Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий: обзор

4. Магнитопетрологическая характеристика близповерхностных магматических пород

Рис. 4. Величина намагниченности насыщения Js для ряда регионов, осредненная по интервалам SiO2

В большинстве изученных разрезов архейских пород присутствуют бывшие

Рис. 5. Диаграмма AFM для габбро ряда регионов

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

Рис. 7. Диаграмма средних (FeO+Fe2O3) / (FeO+Fe2O3+MgO)-TiO2, отражающая тренд дифференциации базальтовой магмы

коры.

Рис. 6. Соотношение MgO и Fe0+Fe203 у пород различных регионов

По многочисленным данным главной закономерностью в формировании океанской коры является процесс магматической дифференциации базальтовой магмы, образующейся и накапливающейся под центрами спрединга. В результате дифференциации магмы происходит главное деление пород на немагнитные ранние кумуляты и магнитные продукты кристаллизационной дифференциации. Степень дифференцированности расплава определяет количество в нем железа и, соответственно, кристаллизующегося титаномагнетита - главного носителя магнетизма земной коры. Наглядно этот процесс прослеживается на примере интрузивных габбро Исландии, Зеленого мыса, Камчатки, Курил, Малого Кавказа, Афара, Патынского интрузива [Богатиков и др., 1971; Геншафт и др., 1985; Ермаков, Печерский, 1989; Золотарев и др., 1988; Кашинцев, Печерский, 1983; Лыков и др., 1992; Петромагнитная модель..., 1994; Печерский, Диденко, 1995]. Все породы образуют две группы, как по петрохимическим характеристикам, так и по содержанию магнитных минералов ( J_s ), соответствующие двум магматическим 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. раздел 5).

Таким образом, содержание магнитных минералов, как источник региональных магнитных аномалий (т.е. "магнитность-немагнитность" пород), задается в первую очередь на магматической стадии. Деление на магнитные и немагнитные магматические породы относится не только к основным, но и кислым разностям и в большой мере определяется тектоническим фактором: области растяжения характеризуются преобладанием магнитных пород, сжатия - немагнитных (рис. 1).

Рассмотрим влияние вторичных изменений на магнетизм магматических образований.

Рис. 8. Распределение относительной доли магнетита (в %%) в субаэральных базальтах фанерозоя в зависимости от их возраста

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. раздел 2). Установлено, что масштабы подобных вторичных процессов среди пород магматического тренда дифференциации намного выше, чем среди кумулятов.

Зачастую в измененных породах магнитные минералы являются вторичными, образованными в результате твердофазных 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 ( x_cp>0,65). 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 ( x_cp0,3 ) 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 450^oС [Геншафт и др., 1985, 1995; Ермаков, Печерский, 1989; Лыков и др., 1992; Печерский, 1991; Печерский, Тихонов, 1988; Печерский и др., 1983; Wasilewski and Warner, 1988] (см. также раздел 5). О твердофазной кристаллизации магнитных минералов в большинстве перечисленных примеров свидетельствует повышенная магнитная анизотропия. В породах без признаков вторичных изменений обнаруживаются редкие зерна титаномагнетита, средний состав и внешний облик которых соответствуют первично-магматическим, температура кристаллизации сростков такого титаномагнетита и ильменита отвечает области существования расплава - 1100-1400^o С [Геншафт, Печерский, 1986; Лыков и др., 1992].

Сопоставив перечисленные факты, можно прийти к выводу, что кристаллизующиеся в результате вторичных процессов магнитные минералы замещают уже существующие в породах рудные минералы. При этом первично-магнитные и первично-немагнитные породы остаются таковыми и после вторичных преобразований. На примере Исландии и Малого Кавказа [Геншафт и др., 1985; Лыков и др., 1992; Петромагнитная модель..., 1994] показано, что намагниченность изученных пород практически не зависит от содержания в породах амфибола и J_s заметно падает с ростом содержания в породах хлорита.

Уменьшение намагниченности пород при их амфиболизации и хлоритизации можно объяснить тем, что эти процессы сопровождаются разъеданием рудных зерен силикатами [Бродская и др., 1992; Кольская..., 1984; Olesen et al., 1991; Schlinger and Veblen, 1989 и др.]. Появление вторичного магнетита в результате вторичных гидротермальных изменений в ультраосновных породах и алливалитах детально рассмотрено на примере Восточной расслоенной интрузии острова Рам (Шотландия) [Housden et al., 1996]. И перидотиты, и алливалиты немагнитны, их максимальная восприимчивость менее 10^-5 ед.СИ, J_s0,3 Ам²/кг. Магнетит в виде очень мелких зерен, которые фиксируются только по точке Кюри около 575^oС, появляется в перидотитах в результате окислительных процессов в интервале температур 500-800^oС, 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.