CC BY
36
УДК 550.382.3
Вестник СПбГУ. Сер. 7, 2004, вып. 1
Б. Н. Писакин, В. О. Молодцов, О. М. Рощиненко
ПЕТРОМАГНЕТИЗМ БУШВЕЛЬДСКОЙ РАССЛОЕННОЙ БАЗИТ-УЛЬТРАБАЗИТОВОЙ ИНТРУЗИИ ВБЛИЗИ РИФА МЕРЕНСКОГО
Введение. Бушвельдский комплекс, имеющий докембрийский возраст (2050 ± 50 млн лет), изучается около ста лет. Мощность отдельных ритмов Бушвельдского плутона, их минеральный состав, размер зерен и другие признаки описаны во многих работах. Можно выделить несколько уровней расслоенности Бушвельдской интрузии по масштабности ее проявления. Первый уровень - мегарасслоенность всего плутона: нижняя зона - ультра-базитовый слой, главная зона и критическая - габбро-норитовый и верхняя зона - габбро-диоритовый. Второй уровень - макрорасслоенность, в которой мощность слоев одинакового состава колеблется от десятков сантиметров до десятков и сотен метров. Она отмечается во всех зонах интрузии. Третий уровень - микрорасслоенность, включающая в себя слои от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров. Почти повсеместно отмечается скрытая расслоенность, выражающаяся наличием в верхних элементах ритмов разрезов более низкотемпературных и более железистых оливинов, пироксенов и более натровых плагиоклазов. Особое место в разрезе Бушвельдской интрузии занимает критическая зона, в которой размещены хромитовые горизонты и знаменитый риф Меренского.
Нами изучалась представляющая наибольший экономический интерес часть разреза девятикилометровой интрузии. Вертикальный километровый разрез субгоризонтальной слоистой толщи на стыке критической и главной зон Западного Бушвельда, начинающийся промышленным горизонтом \JG-2, включающий риф Меренского и проникающий на 600 м в глубь главной зоны, опробован почти 1 тыс. образцов пяти скважин. Именно здесь, вблизи и непосредственно в рифе Меренского, сконцентрированы основные мировые месторождения платиноидов и хрома. Полезная минерализация связана с рудными минералами, что делает эффективными геофизические методы поисков месторождений, опирающиеся на результаты комплексного геохимического, петрофизического и, в частности, петромагнит-ного изучения рудовмещающих пород. Тот факт, что рудные минералы концентрируются в определенных горизонтах расслоенной серии, привлекает внимание ко все еще во многом неясному генезису расслоенных интрузий, подобных Бушвельдской.
Подавляющая часть объема интрузии сформирована двумя минералами: основным плагиоклазом и пироксеном. Состав этих минералов в исследованной части меняется, по данным микрозондового анализа, в пределах анортит-битовнит для плагиоклаза, диопсид-салит для клинопироксена и бронзит-гиперстен для ромбического пироксена. В отдельных четко привязанных стратиграфических горизонтах и специфических образованиях породообразующим минералом является оливин. Вторичные изменения проявлены очень незначительно. Иногда наблюдаются амфибол и биотит. Наиболее распространенный рудный минерал исследованного интервала - хромшпинель; как правило, это редкие зерна, концентрация которых, за исключением рудных прослоев, не превышает 1% [1].
Два основных породообразующих минерала, плагиоклаз и пироксен, существенно различаются по плотности. Именно это обстоятельство служит главным петрогенетическим фактором, приводящим к образованию расслоенности при кристаллизации соответствующего расплава. Распределение плотности по разрезу расслоенной интрузии, непосредственно связанное с изменением состава пород (в первом приближении - соотношения пла-
© Б. Н. Писакин, В. О. Молодцов, О. М. Рощиненко, 2004
гиоклаз/пироксен), отражает вариацию во времени особенностей условий направленной кристаллизации. Изучение распределения плотности пород с помощью петроплотностного моделирования всей Бушвельдской интрузии и непосредственного измерения на образцах изученного интервала позволило выявить ряд закономерностей чередования, на первый взгляд случайного, пород по разрезу [1-4].
Петромагнетизм - это совокупность магнитных свойств горных пород. Петромагнетизм связан с небольшим числом минеральных образований, которые составляют, как правило, незначительный объем горной породы и обладают уникальным свойством магнитной памяти о внешних воздействиях на них магнитного поля, давлений, температуры, времени, об условиях кристаллизации [5]. Магнитные свойства горных пород определяются следящими главными геологическими факторами: концентрацией, составом, структурой и магнитным состоянием ферромагнитной компоненты. В свою очередь, каждая магнитная характеристика несет информацию, как правило, о нескольких главных геологических факторах [6]. Некоторые магнитные характеристики, как и плотность, в значительной мере обусловливаются особенностями петрогенеза. Это такие характеристики, которые связаны главным образом с концентрацией и составом ферромагнетиков. Другие в большой степени зависят от магнитного состояния носителей ферромагнитных свойств.
Магнитное состояние ферромагнетика исследуемых пород формируется при существенно более низких температурах, чем происходит их кристаллизация. Именно характеристики магнитного состояния несут информацию о среднетемпературных петрогенетических процессах. С другой стороны, что не менее важно, они являются носителями уникальной информации о характере магнитного поля Земли во время остывания интрузии. Оценки скорости становления (кристаллизации) Бушвельдской интрузии, выполненные в работе [7], дают величину порядка 0,2 мм/год. Скорость движения изотермы 550 °С - при такой температуре начинается формирование термогенети-ческогб магнитного состояния в процессе остывания изучаемых пород - существенно ниже. Как результат на протяжении десятков (возможно, сотен) миллионов лет формируется «запись» в виде параметров термогенетического магнитного состояния характеристик геомагнитного поля по многокилометровому разрезу интрузии [8].
Породы Бушвельдской интрузии как носители палеомагнитной информации довольно подробно проанализированы в работах Хаттинга (например, [9]). В них представлены результаты определения величины и направления естественной остаточной намагниченности, характеристик анизотропии магнитной восприимчивости, фактора Кёнигсбергера, привязанных к зонам интрузии и измеренных на образцах с поверхности, которые были отобраны из обнажений, довольно равномерно покрывающих Западный и Восточный Бушвельд. Комплекс выходит на поверхность в климатической зоне, где особенно интенсивны гипергенные изменения [10]. Степень воздействия этого низкотемпературного гидротермального процесса на носители палеомагнитной информации в общем случае все еще недостаточно изучена, хотя имеются многочисленные убедительные свидетельства существенного изменения магнитных свойств пород в зоне гипергенеза. Следовательно, петромагнитные определения по керну скважин являются необходимой составной частью палеомагнитных исследований. Кроме того, скважина в случае Бушвельдской интрузии с практически горизонтальным залеганием слоев, таким образом, вскрывает разрез, возможно, с непрерывной «записью» палеомагнитной информации.
В данной работе представлены результаты определения петромагнитных характеристик образцов керна изученных скважин и статистической обработки по нескольким выборкам. Проанализированы корреляционные связи магнитных характеристик между собой и с минеральным составом пород, а также вариации концентрации, состава и структуры ферромагнетика пород исследованной нами части разреза Бушвельдской интрузии. Пространственная вариация магнитных характеристик и особенности магнитного состояния ферромагнитных минералов будут описаны в последующих публикациях.
Источники петромагнетизма. Горные породы вблизи рифа Меренского, являющиеся предметом изучения в рамках настоящей работы, очень слабо изменены вторичными процессами и в первом приближении могут рассматриваться как бинарная система, которая состоит из салической (плагиоклаз) и мафической компонент. К мафической компоненте кроме пироксена относятся также встречающийся местами оливин и наблюдающиеся еще реже биотит и амфибол. Салическая и мафическая компоненты контрастны по плотности (а < 2,76 г/см3 для плагиоклаза, а > 3,3 г/см3 для пироксена и оливина) и по магнитной восприимчивости (у плагиоклаза - практически нулевая, а у свободных от магнетита пироксена, амфибола, биотита - порядка 0,25- 10~3 ед. СИ [11]). Тогда для рассматриваемой биминеральной системы
х = Xpi Cpi + Хру Сру = Хру Сру, (1)
где Сру, Си и х^, Xpi - концентрации и магнитные восприимчивости пироксена и плагиоклаза соответственно. При расчете надо учесть, что плотность основного плагиоклаза o>i = 2,75 г/см3, а ромбического пироксена -сгру = 3,35 г/см3:
а = стру Сру + CTpi (1 - Сру) = ой + (ару - ой) Сру = ой + Да Сру, (2)
Cfy= 1,7 <у - 4,6,
x = 0,25 0^ = 0,4(j-l,2, (3)
где x измеряется в 10"3 ед. СИ.
Количественно-минералогический анализ около 300 шлифов образцов, для которых была определена плотность, позволил сравнить рассчитанную по формуле (2) и измеренную плотности и обнаружить их полное совпадение [3]. Что же касается величины восприимчивости х, вычисленной по формуле (3), то она гораздо меньше измеренной, поскольку мафическая компонента всегда содержит магнетит. Так, в пироксене обычно под микроскопом наблюдается «сброшенный» по плоскостям спайности магнетит в виде зерен субмикронного размера. В рассматриваемой биминеральной системе довольно часто присутствует и вторая разновидность магнетита, образующая системы параллельных иголок субмикронного размера в так называемых «замутненных» плагиоклазах, выявленных, в частности, в габбро-норитах Бураковской расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии [12, 13].
Кроме пород плагиоклазит-пироксенитового ряда, составляющих более 90 % объема Бушвельдской интрузии, встречаются, особенно непосредственно вблизи рифа Меренского, слои оливинсодержащих пород (троктолитов, лейкотроктолитов). В исследованном интервале наблюдаются и специфические субвертикальные тела, называемые трубками (pipe). Породы этих трубок - пегматоиды замещения - также существенно оливиновые. Во всех содержащих оливин породах отмечается большое количество генетически связанного с ним магнетита. Скорее всего, последний возник в результате автометаморфических преобразований оливина при довольно высоких температурах и способен нести естественную остаточную намагниченность и связанную с ней информацию, синхронную образованию соответствующих пород.
Менее распространен минерал группы магнетита, как и хромит, представляющий собой не связанный с каким-либо породообразующим минералом первичный рудный минерал. Он встречается во всех разновидностях изученных пород Бушвельдской интрузии и обусловливает выделение магнитных разностей (х > 1 • 10"3ед. СИ),* общий объем которых, однако, не превышает 15%. Опыт исследования пород, содержащих хромшпинелиды. показывает, что их повышенные магнитные свойства связаны с высокомагнитными оторочками минерала группы магнетита со специфическим составом [14]. Хромшпинелиды пород Бушвельда, по нашим данным [1], содержат достаточно железа (17-51 ат. % FeO) для того, чтобы такие оторочки могли появиться. В очень незначительном количестве во вполне определенных точках разреза возможно присутствие пирротина. Таковы, коротко, общие соображения относительно предполагаемого ферромагнетика и его форм в анализируемых породах Бушвельдской интрузии.
Результаты петромагнитных определений. В рамках исследования петромагнетизма измерялись следующие параметры: х - магнитная восприимчивость (Ю-3 ед. СИ); Jrs - остаточная намагниченность насыщения (А/м); Jn - величина естественной остаточной намагниченности (10"° А/м); /° - наклонение естественной остаточной намагниченности (град.); =4 - коэффициент анизотропии магнитной восприимчивости (%).
Кроме того, определялся индекс коэффициента анизотропии восприимчивости г'х и рассчитывались фактор Кёнигсбергера Q = Jn Д, параметр магнитного состояния L=Jn 100 %, параметр магнитной жесткости QTS - JrJJ\. При расчете факторов Q и QTS индуктивная намагниченность J\ полагалась равной 40н А/м.
На рис. 1 приведены вариационные диаграммы всех указанных магнитных характеристик и плотности с учетом результатов предварительного анализа, который показал, что одна из скважин, а именно г4, по магнитным свойствам образцов керна существенно отличается от остальных. Только здесь наряду с совершенно немагнитными по остаточной намагниченности разностями (66 образцов с Jn < 0,3, в то время как минимальное значение Jn для образцов остальных скважин - 0,39) представлены и сильномагнитные пегматоиды замещения. По-видимому, имеет смысл рассматривать эту скважину отдельно. Среди четырех оставшихся скважина rl стоит несколько особняком и в пространстве, и по свойствам, поэтому статистика и характер корреляционных связей для нее рассмотрены также отдельно. В табл. 1 даны средние значения и размах изучаемых характеристик для нескольких выборок: А - четырех скважин (rl, rl6, rl8, rl6w), Б - трех скважин (rl6, г 18, rl6w), а также скважин rl и г4. И рис. 1, и табл. 1 демонстрируют, что вариации большинства магнитных характеристик и плотности образцов скважины г4 гораздо шире, чем для остальных скважин. Исключение представляют собой параметры магнитного состояния Q и L, вариация которых смещена у образцов скважины г4 в сторону низких значений. Вариации магнитных характеристик основной выборки (Б), за исключением наклонения, близки к логнормаль-
Рис. 1. Вариационные диаграммы основных магнитных характеристик пород Бушвельдской интрузии вблизи рифа Меренского. 1 - выборка Б; 2 - скважина г 4; 3 - скважина г 1. Единицы измерения приведены в тексте и табл. 1.
ным с характерной асимметрией параметров магнитного состояния и естественной остаточной намагниченности за счет высоких значений. Соответствующие распределения для скважин г1 и г4 - более сложные. Наклонение естественной остаточной намагниченности распределено по бимодальному закону.
Таблица 1. Средние значения и размах физических характеристик нескольких выборок из 823 изученных образцов керна пяти скважин Бушвельдской интрузии
Характеристики А 552 образца г4 271 образец г1 110 образцов Б 442 образца
Ср. Мин. Макс. Ср. Мин. Макс. Ср. Мин. Макс. Ср. Мин. Макс.
/г, м -119 -619 164 78 -29 183 -1 -196 124 -149 -619 164
а, г/см3 2,90 2,69 3,51 2,99 2,65 4,33 2,89 2,73 3,42 2,90 2,69 3,51
х, ед. 10"3СИ 0,4 0,03 32 0,5 0,01 340 0,4 0,04 31 0,4 0,03 32
Л, Ю"3А/м 22 0,39 11 000 3 0,05 28 000 16 0,52 910 24 0,39 11 000
А/м 1,7 0,04 860 1,3 0,01 9400 2,9 0,04 860 1,5 0,09 440
в„ 103 5 1400 63 2 2900 162 7 1140 92 5 1410
в 1,3 0,01 270 0,2 0,00 230 0,9 0,04 270 1,5 0,01 210
1 1,3 0,02 90 0,3 0,01 81 0,5 0,02 24 1,6 0,03 90
2,5 0,10 56 1,3 0,18 240 1,8 0,10 21 2,7 0,10 56
Г, град. -21 -90 89 23 -79 90 -31 -90 84 -18 -89 89
Примечание. Глубина (/г) измеряется от рифа Меренского вниз.
В табл. 2 представлены коэффициенты парной корреляции характеристик основных выборок, по абсолютной величине превышающие 0,3. Таблица структурирована таким образом, чтобы подчеркнуть разнородность следующих параметров: глубина отбора образца; плотность, определяемая относительной концентрацией породообразующих минералов; магнитные характеристики, значения которых контролируются содержанием ферромагнитных акцессорных минералов; коэффициент анизотропии магнитной восприимчивости; наклонение естественной остаточной намагниченности. При анализе табл. 2 обращают на себя внимание более высокие значения коэффициентов корреляции для скважины г4 по сравнению с таковыми для выборки А, коэффициентов корреляции магнитной восприимчивости с плотностью, а также естественной остаточной намагниченности и остаточной намагниченности насыщения между собой и с магнитной восприимчивостью. Показательный факт -отсутствие значимости у коэффициента корреляции Уп с х в случае выборки А. Параметры магнитного состояния Q и Ь определяются естественной остаточной намагниченностью. Коэффициент анизотропии магнитной восприимчивости максимально в обеих выборках коррелирует с естественной остаточной намагниченностью. В случае выборки А этот максимальный по значению коэффициент равен 0,28. Для наклонения 7° естественной остаточной намагниченности образцов выборки А характерна высокая корреляция с глубиной, а для обеих выборок - с параметрами магнитного состояния. Объяснение выявленных закономерностей следует из существенного различия геологических характеристик пород двух выборок. Способствовать этому объяснению должен тщательный анализ связей магнитных характеристик с главными геологическими факторами, определяющими магнетизм горных пород.
Концентрация ферромагнетика. В петромагнетизме как разделе петрофизики считается, что для магнитных разностей (х > 1 • Ю-3 ед. СИ) восприимчивость есть мера концентрации магнетита в горной породе. Это положение в общем случае не верно, поскольку, как
Таблица 2. Коэффициенты парной корреляции для физических характеристик четырех выборок образцов пяти скважин.
Выборка А (553 образца)
Скважина г4 (271 образец)
Выборка Б (442 образца)
А С7 X Л 0. 0. 1 А 1°
к 0,30 0,36 0,51
ст 0,64 -0,43 -0,55 -0,40
X 0,55 0,61
Л 0,43 0,62 0,57 0,91 0,76 0,31
■4 0,42 0,88 0,66 0,75 0,37
в» 0,66 0,67 0,61
в -0,35 -0,41 0,65 0,48 0,85 -0,30
1 -0,40 -0,61 0,32 -0,50 0,84 -0,45
«4
1° 0,33 -0,52 -0,35 -0,54 -0,40
Скважина г 1 (110 образцов)
Примечание. Жирным выделены наиболее значимые коэффициенты.
известно, горные породы могут содержать и другие ферромагнетики, а в некоторых случаях - и в виде монофазы. Магнитная восприимчивость конкретного ферромагнетика к тому же зависит от его структуры и магнитного состояния. Но магнетит является «сквозным» минералом, т.е. в тех или иных количествах встречается практически во всех разновидностях горных пород. Он имеет на два порядка большую магнитную восприимчивость, чем гораздо менее распространенный моноклинный пирротин, и на пять порядков - по сравне-
нию с широко распространенным гематитом. Вариация концентрации магнетита как акцессорного минерала в горной породе, а соответственно и вариация его восприимчивости подчиняются логнормальному закону. На этом фоне вариация магнитной восприимчивости, обусловленная различием структуры магнетита, а тем более магнитного состояния, несравненно меньше. Все это в совокупности и обеспечивает выполнение эмпирического правила.
Основная диаграмма петрофизики, позволяющая увязать концентрацию ферромагнетика с минеральным составом породы и процессами, приводящими к изменению минерального состава, для исследованных пород показана на рис. 2. На диаграмме можно выделить несколько областей: 1) главная последовательность, содержащая более 70% образцов и представляющая собой на рисунке сплошное черное поле; 2) магнитные разности с плотностью меньше 3,4 г/см", т.е. магнитные плагиоклаз-пироксеновые породы; 3) образцы с плотностью больше 3,4 г/см°, распадающиеся на хромититы с незначительной магнитной восприимчивостью и пегматоиды скважины г4 - сильномагнитные и высокоплотные. Облако точек выше главной последовательности соответствует магнитным образцам. Все образцы, по микроскопическим данным содержащие оливин, оказались магнитными (троктолиты, лей-котроктолиты скважины г1, пегматоиды других скважин и пегматоиды замещения скважины г4). Однако магнитные образцы встречаются и среди прочих выделенных разновидностей пород. Для них можно отметить увеличение магнитной восприимчивости с возрастанием плотности. Линейный тренд представляется в виде ^ х = 1,9 а - 3,2.
Образцы главной последовательности относятся к классу немагнитных, для которых можно ожидать, что магнитная восприимчивость пропорциональна содержанию парамагнитных породообразующих минералов, т.е. в данном случае пироксена. Значит, восприимчивость (а не ее логарифм) связана с плотностью линейным соотношением (рис. 2, б). Непрерывность главной, последовательности на диаграмме свидетельствует о том, что совокупность исследованных образцов - это непрерывный ряд (практически бинарная система) с монотонным изменением относительной концентрации плагиоклаза и пироксена. Линейный тренд, описывающий соотношение плотности и магнитной восприимчивости образцов главной последовательности, может быть записан следующим образом: х = 1,5 о - 4,0. Содержание магнетита в этих образцах очень мало; прежде всего, это магнетит, развивающийся по пироксену. Его количество в породе возрастает с увеличением содержания пироксена. Прямая линия на рисунке, соответствующая уравнению к = 1,3 о - 3,6, ограничивает снизу значения магнитной восприимчивости образцов, следовательно, не. встречаются образцы, пироксен которых имел бы восприимчивость меньше 0,9 • 10~3 ед. СИ. То есть либо в нем всегда есть магнетит, как минимум в достаточном количестве, чтобы обеспечить восприимчивость в 0,6 ■ Ю-'3 ед. СИ (концентрация магнетита примерно 10""^ % объема породы), либо, что весьма сомнительно, неправильно определена величина парамагнитной восприимчивости пироксена, приведенная в справочнике [11, с. 130].
К главной последовательности примыкают образцы (38 образцов, половина из скважин Восточного Бушвельда) с заметной концентрацией хромита, восприимчивость которых не превышает 2 • 10"° ед. СИ. Их фигуративные точки довольно кучно (Я2 = 0,94) расположены вдоль линии х = 1,0 о - 2,6.
Образцы главной последовательности, немагнитные по восприимчивости разности (х < 0,001 ед. СИ), составили подавляющее большинство среди представителей пяти исследованных скважин: из всех образцов - 85%, из выборки А (552 образца) - 88%, из выборки Б (442 образца) - 93%. Разумеется, деление образцов на магнитные и немагнитные по восприимчивости довольно условно, но исторически и практически обосновано. Ранее считалось, что темноцветные минералы, так называемые железистые силикаты (пироксен, амфибол и др.), обладают восприимчивостью парамагнитной природы, достигающей
а
б
Рис. 2. Диаграмма «магнитная восприимчивость - плотность» для пород и руд
Бушвельдской расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии. а - для образцов всех скважин и с поверхности; 6 - для нерудных и немагнитных образцов. /-выборка А; 2 - скважина г4; 3 - хромититы. Объяснение в тексте.
0,001 ед. СИ. К тому же горные породы основного и ультраосновного составов, включающие в себя заметные количества темноцветных минералов, зачастую характеризуются бимодальным распределением восприимчивости, причем слабомагнитная мода имеет, как правило, довольно четкий верхний предел, близкий к указанному значению магнитной восприимчивости. Позднее было установлено, что темноцветные минералы обладают восприимчивостью смешанной параферромагнитной природы благодаря органичным для них микропримесям минерала группы магнетита. Зерна магнетита, как известно, будучи достаточно мелкими, демонстрируют так называемое суперпарамагнитное поведение. Они не несут остаточной намагниченности, однако, несмотря на крайне незначительную концентрацию в темноцветном минерале, дают заметный вклад в магнитную восприимчивость, поскольку по интенсивности этой характеристики на несколько порядков (пять-шесть) превышают таковую для темноцветных минералов-парамагнетиков. По мере роста, но все еще имея субмикронные размеры, зерна магнетита начинают проявлять ферромагнитное поведение, что сопровождается интенсивными изменениями их магнитных характеристик: восприимчивость резко падает, а магнитная жесткость, наоборот, скачкообразно достигает максимально возможных значений. Магнетитовые зерна в этом, так называемом однодоменном, состоянии несут очень стабильную во времени и по отношению к разнообразным внешним воздействиям естественную остаточную намагниченность. С дальнейшим ростом размеров зерен восприимчивость увеличивается, а магнитная жесткость падает. Таков наиболее распространенный в изучаемых породах магнетит, считающийся синхронным образованию породы, поскольку его зерна зародились, росли и могли достичь однодоменного состояния при температуре выше точки Кюри магнетита в результате автометаморфических преобразований пироксена [13].
В отличие от магнитной восприимчивости остаточная намагниченность свойственна лишь минералам, проявляющим ферромагнитные свойства. Более того, не обладают ею и минералы-ферромагнетики в суперпарамагнитном состоянии. Мерой концентрации магни-тожестких ферромагнетиков может служить остаточная намагниченность насыщения. Измерения показывают (см. рис. 1, табл. 1), что анализируемые породы, имея широкую вариацию этой характеристики, по форме наиболее близкую к логнормальному распределению в случае выборки А, в среднем обладают довольно низкой остаточной намагниченностью насыщения. Исключением, разумеется, и в этом случае является скважина г4. В отличие от других (выборка А) в ней, во-первых, присутствуют весьма высокоплотные и сильномагнитные пегматоиды замещения, что приводит к бимодальному распределению УГ5 (см. рис. 1), и, во-вторых, часто наблюдаемые во всех остальных скважинах анортозиты обладают совершенно определенной спецификой. Они большей частью располагаются пространственно рядом с пегматоидами и характеризуются минимальными среди изученных пород значениями магнитных свойств. В результате для образцов скважины г4 наблюдается совершенно четкая зависимость УГ5 от плотности (см. табл. 2), не свойственная образцам выборок А и Б. Следовательно, концентрация магнитожесткого ферромагнетика собственно в породах интрузии практически не связана с их минеральным составом, хотя, как и в случае восприимчивости, существует граничная линия минимальных для данной плотности значений ./гз, т.е. пироксен исследованных пород несет остаточную намагниченность насыщения не ниже 1 А/м.
Естественная остаточная намагниченность, с существенными оговорками, также может являться мерой концентрации минералов-ферромагнетиков анализируемых пород. В общем величины ./п существенно слабее связаны с составом пород, нежели Уг5. Однако отдельное рассмотрение «немагнитных» по восприимчивости образцов, которые составляют абсолютное большинство, показывает четкую обратно пропорциональную связь между плотностью и величиной естественной остаточной намагниченности. Анортозиты и лейконориты опре-
деленных горизонтов имеют Jn, превышающую в отдельных случаях 1 А/м, а фактор Кёниг-сбергера - 200. Указанные обстоятельства, а также специфический оттенок плагиоклаза этих лейкократовых разностей по сравнению с абсолютно белыми анортозитами совершенно немагнитных плагиоклазитов скважины г4 и, кроме того, результаты микрозондового анализа плагиоклазов, показавшего присутствие в них железа [1], позволяют предположить в данных разностях наличие «замутненных» за счет субмикронных в поперечном сечении иголок магнетита плагиоклазов, аналогичных плагиоклазам габбро-норитов Бураковской расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии [12, 13].
Состав ферромагнитных минералов. Состав ферромагнетика определялся с помощью термомагнитного анализа на аппаратуре Геофизической обсерватории РАН «Борок». Были получены кривые изменения намагниченности насыщения с ростом температуры. Термомагнитные кривые восьми образцов из главной и критической зон представляют собой ряд, часть которого показана на рис. 3. Ферромагнетик исследованных образцов (практически все выделенные разности по составу пород) дает термомагнитные кривые, типичные для образцов пород базит-ультрабазитовой формации [14]. Это магнетит, иногда с заметно пониженной точкой Кюри, скорее всего за счет замещения катионов железа магнием и алюминием. Дополнительным признаком примеси именно магния, а не титана, являются различия между кривыми первого и второго нагревов: такие различия довольно часто наблюдаются на образцах ультрамафитов с крайне низким содержанием титана в магнетите [15]. Предваряя подробную публикацию о пространственной вариации магнитных свойств, укажем, что состав не только пород, но и носителей Jn меняется по разрезу. На рис. 3 для каждой кривой Js указано расстояние до рифа Меренского. Кривые повторного нагрева везде отличаются от кривых первого; однако ниже рифа Меренского это отличие заметно интенсивнее. Видимо, за время существования породы магнетит несколько очистился от примесей, но при нагреве происходит частичная гомогенизация. В близких по генезису и составу магнетитах Ковдорского массива исследователи Геофизической обсерватории РАН еще в 1970-х годах обнаружили эффект самообращения Jn, а затем и установили его природу [16].
Заключение. Изученная в рамках настоящей работы часть девятикилометрового разреза Бушвельдской расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии от 600 м выше рифа Меренского и до 200 м ниже него представляет собой сложнопостроенное, но закономерное чередование пород, главными породообразующими минералами которых являются основной плагиоклаз и пироксен. Представлены крайне слабо измененные породы всего непрерывного спектра соотношения плагиоклаз/пироксен от плагиоклазитов до пироксенитов. Как показали количественно-минералогические определения по 300 шлифам и измерения плотности, последняя из-за контрастности плотности указанных минералов с высокой степенью достоверности может служить мерой такого соотношения. Исследован характер корреляционных связей ряда магнитных характеристик с плотностью пород, а тем самым - с их составом.
Более 800 образцов пяти скважин разбиваются по свойствам на группы: 1) образцы скважин г 16, г 18, rl6w; 2) образцы скважины г4; 3) образцы скважины rl. Первые четыре скважины пространственно близки между собой (Western Platinum Mines, Moricona), но скважина г4 пересекает породы апофиз одной из мелких интрузий трубкообразной формы, встречающихся и на Западном, и на Восточном Бушвельде. По некоторым признакам можно допустить заметную измененность собственно пород Бушвельдской интрузии, вскрытых этой скважиной, по крайней мере на контакте с апофизами, потому их магнитные свойства анализировались отдельно.
Состав ферромагнитной компоненты пород изучался с помощью термомагнитного анализа. Исследовался характер изменения намагниченности насыщения при нагреве на воздухе. Термомагнитные кривые первого и второго нагревов образцов разнообразных
-АЛАТ
-85 м
5м
— первый нагрев _о_ второй нагрев
Рис. 3. Дифференциальные термомагнитные кривые по изменению намагниченности насыщения снагревом образцов пород Бушвельдской интрузии. Указано расстояние от рифа Меренского (отсчет вниз).
пород скважины г1 свидетельствуют с большой степенью достоверности, что носителем ферромагнитных свойств этих пород является магнетит с заметно пониженной точкой Кюри за счет, скорее всего, примеси магния и алюминия, естественной для магнетита такого рода геологических объектов. Степень катионного замещения заметно больше у магнетитов пород, располагающихся ниже рифа Меренского.
Магнитная восприимчивость очень сильно коррелирует с плотностью. Максимальное значение соответствующего коэффициента наблюдается у пород скважины г4, что объясняется присутствием среди них высокоплотных и сильномагнитных существенно оливиновых пегматоидов и экстремально слабомагнитных анортозитов. Подавляющее большинство исследованных образцов обладают низкой магнитной восприимчивостью (у 85% образцов к < 1 • 10~3 ед. СИ). Анализ диаграммы «восприимчивость-плотность» показывает, что
3/4 фигуративных точек рассмотренных образцов лежат в узкой полосе вдоль линейного тренда х = 1,5 ст - 4,0, где х измеряется в 10~J ед. СИ. Наличие нижнего предела значений восприимчивости при определенной концентрации пироксена с учетом его невысокой парамагнитной восприимчивости по справочным данным свидетельствует об обязательном присутствии в пироксене мелких - субмикронных размеров - зерен магнетита, как правило, находящихся в суперпарамагнитном состоянии. В результате пироксен всегда имеет восприимчивость не ниже 0,9- 10"J ед. СИ. Такая граница минимальных значений магнитной восприимчивости не является исключительным признаком пород Бушвельда, а наблюдается повсеместно на соответствующих диаграммах для пород основного и ультраосновного составов с высоким содержанием мафических минералов.
С учетом того что наиболее интересную, палеомагнитную, информацию несет остаточная намагниченность, изучалась вариация как лабораторной остаточной намагниченности насыщения, так и естественной остаточной намагниченности в зависимости от состава породы. Остаточная намагниченность насыщения для пород собственно Бушвельдской интрузии практически не зависит от их состава, хотя и здесь наблюдается четкая нижняя граница возможных значений Jrs, свидетельствующая об отсутствии пироксенов, несущих Jn < 1 А/м, разумеется, за счет ферромагнитной примеси. Естественная остаточная намагниченность в общем также не зависит от состава пород, но отмечено, что параметры магнитного состояния Q и L максимальны в лейкократовых, т.е. существенно плагиоклазовых, разностях. Естественно связать данную особенность, по аналогии с другими ранее исследованными объектами и на основании свидетельства микрозондового анализа, со спецификой плагиоклаза этих пород, содержащего иголочные включения магнетита.
Авторы признательны директору Института математической геологии В. Н. Дечу за предоставленную для исследований прекрасную коллекцию образцов, а также А. А. Прият-кину за консультации по проблемам петрологии Бушвельдской интрузии.
Работа выполнена при финансовой поддержке Министерства образования РФ (грант № Е02-8.0-15).
Summary
Pisakin В. N.. Molodtsov V. О., Roshchinenko О. М. Petromagnetism of the Bushveld layered basic-ultrabasic intrusion near Merensky reef.
Petromagnetic features of over 800 samples from five holes in the Bushveld intrusion were investigated. These samples represent a part of the nine-kilometer section of the Rustenburg layered series: from 200 m downward to 600 m upward from the Merensky reef. The study focuses on the dependence of ferro-magnetic mineral concentration, its composition and structure on the abundance ratio of rock-building minerals in plagioclase-pyroxene rocks which dominate in the intrusion.
Литература
[ 1. Прияткин А. А.,Деч В. H., Писакин Б. Н. К вопросу о расслоенности, ритмичности и периодичности пород Бушвельдского плутона// Вестн. С.-Петерб. ун-та. 1997. Сер. 7: Геология, география. Вып. 3 (№ 21). 2. Dech V. N.. | Pisakin В. N„ Priyatkin A. A. Phenomenology of the basic-ultrabasic intrusion rhythmical layering process for mathematical modelling // International platinum / Eds: N. P. Laverov, V. V. Distler. St. Petersburg; Athens, 1998. 3. Pisakin B. N., Dech V. N., Priyatkin A. A. Density modelling of Bushveld mafic-ultramafic intrusion // Capricious Earth: models and modelling of geologic processes and objects / Eds: V. A. Glebovitsky, V. N. Dech. St. Petersburg; Athens, 2000. 4. Dech V. N., Kiselev В. V., Pisakin B. A'., Roshchinenko О. M. Regularities of basic-ultrabasic intrusions layering as the result of spontaneous processes of self-regulating during the course of their formation // Math. Geology. 2003. Vol. 35, N 4. 5. Печерский Д. M. О петромагнетизме, магнетизме горных пород и аномальном магнитном поле // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1983. № 11.6. ШолпоЛ. Е. Использование магнетизма горных пород для решения геологических задач. Л., 1977. 7. Писакин Б. Н. Породы расслоенных интрузий как носители палеомагнитной информации } // Book of abstracts. Intern, conference on problems of geocosmos. St. Petersburg, 2002. 8. Печерский Д. M„ Бураков К. С., Вадковский В. Н. и др. Возможность получения раннепротерозойской записи тонкой структуры геомаг-! нитного поля: предварительный анализ результатов петромагнитного и палеомагнитного изучения Мончегорского
плутона // Физика Земли. 2002. № 6. 9. Hattingh P. J. The magnetic susceptibility of the mafic rocks of the Bushveld Complex // S. Afr. J. Geol. 1991. Vol. 94 (2/3). 10. Писакин Б. #., Прияткин А. А. Гипергенез и магнитные свойства горных пород // Сов. геология. 1979. № 8.11. Петрофизика: Справочник: В 3 кн. Кн. 1: Горные породы и полезные ископаемые / Под ред. Н. Б. Дортман. М., 1992. 12. Файнберг Ф. С., Соболев П. 0.ь Прияткин А. А., Писакин Б. Н. О двух типах габбро-норитов Бураковской расслоенной интрузии // Магнетизм горных пород / Под ред. Л. Е. Шолпо. М., 1989. 13. Писакин Б. И., Прияткин А. А., Федотова М. А. Петро- и палеомагнетизм Бураковской расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии (Восточная Карелия) // Палеомагнетизм докембрия и раннего палеозоя / Под ред. Н. П. Михайловой, А. Н. Храмова. Киев, 1992. 14. Чернышева Л. В., Смелянская Г. А., Зайцева Г. М. Типоморфизм магнетита и его использование при поиске и оценке рудных месторождений. М., 1981.15. Писакин Б. Н., Прияткин А. А., Марковский Б. А. Петромагнетизм ультрамафических вулканитов Камчатско-Корякского региона и особенности состава их ферромагнитных минералов // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1987. № 8. 16. Щербаков В. П., Большаков А. С., Мельников Б. Н. Аномальная температурная зависимость остаточной намагниченности ферромагнетиков // Докл. АН СССР. 1975. Т. 224, № 6.
Статья посту пила в редакцию 1 октября 2003 г.
