Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий: обзор

А. Изучение ксенолитов

[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.

[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 T_c =320-380^oС 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 ( J_s0,2 A м²/кг), более кислые породы магнитные ( J_s =0,7-1,5 A м²/кг), что согласуется с кумулятивным трендом и трендом дифференциации (рис. 4, 5, 6, 7). Измеренные точки Кюри коровых пород близки магнетиту, тогда как T_c, рассчитанные по данным микрозондовых измерений средних составов зерен титаномагнетита, варьируют от 190^oС до 480^oС. Этот факт, а также наличие структур распада в зернах титаномагнетита, говорят, что в магнитных коровых включениях магнетит является продуктом распада первичного титаномагнетита.

[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 ( r0,1 ) 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 ₂10%), обычно распавшийся, зерна часто корродированы, размер зерен от нескольких мкм до 1 мм; реже встречается ильменит. Не затронутые вторичными изменениями породы слабомагнитны ( J_s=0,1 Ам² /кг; k=10^-2 ед.СИ). Более ярко видно нарастание намагниченности с ростом подплавления ( J_s до 10 Ам²/кг, k до 16 ^.10^-2 ед.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 J_s -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.

[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 ( P<9 кбар, T<900^oС) 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 30 км. 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, x_cp =0,16; MgO=1,4%, часто зерна титаномагнетита распавшиеся, разъедены сфеном; 4) амфиболовые габбро и амфиболиты, x_cp =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. раздел 4). Намагниченность пород широко варьирует: k от 2 до 63 ^.10^-3 ед.СИ/г, J_s от 0,2 до 10 Ам²/кг, Q_n 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 J_s -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.

[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 1400^oС, fO₂ близка буферу QMF, что, очевидно, отвечает режиму в магме в начале ее кристаллизации, температура образования продуктов распада гемоильменита и титаномагнетита - 800-1200^oС. 2 - Титаномагнетит+ильменит. В большинстве случаев это продукты распада и перекристаллизации гемоильменита первой группы, температура образования этой ассоциации зерен 700-1000^oС. 3 - Ильменит+магнетит. Основной рудный - ильменит ( x =0,93), появляются обособленные крупные зерна магнетита, температура образования сростков ильменита и магнетита меньше 600^oС. 4 - Первично-немагнитная группа образцов. Встречается только заведомо вторичный магнетит, чаще мелкозернистый.

Основной магнитной фазой в ксенолитах является магнетит. Кроме того, выделяются гемоильменит ( T_c =100-200^oС), титаномагнетиты ( T_c =200-450^oС) - продукты гетерофазного окисления гемоильменита. Величина J_s меняется от ~0,01 до 15 Ам²/кг, мода приходится на интервал 0,1-1,0 Ам²/кг. Метаморфические породы более магнитны, чем породы, сохранившие первичные структуры, их средние J_s =1,16 Ам²/кг (0,05-15) и J_s =0,59 Ам²/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 J_s =0,5 Ам²/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 600^oС; 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. Температуры равновесия различных минеральных пар, сгруппированные по типам рудных минералов

По составам различных ассоциаций минералов оценены P-T условия

Рис. 10. Диаграмма T-fO2 для ксенолитов из кимберлитовых трубок Якутии

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 1300^oС и до 950^oС, 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 650-870^oС и давлении 5-10 кбар. Учитывая, что давление было направленным (во всяком случае, на стадии кристаллизации анизотропного магнетита), истинная глубина метаморфизма была, вероятно, меньше 25 км. 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.

[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 736-994^oС. Судя по средним составам сосущестувующих ильменита и титаномагнетита (термометр Линдсли), температура их кристаллизации 720-830^oС. Эти температуры, очевидно, отражают температуру начала гетерофазного окисления ильменита. Согласно минеральным равновесиям оливина и пироксенов, ксенолиты пироксеновых гранулитов пришли с глубины 12-20 км. 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^-3 ед.СИ, J_n 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 1012-1106^o С. Такая температура, согласно геотермическому градиенту в районе, соответствует верхам мантии. По геофизическим данным глубина границы Мохо в регионе 20-23 км. Появление хромита и отсутствие граната говорит, что дуниты пришли с глубины не более 45 км. Дуниты слабомагнитны ( k5?10^-3 ед.СИ, J_n7?10^-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 T_c>550^o 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 800^oС, 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 12 км коры могут быть магнитными, где температура не выше 550^oС. Следовательно, in situ нижняя кора и верхняя мантия под современным рифтом немагнитны. Это согласуется с пониженным аномальным полем над регионом по данным Magsat.