Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий: обзор

3. Данные экспериментов

Для образования магнитных минералов в среде кристаллизации в первую очередь необходимо присутствие железа, во вторую очередь - 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 присутствие в породе более 1% Fe [Печерский и др., 1975]. Это условие 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. T-P (а) и T-fO2 (б) области образования магнитных минералов  в базальтах

Появление и состав магнитных минералов определяются общим давлением P, температурой T, летучестью кислорода fO₂, 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 T1100^oC и P13 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 Fe³⁺/Fe²⁺ в расплаве, оно уменьшается с ростом P [Борисов и др., 1991], соответственно повышается содержание титана в кристаллизующемся титаномагнетите [Геншафт, Саттаров, 1981; Osborn et al., 1979].

Внутри P-T-fO₂ 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 Fe³⁺ (гематит, маггемит, гидроокислы железа, Fe³⁺ - силикаты);
• магнетитовая - слабоокислительные условия, где образуются минералы, содержащие Fe²⁺ и Fe³⁺ (титаномагнетиты и другие феррошпинели, гемоильмениты);
• силикатная - относительно восстановительные условия, где практически отсутствует Fe³⁺, соответственно образуются ильменит, ульвошпинель, герцинит и другие Fe²⁺ феррошпинели, пирротин, пирит, Fe²⁺ силикаты;
• Fe-металлическая - высоковосстановительные условия, помимо минералов "силикатной" зоны, появляется свободное металлическое железо. В литосфере Земли - это экзотические случаи; видимо, "металлическая" 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 схема 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 сравнению 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 главный 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 флюиды 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 титаномагнетита в кимберлите [Girnis et al., 1995]. Его образование 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 реликты ильменита [Геншафт и др., 2000]. В проведенных опытах 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 ферримагнетиков, 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 условиях 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:

Образцы океанических базальтов выдерживались под давлением 1,5 или 7 кбар при 1000^oС 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 титаномагнетита 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 железа 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 зерен 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 дефектности.

Использовалась смесь синтезированного титаномагнетита и природного чистого оливина. Термообработка проб велась при 800^o, 1000^o и 1150^oС в вакууме. На этом примере достаточно простой 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 титаномагнетита 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.

Рис. 3. Изменение намагниченности насыщения Js в ходе термообработки образцов габбро и пироксена.

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, содержащие 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^oС.

При термообработке кристалла пироксена независимо от газовой среды, ее fO₂ и pH, в течение 200 часов концентрация ( 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 экспериментальном изучении биметасоматических процессов в системе немагнитный гранодиорит-известняк/доломит [Зарайский и др., 1986]. Во всех вариантах опытов при широких вариациях температуры (400-900^oС), давления (0,7-5 кбар), состава флюида, его pH (1-13) и fO₂ 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^oС и 0,1 кбар равен 3,2?10^-4 см² /сек, что примерно в 10¹⁴ 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 (СО₂ +СО) (рис. 3б, опыты 1, 2 и 4) сначала происходит гомогенизация исходного распавшегося титаномагнетита, постепенно растворяются ламелли ильменита, J_s падает. После 12 часов титаномагнетит близок к гомогенному. После 90 часов идет дальнейшее восстановление - появляется высокотитановый титаномагнетит с T_c =100^oС и металлическое железо в виде включений размером менее 1 мкм в зернах титаномагнетита, что зафиксировано и микрозондом, и по T_c =760-770^oС, и по росту J_s (рис. 3б). При термообработке в СО₂ ("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^oС. Увеличение времени термообработки в СО₂ ведет к спаду J_s, что в большой степени связано с частичным выносом железа за пределы зерен титаномагнетита.

Во "влажных" условиях резко усиливается 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 пределах разъеденных зерен. Добавление в пары воды 3%NH₄ 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 титаномагнетита и магнетита, т.е. железо в подавляющей своей массе перемещается незначительно.