Реферат: Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий
Аннотация
Рассмотрены существующие представления об источниках региональных магнитных аномалий, данные экспериментального изучения образования и существования различных магнитных минералов в широком диапазоне давлений, температур, летучести кислорода. Показано существование четырех термодинамических зон условий образования магнитных минералов: при уменьшении летучести кислорода (от высокоокислительных условий к высоковосстановительным) последовательно происходит смена гематитовой, магнетитовой, силикатной и Fe-металлической зон. Рассмотрены роль давления, диффузионных процессов на изменение титаномагнетита, а также летучести кислорода и состава флюида на состав и концентрацию магнитных минералов. Результаты экспериментальных исследований показывают, что как в "сухих" условиях, так и в присутствии водяного пара новообразование ферримагнитных минералов из силикатов не происходит. Приведены результаты собственных исследований авторов магнитопетрологических характеристик пород, образовавшихся в близповерхностных условиях - базальтов и габброидов - и в низах континентальной коры (ксенолиты в магматических породах Афара, Монголии, Малого Кавказа, Курильских островов, Якутии), а также пород из архейскопротерозойских метаморфических толщ (Алданский и Анабарский щиты, Воронежский кристаллический массив), рассмотрена роль вторичных процессов (хлоритизации, амфиболизации) в изменении ферримагнитной фракции и магнитных свойств этих пород. Из совокупности рассмотренных авторских результатов и обзора мировых данных следует, что главным источником магнетизма земной коры и региональных магнитных аномалий с архея доныне являются магматические породы, формировавшиеся в зонах растяжения в поверхностных и близповерхностных условиях. Эта ситуация сохраняется, несмотря на метаморфизм и значительную перекристаллизацию магнитных минералов на различных глубинных уровнях.
1. Введение
Много лет магнитологи занимаются проблемой геологической природы региональных магнитных аномалий, петромагнетизмом низов континентальной коры. Однако, во-первых, остается спорным происхождение намагниченности пород нижней коры: ряд исследователей связывают магнетизм пород низов коры с гранулитовым метаморфизмом, другие считают определяющими первично-магматические условия формирования магнитных минералов, глубинный метаморфизм изменяет эти минералы, но при этом сохраняется главная закономерность - в большинстве случаев первично-магнитные или немагнитные1 породы остаются таковыми. Во-вторых, за рубежом практически не знают наших работ. По этим двум причинам мы решили сделать настоящий обзор.
Магнитная съемка - наиболее дешевый и доступный из геофизических методов изучения литосферы нашей планеты. Благодаря этому практически вся поверхность Земли покрыта наземной, аэромагнитной и спутниковой съемками. Однако оценка пространственного распределения магнитных масс в литосфере Земли и их эффективной намагниченности затруднена в силу неоднозначности решения обратной задачи магниторазведки. Использование комплекса других геофизических данных сужает неоднозначность решения, но не снимает ее. При этом остается проблема природы магнетизма пород, его источников, их сохранности и последующих преобразований. Решить эту проблему помогают магнитоминералогическое и магнитопетрологическое изучение горных пород, эксперименты, воспроизводящие T -P -fO 2 условия образования горных пород и магнитных минералов.
Значительная часть магнитных и петромагнитных исследований посвящена близповерхностным объектам районов, где есть возможность прямого сопоставления магнитных аномалий с конкретными геологическими телами, обнажающимися на поверхности Земли, реже исследуется природа региональных магнитных аномалий, относящихся к глубоко залегающим магнитным телам, лишь в некоторых случаях сделана попытка выявить общие петромагнитные черты литосферы.
Из многочисленных публикаций о природе магнитных аномалий, о магнетизме горных пород, ныне обнажающихся на дневной поверхности, следует, что львиная доля магнитных пород приходится на вулканиты и близповерхностные интрузивы. Петромагнитное изучение таких объектов позволяет решить вопросы происхождения их намагниченности, которые должны быть справедливы и для глубинных тел.
Построена петромагнитная модель океанической литосферы на базе гипотезы Вайна и Мэтьюза [Vine and Matthews, 1963] и обобщения петромагнитных данных о породах, образующих литосферу под современными и исчезнувшими океанами [Гордин и др., 1993; Петромагнитная модель..., 1994; Печерский, Диденко, 1995; Печерский и др., 1993; Dunlop and Prevo, 1982; Kent et al., 1978; Kidd, 1977; Johnson, 1979 и др.]. В основе модели лежит первично-магматическое формирование океанской коры, состоящей из верхнего магнитного слоя, включающего лавы (2А), параллельные дайки, являющиеся подводящими каналами лав (2В) и габбро (3А); нижнего немагнитного слоя кумулятивных габбро, пироксенитов (3В) и немагнитной верхней мантии. В результате серпентинизации перидотитов верхов мантии снизу добавляется вторично-магнитный слой. Показано, что распределение в нем магнитной полярности скорее хаотично [Нгуен, Печерский, 1989]. В этой схеме не отражена первичная неоднородность слоев 2 и 3А - их намагниченность широко варьирует от ранних немагнитных и слабомагнитных генераций даек и лав до сильномагнитных поздних дифференциатов [Печерский, Диденко, 1995], не отражена также роль вторично-немагнитных пород коры, связанных с зеленокаменными изменениями и др.
Гораздо сложнее ситуация в случае распределения магнитных масс в континентальной земной коре. Из общих геологических сведений, данных о реальных глубинных породах и экспериментов следует, что главным источником магнитных аномалий любых уровней являются магнетитсодержащие магматические поверхностные и близповерхностные породы, погрузившиеся в дальнейшем на большие глубины. Так, в большинстве разрезов архейских пород, относимых к низам континентальной коры, присутствуют метаосадочные породы, т.е. значительные части таких толщ формировались на поверхности Земли. Следовательно, закономерности магнетизма близповерхностных магматических пород должны распространяться на магнетизм нижней части континентальной земной коры. При этом важно оценить влияние глубинного метаморфизма на магнетизм пород нижней континентальной коры.
Вторым вероятным источником обогащения пород магнитными минералами являются флюиды, богатые железом.
Обобщение петромагнитных, петрохимических, минералогических данных и результатов экспериментов по воспроизведению условий образования и изменений горных пород показало, что все разнообразие условий образования горных пород, составляющих земную литосферу, описывается сочетанием четырех петромагнитных типов (табл. 1) [Петромагнитная модель..., 1994].
2. Источники региональных магнитных аномалий
Трудно определить приоритет, но все-таки мы хотим выделить З. А. Крутиховскую [Крутиховская, 1976, 1986 и др.], посвятившую много лет проблеме комплексной интерпретации региональных магнитных аномалий, выявлению петромагнитных закономерностей, объясняющих глубинное строение континентальной литосферы Земли.
Как видно из карт аномального магнитного поля, значительные объемы литосферы занимают немагнитные породы, распределение магнитных масс имеет большую неоднородность как по латерали, так и по вертикали, что выражается в дифференцированности, интенсивности и морфологии аномалий. Морфология аномалий независимо от принадлежности их к локальным или региональным определяется двумя типами - линейным и изометричным. Эта типизация сохраняется на всех иерархических уровнях - от локальных аномалий до полученных с искусственных спутников, и несет генетическую (прежде всего тектоническую) нагрузку. Региональные магнитные аномалии (поперечник более нескольких десятков км) обычно связываются с источниками, находящимися глубже 10-15 км.
| Рис. 1 |
Приведем один пример, подтверждающий корреляцию величины намагниченности, вычисленной по интенсивности магнитных аномалий, с тектонической приуроченностью магматических тел на территории Северной Евразии (рис. 1). Так, в зонах развития рифтового, островодужного и внутриплитного вулканизма практически независимо от возраста пород явно преобладают вулканиты с высокой намагниченностью, даже у кислых пород свыше 60% имеют намагниченность более 0,3 А/м. Среди же вулканитов складчатых зон, времени коллизии и складчатости, значительна доля немагнитных пород даже основного состава (свыше 70% имеют намагниченность менее 0,1 А/м). Заметные "хвосты" у первой группы вулканитов в сторону магнитных пород и у второй - в сторону немагнитных, возможно, связана с неточностью оконтуривания площадей развития вулканитов и/или с вторичными изменениями. Подобная картина прослеживается и для интрузивных пород, но здесь ярче выделяется группа кумулятивных немагнитных пород основного состава (см. ниже).
Из-за многозначности решения обратных магниторазведочных задач даже комплекс данных не избавляет от противоречивых решений, так нижняя граница источников региональных магнитных аномалий варьирует в зависимости от принятой модели от 15-20 до 40 км и более [Булина, 1986; Каратаев, Пашкевич, 1985, 1986; Крутиховская, 1986; Луговенко и др., 1984; Пашкевич и др., 1986; Печерский, 1991; Печерский и др., 1975; Пискарев, Павленкин, 1985; Belusso et al., 1990; Mayhew et al., 1985; Schlinger, 1985; Toft and Haggerty, 1988; Wagner, 1984; Warner and Wasilewski, 1995; Wasilewski and Mayhew, 1982], достигая границы Мохо или ограничиваясь глубиной достижения 580o С (температуры Кюри магнетита). Вариации и глубин, и форм глубинных магнитоактивных тел - источников региональных магнитных аномалий, естественно, связываются с особенностями геологического строения региона, его тектонической историей. Моделирование показало, что региональное поле не может быть объяснено колебаниями раздела Мохо при однородной намагниченности нижней части коры.
Из обобщений [Крутиховская, 1986; Петромагнитная модель..., 1994] следует, что пояса региональных магнитных аномалий преимущественно располагаются в шовных зонах, разделяющих мегаблоки коры, в зонах тектономагматической активизации; обогащение магнитными минералами относится к этапам растяжения (фемические блоки), обеднение - к этапам сжатия (сиалические блоки). В общем, региональные магнитные аномалии имеют полигенную и полихронную природу, они связаны, в первую очередь, с областями ранней консолидации, сложенными наиболее древними комплексами основных гранулитов, реже с другими метаморфическими породами [Крутиховская, 1986; Крутиховская и др., 1984; Петромагнитная модель..., 1994; Яковлев, Марковский, 1987; Belusso et al., 1990; Liu, 1998; Liu and Gao, 1992; Liu et al., 1994; Mayhew et al., 1985; Wagner, 1984; Wasilewski and Mayhew, 1982; Wasilewski and Warner, 1988 и др.]. Одни авторы подчеркивают, что амфиболизация ведет к обогащению пород магнетитом [Геншафт и др., 1985; Ермаков, Печерский, 1989; Крутиховская, 1986; Лутц, 1974; Яковлев, Марковский, 1987; Williams et al., 1986], другие отмечают обратный эффект - резкое падение намагниченности пород при переходе от гранулитовой к амфиболитовой фации метаморфизма [Афанасьев, 1978; Головин, Петров, 1984; Пашкевич и др., 1986; Schlinger, 1985; Wasilewski and Warner, 1988]. Есть примеры, когда кислые породы из разрезов коры оказывались магнитными, а основные породы - немагнитными [Liu and Gao, 1996; Pilkington and Percival, 1999; Williams et al., 1985]. В ряд по росту намагниченности от немагнитных мантийных гипербазитов и слабомагнитных пироксенитов до магнитных среднекислых гранулитов выстраиваются глубинные породы (ксенолиты) Монголии, Средней Азии [Геншафт, Печерский, 1986; Лыков и др., 1981; Петромагнитная модель..., 1994; Печерский, 1991]. Аномально высокие концентрации магнетита до 10% и более обычны для зон высокой активности, как Малый Кавказ, Камчатка, Иврея [Геншафт, Печерский, 1986; Геншафт и др., 1985; Ермаков, Печерский, 1989; Лыков, Печерский, 1984; Belusso et al., 1990; Wasilewski and Warner, 1988 и др.]. Более того, во многих регионах мира встречаются среди ксенолитов высокомагнитные пироксениты "черной серии": породы самых низов коры - верхов мантии, характеризующиеся признаками наложенного метаморфизма и подплавления [Геншафт, Печерский, 1986; Геншафт, Салтыковский, 1987; Петромагнитная модель..., 1994; Салтыковский, Геншафт, 1985; Семенова и др., 1984; Mayhew et al., 1985; Wasilewski and Mayhew, 1982], но отмеченные аномально высокие намагниченности не являются источниками региональных магнитных аномалий, о чем говорит отсутствие региональных магнитных аномалий в районах Малого Кавказа, Камчатки, Курил и др; на долю ксенолитов магнитных "черных" пироксенитов приходится менее 10% изученных образцов. Такое локальное обогащение магнитными минералами связано с магмами, захватившими ксенолиты.
Благодаря равновесному состоянию многодоменных зерен магнетита, преобладающему в глубинных частях континентальной земной коры, намагниченность глубинных пород определяется, главным образом, концентрацией магнетита и индуктивной намагниченностью независимо от P -T условий вплоть до температур 550-580o С (точки Кюри магнетита) [Завойский, Марковский, 1983; Марковский, Таращан, 1987]. Однако, во-первых, из-за напряженного состояния в глубинных пород, во-вторых, из-за гетерофазного изменения ильменита и титаномагнетита и, в-третьих, из-за распада пироксенов с появлением магнетита и близких ему минералов возможен определенный вклад в намагниченность глубинных пород однодоменных и псевдооднодоменных магнитных зерен и, соответственно, связи части магнитных аномалий с остаточной намагниченностью, как, например, в случае протерозойских анортозитов Литвы, Украины, Норвегии [Богатиков и др., 1975; McEnroe et al., 1996], гранулитов центральной Австралии [Kelso et al., 1993] и Лабрадора [Kletetschka and Stout, 1998] и др. Однако однородность направлений древней естественной остаточной намагниченности невероятна (в случае Q n >1, т.е. преобладания остаточной намагниченности над индуктивной) при мощности магнитоактивных тел 10-20 км и латерального их размера порядка 100 км, медленного и неравномерного их остывания, сложного длительного метаморфизма, тем более на фоне геомагнитного поля меняющейся полярности, соответственно, не реален заметный вклад остаточной намагниченности в региональные магнитные аномалии. К тому же в низах коры, где температура высокая, соотношение остаточной и индуктивной намагниченности смещается в сторону роста вклада последней. С другой стороны, условия в низах континентальной коры благоприятны для образования современной высокотемпературной вязкой остаточной намагниченности [Schlinger, 1985; Williams et al., 1986 и др.].
По данным аэромагнитной и спутниковой съемки определена средняя намагниченность нижней коры для центральной Канады - 5 А/м [Hall, 1974], северо-западной Германии - 2 А/м [Hahn et al., 1976], Украинского щита - 2-4 А/м [Крутиховская, Пашкевич, 1979], США - 3,5
1 А/м [Schnetzler, 1985]. Она не противоречит данным непосредственных измерений намагниченности глубинных пород (см. ниже).
Всеми исследователями отмечается существенная роль гранитизации, ведущая чаще к уменьшению намагниченности пород.
За пределами региональных магнитных аномалий на участках регионального метаморфизма высоких ступеней резко уменьшается намагниченность всех типов первичномагматических пород и осадочно-вулканогенных толщ, что прослежено на Балтийском щите [Головин, Петров, 1984; Schlinger, 1985], в том числе в разрезе Кольской сверхглубокой скважины [Бродская и др., 1992; Кольская..., 1984], на Канадском щите [Pilkington and Percival, 1999; Williams et al., 1986].
Во всех регионах, где есть региональные магнитные аномалии и где они отсутствуют, породы, относящиеся к верхней мантии, немагнитны.
Таким образом, сопоставление региональных магнитных аномалий с геологической ситуацией и намагниченностью глубинных пород позволяют утверждать, что их источники находятся в пределах земной коры, это главным образом - основные гранулиты. Сказанное не объясняет причин скоплений магнитных минералов в земной коре, для ответа нужна минералогическая и петрологическая информация.
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 |
Появление и состав магнитных минералов определяются общим давлением P , температурой T , летучестью кислорода fO 2 , 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 T <1100o C и P <13 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 -fO 2 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.].
--> ЧИТАТЬ ПОЛНОСТЬЮ <--