Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий: обзор

В. Изучение архейско-протерозойских метаморфических толщ

[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. Диаграмма SiO2 - Js для архейских метаморфических пород Алданского щита

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. раздел 4). 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 - J_s (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 ( J_s>2 Ам²/кг), охватывающая широкий интервал SiO₂ от 33 до 70%, соответствует тренду магматической дифференциации; вторая - немагнитная ( J_s>0,5 Ам² /кг), находится в более узком интервале SiO₂ от 45 до 57%. При осреднении данных по интервалам SiO₂ виден "провал" J_s 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

Рис. 12. Гистограмма распределения по магнитной восприимчивости пород Алданского щита

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 500^oС. 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 перекристаллизации пород варьирует от ~950^oС до 300^oС, давление - от 9 до ~5 кбар. Для этого интервала температур кристаллизация сосуществующих магнетит-ильменитовых пар происходила близ буфера Ni-NiO, переход от гранулитовой к амфиболитовой фации метаморфизма характеризуется усложнением окислительно-восстановительных условий от близких буферу Ni-NiO до близких буферу MH.

Рис. 13. Соотношение между магнитной восприимчивостью и содержанием рудных минералов

Величина магнитной восприимчивости ( k ) меняется от 10^-5 до 10^-1 ед.СИ иимеет бимодальное распределение (рис. 12): 62% образцов практически немагнитны, их мода в интервале (0,035-0,1) ^. 10^-3 ед.СИ, только 18% образцов магнитны, их мода в интервале 1-2 ^. 10^-2 ед.СИ. Структурно-чувствительные характеристики J_rs/J_s и Q_n изменяются в пределах от 0,002 до 0,2 и от 0,08 до 2,7, соответственно, что говорит о преобладании многодоменных крупных зерен во всех изученных породах. В редких образцах, как правило, немагнитных, - J_rs/J_s>0,1 и Q_n>1 (иногда более 10), что, очевидно, связано с присутствием мелких зерен магнетита, концентрация которых не превышает 0,05%. По данным термомагнитного анализа, магнитные минералы представлены практически только магнетитом ( T_c около 580^oС). В двух образцах присутствует пирротин ( T_c =340^oС).Между k и содержанием рудных минералов, определенным по шлифам, корреляция отсутствует (рис. 13), в общем концентрация рудных минералов (по шлифам) в несколько раз превышает концентрацию магнетита, определенную по J_s или k. Это, наряду с микрозондовыми данными, говорит о преобладании среди рудных минералов таких как ильменит.

Рис. 14. Соотношение содержания кварца+щелочного полевого шпата и магнитной восприимчивости

Среди немагнитных пород преобладают метаосадочные породы, кислые породы (видимо, главным образом, коллизионного происхождения), такие как граниты, гранодиориты, сиениты, гранитогнейсы, биотитсодержащие гнейсы и кристаллические сланцы, в общем на долю осадочных и "кислых" пород приходится 70% образцов, и на долю пироксенитов, габбро, пироксеновых и амфиболовых гнейсов и сланцев, амфиболитов, т.е. основных пород, приходится только 30%; среди магнитных пород преобладают основные - габбро, амфиболиты, пироксеново-амфиболовые гнейсы, на их долю приходится 64% шлифов, а на долю кислых пород приходится 36%. Заметную долю кислых пород среди магнитных отчасти можно объяснить широкой гранитизацией первичных пород. Это выражается в поведении суммы содержаний кварца и щелочного полевого шпата. Так, в интервале суммы содержаний этих минералов от 0 до 25-30% наблюдается большой разброс k, от немагнитных до k =4 ^. 10^-2 ед.СИ, далее восприимчивость пород резко падает (рис. 14). По-видимому, указанные 25-30% кварца+калишпата знаменуют переход от частично гранитизированных пород к собственно магматическим кислым породам.

Отмеченное распределение магнитных и немагнитных разностей среди петрографических групп пород отражает, очевидно, первичное распределение магнитных минералов в них, которое заметно не нарушилось последующим метаморфизмом, сопровождавшимся стрессом. Первично-магматическое распределение магнитных минералов подтверждается рядом петрохимических характеристик (см. выше). Подавляющее большинство зерен магнетита находятся в сростках с ильменитом, т.е. вероятнее всего, эти сростки являются продуктами разрушения первичных титаномагнетитов и, возможно, гемоильменитов. Даже в тех образцах, где рудные минералы выделились за счет силикатов на различных стадиях регрессивного метаморфизма, наблюдаются сростки и ламелли ильменита в магнетите.

Столь высокая доля немагнитных пород в коллекции объясняется, во-первых, как сказано выше, заметным числом первично-немагнитных кислых магматических пород, во-вторых, наличием первично-немагнитныых осадочных пород, в-третьих, кумулятивныыми основными породами (рис. 11), в-четвертых, в архее магматический режим проходил в более восстановительных условиях, чем в более позднее время, наконец, в-пятых, в процессе регрессивного метаморфизма чаще идет уничтожение рудных минералов. Повышенная намагниченность сформировалась в результате последующих процессов преобразования рудных минералов, в первую очередь ильменита.

В зависимости от величины магнитной восприимчивости (табл. 2), т.е. от содержания магнитных минералов, породы не различаются практически по степени рассланцевания и/или по степени гранитизации (рис. 14), они весьма однородны, что отражает общую сходную степень регионального метаморфизма, сопровождавшегося стрессом. Однородность стрессовогометаморфизма отразилась в однообразном поведении величины анизотропии магнитной восприимчивости (табл. 2). Анизотропия немагнитных пород определяется практически исключительно парамагнитными минералами, а магнитных пород - магнетитом. При этом средние величины k_max/k_min и E тех и других (табл. 2) очень близки. Можно говорить, соответственно, о единой природе анизотропии обеих групп пород.

Величина k слабо коррелирует со степенью вторичных изменений (регрессивный метаморфизм и др.) (табл. 2): от немагнитных разностей до k =10^-2 ед.СИ степень вторичных изменений пород плавно нарастает от 1,4 до 1,6 и у наиболее магнитных пород резко падает до 1,2. Значит, основная масса магнетита образовалась до стрессового метаморфизма, небольшая часть магнетита образовалась в процессе вторичных изменений. Появление вторичного магнетита происходит после стресса, что видно по отсутствию корреляции между степенью вторичных изменений и анизотропией (табл. 2.).

[Геншафт и др., 1997]. Воронежский кристаллический массив представляет собой выступ докембрийского фундамента. На его территории выделяется серия архейских блоков, разделенных линейными грабенсинклиналями. Линейные зоны сложены в разной степени метаморфизованными вулканогенно-осадочными породами и интрузивными телами. Структурные элементы массива выделяются в геофизических полях, в частности, в аномальном магнитном поле. Магнитные аномалии (обычно линейно вытянутые), как правило, связаны с ультраметаморфическими и магматическими телами [Надежда и др., 1989].

Среди изученных образцов преобладают ортопороды - гранитоиды, габбро-диориты, габброиды, пироксениты; парапороды представлены плагиогнейсами, кварцитами, различными сланцами. Породы подверглись метаморфизму в гранулитовой фации, амфиболизированы, часто биотитизированы. Во всех ортопородах из рудных минералов присутствуют крупнозернистые магнетит и ильменит (часто сростки), крупные зерна распавшегося титаномагнетита (в габбро). Отмечены мелкие зерна магнетита и сульфидов в порах и по краям силикатов. По геотермометру Линдсли сростки ильменита и магнетита образовались в интервале температур 1000-460^oС при fO₂, близком буферу QMF.

По данным термомагнитного анализа обнаруживается только магнетит ( T_c= 580^oС), либо кривые J_s(T) имеют гиперболическую парамагнитную форму. Большинство образцов имеют малую магнитную анизотропию (менее 1,10), заметную анизотропию (средняя 1,22) имеют образцы гранитоидов.

Рис. 15. Гистограмма распределения магнитной восприимчивости

Распределение пород по величине магнитной восприимчивости бимодальное (рис. 15). Группу немагнитных пород ( k<15?10^-5 ед.СИ) образуют, главным образом, кислые магматические породы и основные кумулятивные породы, группу магнитных пород ( k>10^-3 ед.СИ) образуют, главным образом, основные и средние магматические породы (тренд дифференциации). По J_s -SiO₂ большинство изученных пород относятся к первично-магматическим, образуя две группы - кумулятивную ( J_s<0,5 Ам²/кг, SiO₂ близ 50%) и тренд магматической дифференциации ( J_s>1 Ам²/кг, SiO₂ от 35% до 65%), (см. так же рис. 6). Например, породы Ширяевской интрузии, богатые MgO, FeO, CaO и обедненные Fe₂O₃ и TiO₂, почти на порядок менее магнитны, чем породы Смородинской интрузии [Скрябина, Афанасьев, 1981]. Можно сделать вывод, что намагниченность изученных образцов определяется количеством вторичного магнетита, при этом его содержание отражает первичную магматическую стадию формирования пород. Наложенный (регрессивный) метаморфизм приводит лишь к перекристаллизации магнитных минералов, частичному уничтожению; вторичные магнитные минералы могут образоваться при наложенных процессах метасоматоза, гранитизации, при серпентинизации ультрабазитов [Афанасьев, 1978], но основной вклад в образование магнитных минералов внесли магматические процессы.

Помимо ксенолитов из кимберлитовых трубок (см. выше), проведено измерение магнитной восприимчивости большой серии образцов из древних толщ Анабарского щита (коллекция В. Л. Злобина). Они охватывают породы из трех террейнов Маганского, Далдынского и Хапчинского, которые разделены коллизионными зонами. В строении террейнов принимают участие вулканогенно-осадочные комплексы архейского (3,2-3,0 млрд лет) и протерозойского (2,3-2 млрд лет) возраста, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации, ( P =6-11 кбар, T =700-900^oС), коллизионные зоны глубинных разломов выделяются как зоны наложенного метаморфизма, главным образом, амфиболитовой фации, а так же гранитизации и мигматизации [Лутц, Оксман, 1990]. Преобладающими породами террейнов являются двупироксеновые и гиперстеновые плагиогнейсы и кристаллические сланцы. Спорадически встречаются линзовидные тела верлитов. Основным рудным минералом является ильменит. В ряде случаев появляется вторичный магнетит при замещении темноцветных минералов в ходе регрессивных преобразований гранулитовых пород: в процессе амфиболизации и биотитизации кристаллических сланцев и гнейсов, по трещинкам отдельности на границах пироксена и амфибола, в виде опацитовых кайм развивается магнетит. Характерно появление магнетита при серпентинизации оливина в верлитах. Регрессивно измененные породы находятся в непосредственной близости с коллизионными зонами. По всей вероятности, этими процессами обусловлено аномальное пилообразное магнитное поле.

Рис. 17. Связь восприимчивость - коэрцитивная сила, восприимчивость - анизотропия магнитной восприимчивости  и анизотропия - коэрцитивная сила

Рис. 16. Гистограмма распределения магнитной восприимчивости

Подавляющее большинство измеренных образцов практически немагнитны,магнитная восприимчивость ортопород имеет бимодальное распределение, первая группа образцов (немагнитные) имеет восприимчивость менее 1,2 ^. 10^-4 ед.СИ, вторая группа (слабомагнитные) имеет моду в интервале (4-36) ^. 10^-4 ед.СИ и менее 10 образцов магнитные ( k>10^-2 ед.СИ) (рис. 16а). У 90% образцов парапород k<10^-4 ед.СИ (рис. 16б). Подавляющая часть магнитных минералов магнитно-мягкие (коэрцитивная сила меньше 6 мТ) независимо от величины восприимчивости, т.е. от содержания магнетита (рис. 17а), и лишь в части практически немагнитных образцов присутствует мелкозернистый с H_c>10 мТ, появление которого характерно для стадии регрессивного метаморфизма. Подавляющее большинство пород превращены в гнейсы и кристаллические сланцы, соответственно, они имеют высокую магнитную анизотропию (рис. 17б), в том числе анизотропия бывших осадочных пород варьирует от 1,0 до 1,44 (средняя 1,2), магматических пород - от 1,02 до 1,76 (средняя 1,29). Часть образцов, близких к изотропным, относятся либо к магматическим породам, в меньшей мере подвергшимся стрессовому метаморфизму, либо к заметно серпентинизированным, карбонатизированным породам, в которых магнетит образован после стресса. Это демонстрирует рис. 17в, где большинство магнитно-мягких пород ( H_c<6 мТ), т.е. содержащих крупнозернистый многодоменный магнетит, высоко анизотропны, тогда как среди магнитно-жестких пород ( H_c>10 мТ) анизотропия заметно меньше.

Таким образом, данные о магнитных свойствах пород Анабарского щита демонстрируют пример преобладания среди первичных магматических и тем более осадочных пород немагнитных разностей, что в большой степени сохраняется, несмотря на значительный метаморфизм. Заметная серпентинизация оливинсодержащих пород не относится к глубинным процессам и не характеризует магнетизм нижней коры, а является одним из важных источников линейных магнитных аномалий над зонами разломов.

[Zhang and Piper, 1994]. Пояс архейско-нижнепротерозойских гранулитов протягивается по северной окраине Северо-Китайского щита, на 75-80% он представлен тоналитами, трондьемитами и гранодиоритами, превращенными в серые гнейсы, и на 15-20% метаосадочными породами. Исходный возраст тех и других 3,8-3,3 млрд лет, их гранулитовый метаморфизм произошел, главным образом, около 2,5 млрд лет назад и вслед за ним породы подверглись амфиболитовой фации метаморфизма. Те и другие состоят из сходного набора породообразующих минералов: пироксена, биотита, амфибола, полевого шпата и кварца. В серых гнейсах доля полевого шпата и кварца 40-45%, в парапородах - 80-85%. Выделяются два цикла в процессе гранулитового метаморфизма: 1) 12-14 кбар и 800-900^oС, метаморфизм и деформации магматических пород и 2) 8 кбар, 800^oС, пик метаморфизма покрывающих метаосадков, что в совокупности отражает утолщение коры в коллизионном процессе. Большинство измеренных образцов ортопород слабомагнитны, их k =1,8-6,9 ^. 10^-3 ед.СИ, реже магнитны, их k =(10-65) ^. 10^-3 ед.СИ, парапороды немагнитны, их k =0,5-0,9 ^. 10 ^-3 ед.СИ. Выделяются 4 генерации рудных минералов: 1) Самые ранние крупные зерна (чаще 100-500 мкм) ильменита и титаномагнетита, распавшегося до магнетита и ильменита, содержание их обычно 1-10%. Авторы приводят содержание железа в "титаномагнетите" (48-52% FeO), которое не соответствуют титаномагнетиту (даже в чистой ульвошпинели 64% FeO), в сочетании с относительно низкой восприимчивостью, можно утверждать, что среди крупных зерен рудного преобладает ильменит. Авторы относят кристаллизацию крупнозернистого ильменита и титаномагнетита к первому циклу гранулитового метаморфизма. 2) Тонкие включения рудного в пироксене и амфиболе, содержание их менее 1%. Они образованы, видимо, близко к пику гранулитового метаморфизма. 3) Оторочки и псевдоморфозы рудных вокруг зерен граната, на границе с первичным титаномагнетитом. Эти образования связываются со стадией спада давления между двумя циклами метаморфизма от 14 до 8 кбар во время быстрого подъема блока. 4) Заполнение трещин между и внутри зерен силикатов мелкими зернами магнетита и гематита во время последней стадии подъема блока.

Величина анизотропии магнитной восприимчивости варьирует от 1,2 до 1,4 (средняя 1,28).

Зона Иврея - пример удачного сочетания геолого-геофизической информации о нижнекоровом происхождении зоны, над которой зафиксирована региональная магнитная аномалия. Это дугообразная полоса, представленная переслаиванием магматических и осадочных пород, исходно формировавшихся в поверхностных условиях и в дальнейшем подвергшихся глубинному метаморфизму, прогрессивно нарастающему с юго-востока на северо-запад (вкрест зоне) от амфиболитовой до гранулитовой фации. В результате толща превращена в основные гранулиты и гранатсодержащие породы с прослоями парапород - силлиманит-кварц-полевошпатовых гнейсов и амфибол-пироксен-плагиоклазовых гранофельзитов. В северной части толщи присутствуют крупные тела ультрабазитов. По комплексу геолого-геофизических данных зона Иврея - тектонически выведенная на поверхность "пластина" нижней континентальной коры [Mehnert, 1975; Wasilewski and Fountain, 1982 и др.]. Над зоной зафиксирована региональная магнитная аномалия, которая по данным детальной магнитной съемки состоит из серии локальных аномалий поперечником от 0,2 до 2,0 км [Schwendener, 1984]. Наиболее интенсивные аномалии приурочены к выходам основных гранулитов, амфиболитов, метагаббро и т.п., а так же - к разломам в ультрабазитах, где распространена серпентинизация. Выходы неизмененных гипербазитов и парапород характеризуются пониженным аномальным полем [Schwendener, 1984; Wagner, 1984]. По данным измерения образцов [Wagner, 1984], группа основных пород характеризуется бимодальным распределением магнитной восприимчивости: 1) между 10^-4 и 10^-3 ед.СИ, 2)  k> 10^-2 ед.СИ. Это типично для первично-магматического тренда, отражающего магматическую дифференциацию на немагнитные кумуляты и магнитные дифференциаты, что сохраняется, несмотря на существенный глубинный метаморфизм пород. Группа парапород слабомагнитная.

Главными рудными минералами являются ильменит и магнетит [Wasilewski and Warner, 1988]; состав ильменита во всех породах близок, содержание его варьирует, от отсутствия в перидотитах, до 0,2-1% в метаосадках и 0,1-6% в основных гранулитах. Метаосадочные породы не содержат магнетита (мы это специально подчеркиваем, т.к. и основные, и осадочные породы превращены в гранулиты). Для ультраосновных пород типична Cr-Al-шпинель. Во всех породах отмечаются в небольших количествах сульфиды, главным образом, пирит и пирротин. Если ильменит представлен обособленными близкими к правильным кристаллами, то магнетит представлен прожилками, тонкозернистыми включениями между силикатами, в виде оторочек вокруг Cr-Al-шпинели; местами встречаются сростки кристаллов ильменита и магнетита, температура образования которых по термометру Линдсли ниже 500^oС.

По данным термомагнитного анализа основным (часто единственным) носителем намагниченности основных и ультраосновных пород является магнетит ( T_c =565-580^oС), реже - пирротин, в метаосадочных породах обнаружен только пирротин. По гистерезисным характеристикам, в осадочных породах преобладают однодоменные магнитные зерна, в ультраосновных - псевдооднодоменные - многодоменные, в основных - преобладают многодоменные зерна. Природа естественной остаточной намагниченности сложная из-за сложного процесса метаморфизма.

Таким образом, основная масса магнетита, определяющего намагниченность нижней коры в зоне Иврея, мало зависит от особенностей процессов глубинного метаморфизма, а в большей степени определяется особенностями состава и формирования исходных магматических (дифференциация, приведшая к образованию двух групп пород - первично немагнитных и первично магнитных) и первично немагнитных осадочных пород, их гидротермальных изменений, приведших к появлению вторичного относительно 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.

[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 780-880^oС и 9 1 кбар 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 ( T_c =540-580^oС). 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 1 А/м, чего недостаточно для создания региональных магнитных аномалий нижней корой (см. раздел 2). 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 (30-100 мкм) образуются вместе с пироксеном, более поздние зерна магнетита кристаллизуются в интерстициях, встречаются ламелли магнетита в пироксенах. Температура образования сосуществующих сростков магнетита и ильменита (400-600^oС) заметно ниже, чем температура кристаллизации соседних пироксенов ( > 700^oС), 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 (8 нТ) [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 700-1000^oС и давлении 5-6 кбар, т.е. на глубине 15-18 кбар. 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]

[Griffin et al., 1978; Schlinger, 1985]. Район является примером провинции глубинного происхождения, с которой связаны региональные магнитные аномалии до 700 нТ. 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 20-25 км.

Магнитная восприимчивость и естественная остаточная намагниченность изученных образцов: гнейсы (амфиболитовая фация) - k =10^-21,1^. 10^-2 ед.СИ, NRM= 0,58 1,27 А/м, гнейсы (гранулитовая фация) - k =4,8 ^. 10^-22,6^. 10^-2 ед.СИ, NRM=2,9 3,0 А/м; основные и ультраосновные породы - k =6,7 ^. 10^-24,0^. 10^-2 ед.СИ, NRM=10,2 10,4 А/м; интрузивные породы среднего состава (мангериты) - k =2,0 ^. 10^-21,6^. 10^-2 ед.СИ, NRM=1,87 1,7 А/м, при этом мангериты, подвергшиеся ретроградному метаморфизму, имеют минимальную k =0,5 ^. 10^-20,4^. 10^-2 ед.СИ, NRM=0,22 0,27 А/м; основные породы ЮЗ Лофотена - k =5,8 ^. 10^-23,0^. 10^-2 ед.СИ, NRM=5,1 6,7 А/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 Q_n =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 100-1000 мкм. По данным термомагнитного анализа J_s и c ( T_c =560-575^oС) 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 =9-12 кбар, T =850-950^oС. 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.