Воронежский кристаллический массив.

[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.

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.

Анабарский щит.

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. 16	Рис. 17

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.

Северо-Китайский щит.

[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 (Италия).

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.