам восприимчивость растет , 2) под действием ретроградного метаморфизма восприимчивость заметно падает .
Из рудных минералов в породах наиболее распространены ильменит (преобладает ) и магнетит , размер кристаллов 100-1000 мкм . По данным термомагнитного анализа J s и c ( T c =560-575 o С ) нос ителем намагниченности всех изученных пород , определяющей аномальное магнитное поле в регионе , является магнетит . Изредка встречается пирротин . Ильменит распространен в виде обособленных зерен , в сростках с гематитом , в виде ламеллей в магнетите , он типич е н для свежих мангеритов , основных пород и анортозитов , но редок в гнейсах . Наличие сростков ильменита и гематита объясняется тем , что исходным (первичным ) был гемоильменит с содержанием Fe 2 O 3 от 3 до 23%. Магнетит обычно встречается в виде обособленных зерен , реже содержит ламелли ильменита или гематита . Магнетит , ильменит и гематит встречаются в виде включений в клинопироксене . Обычно вокруг зерен рудных минералов , как и вокруг пироксена , оливина и др . отмечена оторочка вторичного граната , что связывае т ся с остыванием пород после гранулитового метаморфизма при высоком давлении . Эта картина существенно усложняется последующим широким окислением и ретроградным метаморфизмом . Режим основной стадии гранулитового метаморфизма P =9-12 кбар , T =850-950 o С . Метам орфические переходы приводят к частичному и даже полному замещению Fe-Ti-окислов силикатами . Ретроградный метаморфизм идет с участием флюида (воды ) при этом происходит замещение ильменита и титаногематита сфеном , образование гематита , биотита , амфибола , э п идота . Все это ведет к формированию немагнитных пород .
Обобщение магнитопетрологических данных
А. Разрезы докембрийских массивов , относимые ныне к нижней части континентальной коры , представляют собой большей частью вулканогенно-осадочные тол щи и близповерхностные интрузивные тела архейского и протерозойского возраста , близкие к режиму формирования океанской коры . Впоследствии накопление осадков и магматизм наращивали кору "сверху ", а коллизионные и др . складчатые процессы вели к погружению , м ощным деформациям и глубинному метаморфизму пород . При формировании земной коры в архее в первичных магмах преобладали относительно восстановительные условия , близкие "силикатной " зоне ; соответственно , из рудных минералов резко преобладают ильмениты и реж е встречаются высокотитановые титаномагнетиты , близкие к ульвошпинели , которые на ранних стадиях остывания пород гетерофазно изменялись с выделением магнетита . Последний и является главным носителем магнетизма архейской земной коры . При погружении архейски х толщ и их метаморфизме в условиях все той же "силикатной " зоны первично-магматические ильмениты и титаномагнетиты сохранялись , по крайней мере , частично .
В архее кора была преимущественно немагнитной и небольшой относительно мощности , так что вероятнее в сего в архее вообще не было региональных магнитных аномалий .
В. Главные закономерности в распределении магнитных минералов в архейской земной коре : 1) Общегеологическая - осадочные породы обычно немагнитны , магматические - и магнитные , и немагнитные в за висимости от тектонической обстановки и процессов дифференциации , породы мантии - немагнитные ; 2) Тектоническая - магматические магнитные породы относятся к зонам растяжения (зоны спрединга и т.п .), а магматические немагнитные - к зонам сжатия (коллизионн ый , соскладчатый магматизм ); 3) Магматическая - "внутри " зон растяжения идет процесс магматической кристаллизационной дифференциации , который приводит к образованию двух групп пород - первая - это немагнитные и слабомагнитные кумуляты , вторая - продукты д ифференциации - магнитные . Это деление четко выражается в концентрации магнитных минералов и ряде петрохимических характеристик (рис. 4-7). Магнитные породы - это исключительно исходно магматические породы , главным образом , основного состава , реже кислого и среднего . Крайне редки скопления магнитных минералов иного происхождения .
Следует обратить внимание на : а ) Поразительное постоянство отношений TiO 2 /(FeO+Fe 2 O 3 ) в породах и титаномагнетитах , образующих два уровня : нижний - рифтовые базальты , океаническ ие и континентальные (в породе 0,2-0,1, в титаномагнетите 0,28-0,31) верхний - все магнитные габбро (в породе 0,02-0,06, в титаномагнетите 0,06-0,12). Первый уровень соответствует узким пределам изменений окислительных условий в равновесной базальтовой маг ме рифтовых зон . Эти условия отвечают , видимо , уровню термодинамического равновесия базальтовой магмы на глубине первичных очагов - 50-60 км ; второй уровень соответствует условиям островодужного магматизма и высокотемпературной переработки пород земной ко р ы в однообразных окислительных условиях , на глубине 5-25 км [ Петромагнитная модель..., 1994 ; Печерский и др., 1975 ]. б ) Удивительную повторяемость закономерностей формирования и распределения магнитных и немагнитных пород от архейских до современных , что свидетельствует в пользу однотипности магматических процессов на протяжении геологической истории Земли .
С . Роль метаморфизма . Основная масса пород сохраняет первичное деление на магнитные и немагнитные , несмотря на глубинный метаморфизм : осадочные породы остаются обычно немагнитными и слабомагнитными , хотя содержания железа в них вполне достаточно для образ о вания заметных концентраций магнетита ; сохраняется в большинстве своем деление магматических пород на магнитные дифференциаты и немагнитные кумуляты . Есть , естественно , определенная доля вклада метаморфизма в намагниченность пород , но она невелика по срав н ению с первично-магматическим вкладом . При остывании нижней коры , кислородный режим становился более окислительным , в результате чего происходил распад и перекристаллизация Fe-Ti окислов с образованием магнетита и , следовательно , обогащение гранулитов отн о сительно низкотемпературным магнетитом . Процесс перекристаллизации in situ отражает первичное распределение Fe-Ti окислов в толщах архея и магматических телах в них .
Многие исследователи пишут о росте намагниченности от амфиболитовой к гранулитовой фации в архейских породах . На самом деле чаще встречается процесс наложения регрессивного метаморфизма на гранулиты , т.е . идет спад намагниченности от гранулитов к амфиболитам . Гранулиты - процесс "сухой " и близкий к изохимическому , когда железо , находящееся в с иликатах , мало подвижно . Следовательно , главный процесс - перекристаллизация первичных рудных Fe-Ti минералов . Таким образом , магнетизм гранулитов , в некотором роде память о магнетизме первичных пород . Часть магнитных минералов гранулитов являются вторичн ы ми продуктами разрушения таких немагнитных рудных минералов как ильмениты , Mg-Al-Cr феррошпинели , которых в низах коры и верхах мантии достаточно много . Все мантийные породы , включая ильменитсодержащие , немагнитные , т.е . преобразование ильменита и немагни т ных феррошпинелей в магнитные минералы идут в более окислительных условиях , чем верхнемантийные .
Магнетит обычно образуется при метаморфизме с участием флюида . Как показывают опыты , наличие флюида - условие необходимое для образования обособленных зерен м агнетита , но недостаточное - флюид должен быть обогащен железом . Во многих работах подчеркивается нарастание с глубиной количества восстановленных газов Н , СО , СН и др ., растет кислотность (падает pH ) таких флюидов и они являются хорошими растворителями и переносчиками железа . Это один из наиболее возможных путей образования обогащенных железом флюидов . Такой флюид разрушает Fe-Ti окислы , как менее устойчивые , чем породообразующие силикаты , следовательно , действие такого флюида приведет в первую очередь к уничтожению магнитных и других рудных минералов . Это , очевидно , и объясняет падение намагниченности пород при переходе от гранулитов к амфиболитам . По мере подъема флюида он окисляется , растет pH флюида . В результате создаются условия , благоприятные для ос аждения железа в форме магнетита и близких ему феррошпинелей .
D. Специфика ксенолитов - вынос из приочаговых зон со специфическим режимом , где накапливается большое количество флюида , происходит подплавление пород с образованием высокотитановых титаномагн етитов , соответствующих режиму в очаге в момент захвата ксенолита или близкого времени . Отсюда , очевидно , сходство составов титаномагнетитов в "черных " пироксенитах и вмещающих базальтах ( x =0,6-0,65). Такое явление обогащения магнитными минералами глубин ных пород в приочаговых зонах локально , о чем говорит , например , отсутствие региональных магнитных аномалий вдоль Курильских островов , в районах развития вулканизма Малого Кавказа и Монголии , где среди ксенолитов глубинных пород достаточно много магнитных.
Заключение
Из собственных исследований и обзора мировых данных следует , что главным источником магнетизма земной коры и региональных магнитных аномалий с архея доныне являются магматические породы , формировавшиеся в зонах растяжения в повер хностных и близповерхностных условиях . Эта ситуация сохраняется , несмотря на метаморфизм и перекристаллизацию магнитных минералов .
Из силикатов в условиях низов континентальной коры новообразование магнитных минералов не происходит (во всяком случае в мас штабах , серьезно влияющих на аномальное магнитное поле ). При благоприятном T - fO 2 режиме новообразование магнитных минералов возможно тремя путями : кристаллизация первичных минералов из расплава (а ), из флюида , обогащенного железом (в ) и перекристаллизация in situ Fe-Ti окислов в соответствии с меняющимися T - fO 2 условиями (с ).
Область стабильного существования первично-магматических магнитных минералов (прежде всего это титаномагнетиты ) распространяется на глубину до 40-50 км , область наиболее благоприятно й их кристаллизации не глубже 30 км . Точки Кюри таких первичных титаномагнетитов обычно ниже 300 o С , т.е . в условиях нижней континентальной коры они немагнитны и не могут быть источниками региональных магнитных аномалий . Правда , первичные титаномагнетиты и ильмениты могут быть источником образования магнитных минералов , близких к магнетиту , в результате их перекристаллизации in situ . Тогда такие породы , содержащие первичные титаномагнетиты и ильмениты , становятся главными потенциальными источниками региональ ных магнитных аномалий .
Литература
Афанасьев Н . С ., Корреляция физических параметров , минерального и химического состава в горных породах докембрия ВКМ , В сб .: Вопросы геологии КМА, с. 50-56, Воронеж . университет , Воронеж, 1978.
Баженова Г . Н ., Шаронова З . В ., Геншафт Ю. С . и др ., Петромагнитное изучение кристаллических пород Алданского щита , Физ . Земли, (3), 29-36, 1998.
Баженова Г . Н ., Геншафт Ю . С ., Печерский Д. М . и др ., Петромагнитные характеристики и рудные минералы кристаллических пород Алдано-Станового нуклеара , Физика Земли, 2001.
Богатиков О . А ., Карпова О . В ., Печерский Д. М . и др ., Исследования Fe-Ti окисных минералов Патынского габброидного массива в связи с условиями его образования , Изв . АН СССР , сер . геол., (9), 3-15, 1971.
Богатиков О . А ., Бродская С . Ю ., Печерский Д. М . и др ., Особенности Fe-Ti минерализации габбро-норит-анортозитовых комплексов Украины и западной Литвы , Сб . Магматизм и полезные ископаемые, с. 42-55, Наука , Москва , 1975.
Большаков А . С ., Щербакова В . В ., Термомагнитный критерий определения доменной структуры ферромагнетиков , Изв . АН СССР , сер . физика Земли, (8), 78-83, 1982.
Борисов А . А ., Жаркова Е . В ., Кадик А. А . и др ., Флюиды и окислит ельно-восстановительное равновесие в магматических системах, 255 с ., Наука , Москва , 1991.
Бродская С . Ю ., Печерский Д . М ., Шаронова З. В . и др ., Методические рекомендации по изучению магнитных свойств пород , вскрытых сверхглубокими скважинами, 86 с ., НПГП "ГЕРС ", Тверь , 1992.
Булина Л . В ., Обобщенный разрез магнитной неоднородности земной коры территории СССР , Геофиз . журн ., 8, 79-84, 1986.
Гантимуров А . Ф ., Флюидный режим железо-кремниевых систем, 69 с ., Наука , Новосибирск , 198 2.
Геншафт Ю . С ., Экспериментальные исследования в области глубинной минералогии и петрологии, 208 с ., Наука , Москва , 1977.
Геншафт Ю . С ., Лыков А . В ., Миронова Н. А . и др ., Петромагнитное изучение пород фундамента Воронежского криста ллического массива , Физика Земли, (9), 38-45, 1997.
Геншафт Ю . С ., Лыков А . В ., Печерский Д. М ., Петромагнитная характеристика ксенолитов и вмещающих пород Малого Кавказа , Изв . АН СССР , физика Земли, (1), 53-65, 1985.
Геншафт Ю . С ., П ечерский Д . М ., Петрологическая и петромагнитная оценка возможных глубинных источников региональных магнитных аномалий , Геофиз . журн ., 8, 61-67, 1986.
Геншафт Ю . С ., Салтыковский А . Я ., Термальные индикаторы эволюции режимов континентальных рифт ов , Докл . АН СССР , 283, 1256-1259, 1985.
Геншафт Ю . С ., Салтыковский А . Я ., Физико-химическая динамика верхней мантии и образование щелочно-базальтовых магм , В сб .: Строение и эволюция тектоносферы , с. 151-169, ИФЗ АН СССР , Москва , 1987.
Геншафт Ю . С ., Салтыковский А . Я ., Каталог включений глубинных пород и минералов в базальтах Монголии, 71 с ., Наука , Москва , 1990.
Геншафт Ю . С ., Салтыковский А . Я ., Исландия : глубинное строение , эволюция и интрузивный магматизм, 362 с ., ГЕО С , Москва , 1999.