Магнитопетрологическая 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 вулканогенно-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 складчатые пояса испытывали орогенные воздымания, сопровождаемые гранитным магматизмом в глубинных зонах Зоненшайн и др 1990 Кропоткин и др 1987 Маракушев, 1992 Тейлор, Мак-Леннан, 1988 . Соответственно рассмотрим 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 пород 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 Js, соответствующие двум магматическим трендам 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, на 1-2 порядка ниже буфера QMF Кадик и др 1990 Sato and Valenza, 1980 . В этих условиях из магмы кристаллизуются высокомагнезиальные и кальциевые минералы - оливин, плагиоклаз, пироксен хромит, которые и образуют немагнитные кумуляты.
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 содержаний SiO2 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 TiO2 и FeO рис.5, 6, 7 , присутствием модальных 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 поздние 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. Встречаются 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 дифференциации 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. раздел5 . 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 области 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 30-50 , 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 титаномагнетита рис.8 . Таким образом, на этой стадии в принципе 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. раздел2 . 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 реакций, 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 Ермаков, Печерский, 1989 Золотарев и др 1988 Лыков и др 1992 . При этом в габбро Исландии, Южных Мугоджар и др. сохранились распавшиеся зерна первичных титаномагнетитов, аналогичных по среднему составу титаномагнетитам молодых базальтов рифтов xcp0,65 . Признаки вторичной переработки первичных 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 Печерский и др 1983, 1993 . Например, близ контакта с телом габбро Южные Мугоджары наблюдается метасоматическая переработка диабазов даек параллельного комплекса, выражающаяся в интенсивной амфиболизации последних, которая сопровождается разъеданием и разложением силикатами зерен высокотитанового титаномагнетита в диабазах и новообразованием зерен вторичного низкотитанового титаномагнетита xcp 0,3 свежего облика Печерский, Диденко, 1995 Печерский и др 1987 . 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 закономерности 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.
Температуры, 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. варьирует от 1100 до 450oС 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 раздел5 . О твердофазной кристаллизации магнитных минералов в большинстве перечисленных примеров свидетельствует повышенная магнитная анизотропия.
В породах без признаков вторичных изменений обнаруживаются редкие зерна титаномагнетита, средний состав и внешний облик которых соответствуют первично-магматическим, температура кристаллизации сростков такого титаномагнетита и ильменита отвечает области существования расплава - 1100-1400o 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 Js 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 примере Восточной расслоенной интрузии острова Рам Шотландия Housden et al 1996 . И перидотиты, и алливалиты немагнитны, их максимальная восприимчивость менее 10-5ед. СИ, Js 0,3Ам2 кг. Магнетит в виде очень мелких зерен, которые фиксируются только по точке Кюри около 575oС, появляется в перидотитах в результате окислительных процессов в интервале температур 500-800oС, его содержание достигает 0,3 . Проникновение флюида и образование магнетита вместе с типично гидротермальными минералами амфиболом, биотитом и др. происходит по трещинкам в результате хрупких 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 оливина, 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 метаморфизму 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, частично образованы при 500oС, см. раздел4 . 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 образцов, 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 метаморфизма пород лишь кажущаяся, что выявляется именно по сравнению петрохимических и магнитных характеристик раздел4 , подтвержденных экспериментальными данными раздел3 . Важны данные о магнитной анизотропии, измерение которой позволяет привязать образование 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 мантийных 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 признакам 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 Tc 320-380oС 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 SiO2 45-55 немагнитны Js 0,2Aм2 кг, более кислые породы магнитные Js 0,7-1,5Aм2 кг, что согласуется с кумулятивным трендом и трендом дифференциации рис.4, 5, 6, 7 . Измеренные точки Кюри коровых пород близки магнетиту, тогда как Tc, рассчитанные по данным микрозондовых измерений средних составов зерен титаномагнетита, варьируют от 190oС до 480oС. Этот факт, а также наличие структур распада в зернах титаномагнетита, говорят, что в магнитных коровых 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, габбро-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 ксеногенной 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 низкотитановый титаномагнетит TiO 2 10 , обычно распавшийся, зерна часто корродированы, размер зерен от нескольких мкм до 1мм реже встречается ильменит.
Не затронутые вторичными изменениями породы слабомагнитны Js0,1 Ам2 кг k10-2 ед. СИ . Более ярко видно нарастание намагниченности с ростом подплавления Js до 10Ам2 кг, k до 16 10-2ед. СИ . В процессе подплавления обильно кристаллизуется титаномагнетит. 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, поэтому 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 Fe203 Fe0 Fe203 MgO r 0,81 и степени окисленности железа Fe203 Fe0 Fe203 r 0,85 . Кроме того, зависимость Js -SiO 2 для ксенолитов Малого Кавказа аналогична левой ветви магматической дифференциации рис.4 , на диаграмме AFM рис.5 и MgO-Fe0 Fe203 рис.6 точки ложатся в области первично-магматических трендов кумулятивного и дифференциации.
Отмечается тесная корреляция Fe и Ti рис.7 , Mg и Ca. Невероятно, 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 острова. 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 гранулитовой фации метаморфизма P9кбар, T900oС 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 30км. По составу титаномагнетитов x выделяются 4 группы 1 габбро-алливалиты, x 0,12-0,29, содержание примесей Al2O3 4,2 , MgO 3,8 зерна титаномагнетита однородные, часто округлые обычно крупные, 2 пироксеновые габбро с титаномагнетитом x 0,12-0,29, содержание примесей Al2O3 0,8 , MgO 1,8 , часто встречается тонкий распад 3 лейкократовые габбро, габбро-диориты, xcp 0,16 MgO 1,4 , часто зерна титаномагнетита распавшиеся, разъедены сфеном 4 амфиболовые габбро и амфиболиты, xcp 0,14, Al2O3 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. раздел4 . Намагниченность пород широко варьирует k от 2 до 63 10-3 ед. СИ г, Js от 0,2 до 10 Ам2 кг, Qn 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 магматической кристаллизации.
Поздние зерна вторичного титаномагнетита более свежие, округлой формы, соответствующей твердофазной высокотемпературной кристаллизации.
Наименее измененные породы изотропные средняя анизотропия восприимчивости 1,03 переработка 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 магматической дифференциации провал на кривой Js -SiO2 близок типичному для кумулятов, преобладают габбро тренда дифференциации рис.4-7 Петромагнитная модель , 1994 . Изменения пород происходили в высокоокислительных условиях, что видно по величине Fe203 Fe0 Fe203 в неизмененном верлите - 0,19, в алливалитах - 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 примером 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 кимберлитовых трубок Якутии преимущественно девонский.
Породы после формирования кимберлитовых тел подверглись в приповерхностных условиях гидротермально-метасоматическим изменениям, выраженные в карбонатизации, серпентинизации, хлоритизации, что сказалось в нарушении 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 магматического 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-гранатовые 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 связан 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 титаномагнетит магнетит судя по средним составам сростков гемоильменита и титаномагнетита температура их образования по термометру Линдсли близка 1400oС, fO2 близка буферу QMF, что, очевидно, отвечает режиму в магме в начале ее кристаллизации, температура образования продуктов распада гемоильменита и титаномагнетита - 800-1200oС. 2-Титаномагнетит ильменит.
В большинстве случаев это продукты распада и перекристаллизации гемоильменита первой группы, температура образования этой ассоциации зерен 700-1000oС. 3-Ильменит магнетит.
Основной рудный - ильменит x 0,93 , появляются обособленные крупные зерна магнетита, температура образования сростков ильменита и магнетита меньше 600oС. 4-Первично-немагнитная группа образцов. Встречается только заведомо вторичный магнетит, чаще мелкозернистый. Основной магнитной фазой в ксенолитах является магнетит. Кроме того, выделяются гемоильменит Tc 100-200oС , титаномагнетиты Tc 200-450oС - продукты гетерофазного окисления гемоильменита. Величина Js меняется от 0,01 до 15Ам2 кг, мода приходится на интервал 0,1-1,0Ам2 кг. Метаморфические породы более магнитны, чем породы, сохранившие первичные структуры, их средние Js 1,16Ам2 кг 0,05-15 и Js 0,59Ам2 кг 0,02-5,8 соответственно.
Это связано с появлением вторичного магнетита. Наложенные процессы карбонатизации мало меняют исходную намагниченность. В эклогитизированных породах намагниченность заметно падает средняя Js 0,5Ам2 кг. Зерна относительно крупные, тогда как преобладающая часть зерен магнетита относительно мелкие.
Согласно магнитного термометра Шолпо-Лузяниной Шолпо, 1977 , в гемоильменитовой группе образцов подавляющая часть зерен образовалась не ниже 600oС 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, тогда 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 парагенезисов 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 1300oС и до 950oС, происходит гетерофазное окисление первичных 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 ассоциации образовались при температуре 650-870oС и давлении 5-10кбар. Учитывая, что давление было направленным во всяком случае, на стадии кристаллизации анизотропного магнетита, истинная глубина метаморфизма была, вероятно, меньше 25км. В этих условиях происходил 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 пример, 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, утонения 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 состоят 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 736-994oС. Судя по средним составам сосущестувующих ильменита и титаномагнетита термометр Линдсли, температура их кристаллизации 720-830oС. Эти температуры, очевидно, отражают температуру начала гетерофазного окисления ильменита. Согласно минеральным равновесиям оливина и пироксенов, ксенолиты пироксеновых гранулитов пришли с глубины 12-20км. Во всех гранулитах отмечается вторичная минерализация, главный вторичный минерал - амфибол.
Другой вторичный минерал - биотит, обычно ассоциирует с амфиболом.
По зернам ильменита образуется 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 окислению.
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 10-3ед. СИ, Jn от 0,23 10-4 до 90,2 10-4 Ам2 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 рудных 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 распределение 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 которых ассоциируют с подплавлением. В образце подплавленного дунита встречены единичные зерна магнезиоферрита. Температура кристаллизации оливина-хромита 1012-1106o С. Такая температура, согласно геотермическому градиенту в районе, соответствует верхам мантии.
По геофизическим данным глубина границы Мохо в регионе 20-23км. Появление хромита и отсутствие граната говорит, что дуниты пришли с глубины не более 45км. Дуниты слабомагнитны k 510-3ед. СИ, Jn 710-4 Ам2 кг. Амфиболы горнблендита отличаются от амфиболов гранулитов 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 гетерофазно 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 подплавлен, 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 Tc550o 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 800oС, но в большинстве случаев окисление шло при более низкой температуре, ламелли псевдобрукита не появлялись, а выделялись 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 образованием вторичного титаномагнетита во время или после захвата ксенолитов магмой кайнозойских вулканов. Кроме того, из-за высокого геотермического градиента только верхние 12км коры могут быть магнитными, где температура не выше 550oС. 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 магматизма, 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 метабазитами 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 - гранитогнейсами, 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 фундамент 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-щелочной серий, подобных окраинно-континентальным или островодужным современным геодинамическим обстановкам. На диаграмме MgO- FeO Fe2O3 рис.6 породы Алданского щита занимают положение очень близкое с данными по заведомо магматическим породам, они делятся на две группы первая - это тренд дифференциации и, вторая, менее четкая, группа - кумулятивного тренда см. раздел4 . Некоторый сдвиг вправо кумулятивных точек подобен данным для ксенолитов из кимберлитов Якутии, т.е. кумуляты Алдана относительно более железистые.
Первично-магматическая ситуация выражается и в тесной положительной корреляции железа и титана в породах на диаграмме FeO Fe2O3 FeO Fe2O3 MgO - TiO2 - тренд точек по Алданскому щиту аналогичен приведенным на рис.7, но они несколько сдвинуты вправо, что ближе островодужному магматизму.
Особенно важна в нашем случае диаграмма SiO2 - Js рис.11 , где, несмотря 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 Js 2 Ам2 кг, охватывающая широкий интервал SiO2 от 33 до 70 , соответствует тренду магматической дифференциации вторая - немагнитная Js 0,5 Ам2 кг, находится в более узком интервале SiO2 от 45 до 57 . При осреднении данных по интервалам SiO2 виден провал Js близ 50 SiO2, соответствующий кумулятивному тренду рис.11б, сравни с рис.4 . В слабомагнитных и немагнитных породах присутствуют хромистые шпинели и мелкие 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 субсолидусного 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 500oС. Кроме того, встречаются мелкие выделения рудных минералов по трещинкам в силикатах, на границах зерен силикатов, в виде оторочек вокруг силикатов они образованы на стадиях регрессивного метаморфизма. По минералогическим геотермобарометрам температура перекриста