Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий - (реферат)

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 коллизионными 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 =700-900oС), 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 линзовидные 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 кристаллических 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 близости 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 ( k10-2 ед. СИ) (рис.  16а). У 90% образцов парапород k10-4 ед. СИ (рис.  16б). Подавляющая часть магнитных минералов магнитно-мягкие (коэрцитивная сила меньше 6 мТ) независимо от величины восприимчивости, т. е. от содержания магнетита (рис.  17а), и лишь в части практически немагнитных образцов присутствует мелкозернистый с Hc>10 мТ, появление которого характерно для стадии регрессивного метаморфизма. Подавляющее большинство пород превращены в гнейсы и кристаллические сланцы, соответственно, 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 подвергшимся стрессовому метаморфизму, либо к заметно серпентинизированным, карбонатизированным породам, в которых магнетит образован после стресса. Это демонстрирует рис.  17в, где большинство магнитно-мягких пород ( Hc10 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 разностей, 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 магнитных 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 800-900oС, метаморфизм и деформации магматических пород и 2) 8 кбар, 800oС, 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 содержание 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 между 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 удачного 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 поверхностных 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 породы 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 выведенная 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-магматического 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 ильменит 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 магнетит 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 500oС. По данным термомагнитного анализа основным (часто единственным) носителем намагниченности основных и ультраосновных пород является магнетит ( Tc =565-580oС), реже - пирротин, в метаосадочных породах обнаружен только пирротин. По гистерезисным характеристикам, в осадочных 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 (дифференциация, 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 перекристаллизации 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 осадочных пород - 20%. Возраст пород 2, 5-3, 1 млрд лет. Позднеархейский гранулитовый метаморфизм происходил при 780-880oС 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 ( Tc =540-580oС). 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, вулканических 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 ксенолиты 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 ретроградного 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 сфеном. 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 создания 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 гранитоиды), 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 восприимчивости имеет бимодальную форму, породы делятся на практически немагнитные ( k =2 10-4 -10-3 ед. СИ) и магнитные ( k =0, 01-0, 2 ед. 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 рудный 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 интерстициях, встречаются ламелли магнетита в пироксенах. Температура образования сосуществующих сростков магнетита и ильменита (400-600oС) заметно ниже, чем температура кристаллизации соседних пироксенов ( > 700oС), что объясняется перекристаллизацией в процессе 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, наиболее 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 источников 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 аномалией (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 700-1000oС и давлении 5-6 кбар, т. е. на глубине 15-18 кбар. Их петрология 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 аномалий 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 мигматитовыми 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 преимущественно 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 =10-21, 1 10-2 ед. СИ, NRM= 0, 58 1, 27 А/м, гнейсы (гранулитовая фация) - k =4, 8 10-22, 6 10-2 ед. СИ, NRM=2, 9 3, 0 А/м; основные и ультраосновные породы - k =6, 7 10-24, 0 10-2 ед. СИ, NRM=10, 2 10, 4 А/м; интрузивные породы среднего состава (мангериты) - k =2, 0 10-21, 6 10-2 ед. СИ, NRM=1, 87 1, 7 А/м, при этом мангериты, подвергшиеся ретроградному метаморфизму, имеют минимальную k =0, 5 10-20, 4 10-2 ед. СИ, NRM=0, 22 0, 27 А/м; основные породы ЮЗ Лофотена - k =5, 8 10-23, 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 Qn =0, 3-0, 5. Следовательно, основной 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 Js и c ( Tc =560-575oС) носителем 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 типичен 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 связывается 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 =850-950oС. Метаморфические 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, эпидота. 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 толщи 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, мощным 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 реже 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 архейских 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 всего 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 зависимости 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 (коллизионный, 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 дифференциации - 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 TiO2/(FeO+Fe2O3 ) в породах и титаномагнетитах, образующих два уровня: нижний - рифтовые базальты, океанические 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 магме 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 коры 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 образования 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 сравнению 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 относительно 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 силикатах, 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 вторичными 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 немагнитных 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 магнетита, 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 осаждения 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 титаномагнетитов, 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 глубинных 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 поверхностных 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 масштабах, серьезно влияющих на аномальное магнитное поле). При благоприятном T-fO2 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-fO2 условиями (с). Область стабильного существования первично-магматических магнитных минералов (прежде всего это титаномагнетиты) распространяется на глубину до 40-50 км, область наиболее благоприятной их кристаллизации не глубже 30 км. Точки Кюри таких первичных титаномагнетитов обычно ниже 300oС, 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 региональных 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 окислительно-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, 1982. 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 кристаллического 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. , Печерский 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 рифтов, 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. , ГЕОС, Москва, 1999.

Страницы: 1, 2, 3, 4