Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий

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 1кбар 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 1А/м, чего недостаточно для создания региональных магнитных аномалий нижней корой (см. раздел2). 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 (30-100мкм) 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 (8нТ) [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 5-6кбар, т.е. на глубине 15-18кбар. 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 700нТ. 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 20-25км.

Магнитная восприимчивость и естественная остаточная намагниченность изученных образцов: гнейсы (амфиболитовая фация) - k =10-21,1 10-2 ед.СИ, NRM= 0,58 1,27А/м, гнейсы (гранулитовая фация) - k =4,8 10-22,6 10-2 ед.СИ, NRM=2,9 3,0А/м; основные и ультраосновные породы - k =6,7 10-24,0 10-2 ед.СИ, NRM=10,2 10,4А/м; интрузивные породы среднего состава (мангериты) - k =2,0 10-21,6 10-2 ед.СИ, NRM=1,87 1,7А/м, при этом мангериты, подвергшиеся ретроградному метаморфизму, имеют минимальную k =0,5 10-20,4 10-2 ед.СИ, NRM=0,22 0,27А/м; основные породы ЮЗ Лофотена - k =5,8 10-23,0 10-2 ед.СИ, NRM=5,1 6,7А/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 100-1000мкм. 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 =9-12кбар, 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 - 50-60км; второй уровень соответствует условиям островодужного магматизма и высокотемпературной переработки пород земной коры в однообразных окислительных условиях, на глубине 5-25км [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