Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Анализ магнитных характеристик серпентинидов океанической коры

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Анализ магнитных характеристик серпентинидов океанической коры"

г 1 да

Российская Академия Наук Институт Океанологии им. П.П.Ширшова

На правах рукописи УДК 550.380

Попов Константин Владимирович

АНАЛИЗ МАГНИТНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК СЕРПЕНТИНИТОВ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ

04.00.10 "Геология океанов и морей"

Автореферат

Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва-1997

Работа выполнена в Институте океанологии им. П.П.Ширшова

Научные руководители:

доктор геолого-минералогических

наук, профессор A.M. Городницкий

доктор физико-математических

наук В.П.Щербаков

Официальные оппоненты:

кандидат физико-математических наук Л.В.Тихонов доктор физико-математических наук Л.И. Лобковский

Ведущая организация: Музей землеведения МГУ

14

Защита состоится " в часов на заседании

Специализированного совета по присуждению ученой степени кандидата наук в Институте океанологии им. Ширшова РАН Москва, ул. Нахимовский проспект, д 36

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Автореферат разослан ^^

Ученый секретарь

Специализированного совета

кандидат географических наук С.Г.Панфилова

ктуальность темы

Актуальность работы определяется тем, что аномальное магнитное эле океана является одним из главных источников информации о гео-эгическом строении океанической коры. Вместе с тем вопрос о при-эде аномального магнитного поля и его связи с основными слоями ксанической коры представляется сложным, поскольку нижние слои эры труднодоступны для непосредственного изучения. Настоящая ра-эта направлена на частичное заполнение этого пробела, поскольку эсвящена магнитным характеристикам серпентинизированных ульт-1базитов, являющихся нижним слоем океанической коры. Направле-ие, величина и другие свойства намагниченности в серпентинитах свя-1ны с геологическими условиями, в которых происходят процессы сер-гнтинизации. Следовательно, изучение магнитных свойств серпенти-итов из различных регионов Мирового океана может помочь получить знную информацию о формировании и геологической истории как 1мого серпентинитового слоя, так и океанической коры в целом, а юсе выявить связь процессов серпентинизации с тектонической эво-оцией океанической литосферы.

ель работы

Изучение и сравнительный анализ магнитных характеристик сер-2Нтинизированных ультрабазитов, сформировавшихся в различных ологических условиях. Выявление особенностей распределения маг-дтных свойств серпентинитов и определение основных факторов, обус-)вивших эти особенности. Оценка возможного вклада серпентинизи-)ванных ультрабазитов в аномальное магнитное поле океанов.

|дачи исследования.

1. Сравнительное исследование магнитных характеристик серпен-[нитов океанической коры из различных регионов Мирового океана, рактеризующихся разной тектонической обстановкой. Выяснение связи щду магнитными свойствами серпентинитов^ вещественным составом условиями серпентинизации, а также их геологическим возрастом.

2. Палеомагнитное изучение образцов серпентинитов, отобранных >и бурении на подводном хребте Горриндж (северная Атлантика), для 1яснения особенностей геодинамической эволюции региона.

3. Изучение связи аномального магнитного поля с серпентинито вым слоем океанической коры на основе комплексных геолого-геофи зических исследований и магнитного моделирования.

4. Модернизация обобщенной петромагнитной модели океаничес кой коры на основе полученных данных.

Научная новизна работы

1. Впервые проведено петромагнитное изучение серпентинитов тран сформного разлома Кларион, подводного хребта Горриндж, трансфер много разлома Сан-Паулу, Лигурийских офиолитов и серпентинито гидротермального района Снейк-Пит в рифтовой долине Срединно Атлантического хребта.

2. Получены новые палеомагнитные данные о серпентинитах хребт Горриндж (северо-восточная Атлантика).

3. Проведено обобщение и сравнительный анализ магнитных харак теристик серпентинитов, сформировавшихся на дне океанов в различ ных тектонических условиях.

4. Уточнена обобщенная петромагнитная модель с использование! новых данных о магнитных свойствах пород из различных слоев океа нической коры.

. Практическая ценность

1. Показано, что на основе изучения магнитных свойств серпенти низированных ультрабазитов можно делать выводы о геологическо] обстановке и процессах формирования серпентинитового слоя океани ческой коры, что расширяет возможности геологического прогноза.

2. Выявлен вклад серпентинитового слоя в формирование аномаль ного магнитного поля Мирового океана.

Материалы, использованные в работе

В основу работы легли:

а) материалы лабораторного петромагнитного исследования коллек ций образцов пород серпентинитов, отобранных в различных района: Мирового океана в результате драгирования, бурения или с помощь* подводных аппаратов;

б) опубликованные материалы по магнитным свойствам океаничес ких пород.

\

Вклад автора

Автор принимал непосредственное участие в экспедиционных рабо-"ах по сбору и анализу каменного материала; в измерениях магнитных ¡арактеристик; в работах по микрорентгеноспекгральному анализу образцов пород на анализаторе "Камебакс".

Основные защищаемые положения

1. Серпентинизированные ультрабазиты низов океанической коры эбладают достаточной магнитной стабильностью, высокими значениями естественной остаточной намагниченности In, фактора Кенигсбер-•ера Qn, чтобы быть источниками аномалий магнитного поля в океане.

2. Магнитные свойства ферримагнитных минералов в серпентини-1Ированных ультрабазитах определяются следующими факторами:

• стадийностью процессов серпентинизации: на лизардит-хризати-ювой стадии прогрессивной серпентинизации, проходящей при темпе-)атуре 100—200°С и давлении не более 4 кбр, образуются мелкие односменные и псевдооднодоменные зерна магнетита^ при этом их кон-1ентрация не превышает (1—1,5)%. В более продвинутую Црогрессив-1ую антигоритовую стадию, проходящую при температурах (250—460)'С, гаряду с мелкими образуются и более крупные зерна магнетита, а кон-юнтрация ферримагнетика увеличивается до (3—4)%. Антигоритовые :ерпентиниты обладают меньшей магнитной жесткостью по сравнению

: лизардитовыми;

• спецификой серпентинизации в кумулятивных (стратиформных) 'льтрабазитах. Здесь серпентинизация всегда накладывается на уже ох-[ажденные ультрабазиты, являясь результатом аллометаморфизма. Зер-m магнетита, образующиеся в ходе серпентинизации кумулятивных ■льтрабазитов, имеют псевдооднодоменную структуру и являются от-юсительно магнитомягкими. Довольно высока здесь и концентрация [)ерримагнетиков (» 2%);

Ъ. Величина естественной остаточной намагниченности обусловле-га концентрацией и степенью окисления ферримагнетиков. В то же |ремя она мало зависит от коэрцитивной силы Нс. Таким образом, стественная остаточная намагниченность серпентинитов связана, глав-[ым образом, с жесткой компонентой намагниченности

Ц.. Величина естественной остаточной намагниченности, структура, [ концентрация магнетита в серпентинитах не зависят от первоначаль-юго химического состава ультрабазитов и, в частности, от содержания ; них железа.

Диссертационная работа выполнена автором в ходе геомагнитны: исследований дна океана в Институте Океанологии РАН. Измерени) магнитных характеристик проводились в Геофизической Обсерваторш "Борок" ОИФЗ РАН. Основные результаты докладывались на 2 и З-л международных тектонических совещаниях (Звенигород 1989, 1990), h¡ Всероссийской конференции по магнетизму горных пород (Борок 1996) на совместном коллоквиуме отдела тектоники литосферных плит и лаборатории геомагнитных исследований Института Океанологии РАН По теме диссертации опубликовано 9 статей и 8 тезисов докладов.

Публикации

1. Магнитные характеристики пород океанической коры в зоне трансформного разлома Кларион. Бюлл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. Геол. 1989. Т. 64, вьш.З. С.34—44. (в соавторстве с Щербаковым В.П., Городницким А.М., Назаровой Е.А.)

2. Магнитные свойства серпентинитов хребта Горриндж (северо-восточная Атлантика). Океанология, 1995, том 35, 5, с.755—764 (в соавторстве с Матвеенковым В.В., Горшковым А.Г., Сафрошкиным В.Ю.,

3. Магнитные свойства серпентинитов, поднятых со дна океана. В книге: Петромагнитная модель литосферы. Киев, 1994, с. 19—23 (в соавторстве с Щербаковым В.П.).

4. Mid-Oceanic Ridges and Deep Basins AMF structure. In: Anomalous Magnetic Field of the World Ocean, CRC Press, 1995, p.67-144 (в соавторстве с Глебовским В.Ю., Мащенковым С.П., Городницким A.M., Беляевым И.И., Филиным A.M., Меркурьевым С.А., СочевановоМ H.A., Лукьяновым C.B., Поповым Э.А.).

5. Обобщенная петромагнитная модель океанской литосферы. Океанология, 1993, том 33, 1, с.139-143 (в соавторстве с В.М. Гординым, Е.А. Назаровой).

6. Geomagnetic studies of the TAG and SNAKE Pit hydrothermal field. Fall MEETING 1993 American Geophysical Union. Published as a Supplement to EOS, October 26, 1993, p.216. (в соавторстве с Бочаровой Н.Ю., Назаровой Е.А.).

7. Петромагнитные характеристики пород океанической коры (Серпентиниты). В книге "Природа магнитных аномалий и строение океанической коры" Москва, ВНИРО, стр.82—132 (в соавторстве с Щербаковым В.П.).

8. Геомагнитные характеристики подводного хребта Горриндж (Северная Атлантика). Океанология, 1988, т. 33, вып.5, с.814—818 (в соав-

торстве с А.М. Городницким, И.И. Беляевым, Ю.В. Брусиловским, В.П. Щербаковым).

Сравнительный анализ магнитных характеристик базальтов средин-но-атлантического хребта и хребта Хуан-де-Фука. Океанология, 1995, том 35, 3, с.451—462 (в соавторстве с А.К. Гапеевым, В.П. Щербаковым, А.Г. Горшковым).

)бъем и структура работы

Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения. Объем ;иссертации (Страниц основного текста, из них 2 f рисунков, 9 таблиц, ' фотографий.

Автор считает .своим приятным долгом выразить благодарность, преж-;е всего, научным руководителям:доктору геол.-мин. наук А.М. Город-шцкому и доктору физ.-мат. наук В.П. Щербакову, а также сотрудни-;ам института океанологии РАН: доктору геол.-мин. наук О.Г. Сорох-ину, доктору геол.-мин. наук Г.Л. Кашинцеву и сотрудникам инсти-ута Физики Земли РАН: кандидату химических наук А. К. Гапееву, кан-ддату геол.-мин. Наук Г.М. Солодовникову.

Содержание работы

Введение. Изучение природы магнитных аномалий и структуры маг-[итоактивного слоя океанической литосферы в значительной мере свя-аны с магнитными свойствами, характером формирования и эволюци-й глубинных пород океанической коры. Первичные ультрабазиты не-гагнитны или слабомагнитны; образование магнетита и приобретение [амагниченности в них связано с процессами серпентинизации. Ис-ледования аномального магнитного поля в океане обнаружили слож-ость его структуры, которую нельзя было объяснить только базальто-ыми источниками, без привлечения более глубоких слоев океаничес-ой коры. Серпентиниты обладают достаточно высокими значениями стественной остаточной намагниченности, и фактора Кенигсбергера 1, чтобы вносить вклад в аномальное магнитное поле. Таким образом ни могут являться одним из основных глубинных источников магнит-ых аномалий в океане.

Глава 1 посвящена описанию основных типов ультрабазитов. В reo-огической практике, ультрабазиты разделяют на три главные генёти-еские группы: мантийную, кумулятивную и вулканическую эвмагма-ическую (Штейнберг, Чащухин, 1977). Для каждой из них характерны

свои особенности серпентинизадии, связанные с условиями образова ния серпентинитов, прежде всего с ее глубиной. Наиболее развита сер пентинизация в мантийных, наименее — в кумулятивных и вулкани ческих ультрабазитах.

Основная масса океанических ультрабазитов аналогична мантийным алышнотипным ультрабазитам континентов, гарцбургитам и лерцоли там. Дмитриев (1973) интерпретировал лерцолиты как недифференци рованное вещество мантии, а гарцбургиты — как остаток после частич но го плавления последнего.

В отдельную группу выделены породы, отличающиеся повышенно] железистостью. Сюда отнесены перидотиты с суммарным содержание? Ре больше 10 мас.%; среди них доминируют лерцолиты, хотя изредк; попадаются и гарцбургиты. Крупное тело таких пород было вскрытс глубоководной скважиной 334 в Атлантике. Кроме того, они были най дены в скв. 395А, в разломе Курчатова и в некоторых глубоководны; желобах и разломах краевых морей западной окраины Тихого океана Выделенные петрохимические типы гипербазитов Мирового океанг имеют, по мнению Лазько, определенный генетический смысл. Согласно современным взглядам, тектонизированные лерцолиты и гарцбургить представляют собой единую серию глубинных продуктов (реститов) возникающих в ходе частичного плавления вещества cyбoкeaничecкoí верхней мантии. Особенности состава пород наиболее совместимы с предположением, что лерцолиты образуются при незначительных степенях плавления и представляют собой слабо истощенный базальтовыми компонентами мантийный субстрат, а гарцбургиты являются продуктом более "продвинутого" процесса и содержат очень мало легкоплавки* компонентов. Железистые перидотиты, вероятно, возникли из базальтового или пикритового расплава при его кристаллизационной дифференциации. Свежие ультрабазиты в океане встречаются крайне редко, однако исследованиями Дмитриева и Штейнберга было доказано, что соотношения главных петрогенных компонентов в перидотитах, подвергшихся ранней петельчатой серпентинизации, сохраняются неизменными, т.е. преобразование в этом случае носит изохимический характер.

На основе выявленных закономерностей и преобладания того или иного типа в морфоструктурах океанического дна выделяются три главные мегапровинции океанических ультрабазитов (Лазько, 1987).

К первой, существенно лерцолитовой, относятся срединные хребты и ложе океанов — Атлантического и Индийского. В них про-

порция между лерцолитами и гарцбургитами примерно одинакова, с некоторым преобладанием первых.

Вторую мегапровинцию составляют островодужные склоны глубо-эводных желобов и разломы в краевых морях, где, за редким исключе-ием, представлены сильно истощенные гарцбургиты, в значительной гепени лишенные легкоплавкой составляющей. К этой мегапровин-ии отнесены желоба: Марианский, Тонга, Пуэрто-Рико, Яп и зона [аресе-Вела в Филиппинском море.

К третей,ультрабазитовой,мегапровинции относят ложе Тихого оке-яа, перидотиты которого по количественно-минеральному составу и етрохимическим особенностям большей частью являются сравнитель-о истощенными гарцбургитами (лерцолиты встречены только в разло-е Элтанин).

Разделение Мирового океана на петрохимические мегапровинции 1азько, 1987) объясняется вариациями интенсивности геодинамичес-их процессов. Решающая роль принадлежит степени частичного плавания мантийного ультрабазитового субстрата. По-видимому, существует гсная связь между объемом выплавляющихся магм (и, соответственно, гепенью истощения перидотитов) и скоростью разрастания океани-гского дна. В ряде сегментов Срединно-Атлантического хребта, где сорость разрастания заметно повышена, вместе с лерцолитами встре-1ются истощённые разности перидотитов. В Тихом океане доминирует гарцбургиты.

Первичные ультраосновные породы немагнитны, в целом же обра-эвание магнетита связано с прогрессивными стадиями серпентиниза-ии: антигоризацией, хризотилизацией и лизардитизацией.

Далее рассматривается процесс серпентинизации мантийных ульт-абазитов, описанный на сегодняшний день многими исследователя-и, для дальнейшей корреляции этого явления с магнитными свойства-и серпентинизированных океанических пород. Серпентинизация — шроко распространенный процесс постмагматического изменения су-(сствснно оливиновых ультраосновных пород. Сущность его состоит в шещении первично-магматических безводных железисто-магнезиаль-ых силикатов (оливина, ромбического пироксена) ультрабазитов вод-ым силикатом магния — серпентином; при этом железо, частично не эшедшее в состав новообразованного серпентина, выделяется в форме горичного магнетита. Процесс серпентинизациии является гидротер-альным и происходит в интервале температур 200—400°С. Серпенти-иты в дальнейшем могут, как уже установлено, подвергаться прогрес-1вному метаморфизму, связанному либо с тепловым и химическим воз-;йствием интрузий, либо с региональным динамотермальным метамор-измом, либо с околотрещинным гидротермальным метасоматозом.

Дальнейшее рассмотрение стадий самого процесса ссрпентинизацш необходимо для выяснения условий образования магнетита и приобретения серпентинитами остаточной намагниченности. Многочисленные магнитные и рентгеноспектральные исследования океанических серпентинитов показали, что основным носителем магнетизма в них является магнетит, количество которого может достигать 4 % и более.

Показано также, что возникновение, состав и количество магнетита в серпентинизированных ультрабазитах зависит от условий их образования. Рудная пыль в серпентинитах представлена механической смесью полумартита, мартита, магнетита, гематита и маггемита (Соболев, 1959). Разности, отвечающие составам чистого магнетита и (или) маггемита, в природе встречаются весьма редко. Обычно исследователи обнаруживают серии твердых растворов РеРе204~ИегОз с примесью маг-незиоферритов, магнезиохромитов. Степени окисления железа сосуществующих магнетитов и серпентинов хорошо коррелируются. При этом выделяются две группы пород: антигоритовые серпентиниты с одной стороны, и хризотиловые, хризотил-лизардитовые и лизардитовые с другой (Штейнберг, Чащухин, 1977). Граница между ними соответствует степени окисления железа в серпентине, равной (60—65)%. Более окисные антигориты с магнетитом и более закисные хризотилы и ли-зардиты неизвестны. При образовании антигоритовых серпентинитов на месте серпентинизированных ультрабазитов в результате алломета-морфизма с выделением магнетита, степень окисления железа в породе понижается, ибо в ранних серпентинитах она близка к магнетитовой, а в антигорите она значительно ниже. Из этого следует, что выделение магнетита сопровождается не поглощением кислорода, а, наоборот, его удалением из породы, и что главными факторами перекристаллизации с образованием магнетит-антигоритовых серпентинитов должны являться общее давление, давление воды, температура, но не режим кислорода (Булыкин, 1969).

Вторая глава диссертации посвящена геологическому описанию районов исследования и петрографической изученности исследуемых серпентинитов.

Находки серпентинитов известны во многих районах Мирового океана. На сегодняшний день имеется более 100 станций в океане, где различными исследователями были драгированы, подняты подводными аппаратами или выбурены серпентинизированные ультрабазиты. Однако петромагнитные исследования проведены на очень небольшом количестве коллекций, поэтому в первом параграфе данной главы дана представительность изучаемого каменного материала.

В нашем распоряжении имелись материалы по 12 коллекциям, вклю-ающие оригинальные измерения авторов и литературные данные. Всего каталог данных были занесены магнитные измерения 75 образцов из 2 коллекций. Следует отметить, что коллекции очень различаются по редставительности. Так например, коллекция образцов из трансформ-ого разлома 15°20' (разлом Зеленого мыса) состоит из серпентинитов, хватывающих почти весь регион, в котором находится зона разлома :тенки разлома, его активная и-пассивная части, а также места сочле-ений с рифтовой долиной). Данные по этой коллекции, включенные в стал о г измерений, являются результатом работ трех исследователей, □лучивших каменный материал в различных экспедициях и проводнв-[их свои исследования независимо друг от друга.

Коллекция хребта Горриндж включает в себя три разные группы эразцов: драгированные и поднятые с помощью подводных аппаратов 12 рейсе нис "Витязь", а также образцы глубоководных скважин 4 и 5, робуренных на вершине и на западном склоне горы Геттисберг. Наи-енее представительны коллекции трансформного разлома Сан-Паулу гидротермального района Снейк-Пит в рифтовой долине Срединно-тлантического хребта. В этих структурах было поднято всего по два эразца ссрпентинизированных ультрабазитов. Третья по представи-;льности группа коллекций включает в себя данные из литературных :точников.

Район Снейк-Пит (23°50' с.ш.) получил широкую известность благо-фя открытым в его пределах гидротермальным источникам. Почти ;я долина занята сравнительно молодыми вулканическими грядами, се хребты сложены наслоением трубообразных подушечных лав, имущих возраст не древнее 5000 лет (Зоненшайн и др., 1992). Драгирова-ием были подняты образцы с западной стенки рифта,с которой, веро-гно, связана интенсивная магнитная аномалия. Большая часть склона южена серпентинитами, подвергшимися интенсивной деформации, в >м числе рассланцовке, отражая течение материала при его протрузи-1Ном внедрении. Породы представлены полностью серпентинизиро-шными апогарцбургитами с массивной тонкозернистой структурой 1оненшайн и др., 1992).

Трансформный разлом Зеленого мыса (15°20 ) исследован в 3-м рей! нис "Академик Страхов", где проводилось опробование коренных зрод на пяти полигонах. Драгировки были сделаны на бортах долины [злома, на склонах поперечных хребтов, а также в пределах ме^диан-лх хребтов, расположенных непосредственно в долине разлома. Сре-I поднятых пород преобладают в различной степени серпентинизиро-

ванные гипербазиты. Возраст южного борта разлома — поздний олиго-цен—ранний миоцен (б-я линейная магнитная аномалия — 20—25 млнлет), северного — поздний эоцен (В-я магнитная аномалия — 37 млн.лет). Драгированные ультраосновные породы часто брекчированы. рассланцованы. Ультрабазиты претерпели разную степень серпентини-зации (Пейве, Щербаков, 1989). В коллекции преобладают перидотиты с тектоническими структурами, реже встречаются дуниты и пироксени-ты. Среди перидотитов резко преобладают гарцбургиты.

Трансформный разлом Кларион расположен в Северо-Восточной котловине Тихого океана. В 28 рейсе нис "Дмитрий Менделеев" были проведены детальные геолого-геофизические исследования, на полигоне вблизи 147° з.д., на границе зоны спокойного магнитного поля и мезозойских линейных аномалий. Возраст океанической коры здес! определялся как позднемеловой (65—97 млн.лет). При драгировании разломного желоба были подняты обломки базальтов, гиалокластитов. долеритов, габброидов и серпентинизированных ультрабазитов. Ультраосновные породы," представленные апоперидотитовыми серпентинитами, полностью сохранили текстуру и структуру тектонизйрованньо перидотитов. Основной объем магнетита приурочен к границам межд} петлями. Подобные породы интерпретируются как тсктониты, прошедшие стадию высокотемпературного пластического течения (Лазько, 1985)

Лигурийские серпентиниты были драгированы в 16 рейсе нис "Академик Мстислав КелдЬ1ш" в северо-восточной части Тирренского моря и представляют собой офиолиты Западного Средиземноморья. В современном ввде Тирренское море представляет фрагмент Лигурийско-Пье-монтского моря, располагавшегося в западной части океана Тетис. Онс заложилось в верхнем триасе свыше 200 млн .лет тому назад. В результате преобразований ,в условиях глауконитовой, зеленосланцевой и ам-фиболитовой фаций из первично-петельчатых (лизардитовых) серпентинитов возникли антигоритовые серпентиниты (Ottenello et al., 1979).

Глубоководная скв. 395 была пробурена в центральной Атлантике, на 22° с.ш., к югу от трансформного разлома Кейн и примерно в 150 ии к западу от оси рифтовой долины. На глубине около 160 м под дном океана скважина вскрыла "плутонический комплекс" мощностью 10 м В гарцбургитах присутствуют 35% ортопироксена, 2—4% клинопироксе-на и 1—2% хромшпинелида. В лерцолитах соответственно 30,8, 12,0 и 4-5%. Такие породы встречаются довольно часто, именно они являются типоморфными для всей центральной части Северной Атлантики.

Глубоководная скв. 334 пробурена, также как и скв. 395, в центральной Атлантике, на 37° с.ш., в 104 км к западу от оси рифтовой долины,

На глубине 295,5 м под дном океана, после 50 метровой базальтовой голщи скважина вскрыла интрузивный комплекс, прошла по нему 67 ветров и затем была остановлена. Лерцолиты скважины 334 ощутимо ;ерпентинизированы, наряду с преобладающим оливином они содер-кат 10-40% низкоглиноземистого ортопироксена. Плагиоклаз отмечен ю всех без исключения фрагментах, обычно в количестве менее 5%. Всем темноцветным силикатам свойственна несколько повышенная, то сравнению с обычно наблюдаемой в ультрабазитах океана, железис-гость. Клинопироксен в лерцолитах преобладает над ортопироксеном. Признаки высокотемпературной пластической деформации в лерцоли-гах выражены плохо. В отдельных образцах накапливается Fe (свыше L0 мас.%), что является следствием повышенной железистости оливина тервдотита. Очень велики концентрации А^О^ и CaQ при низком содержании MgO. Характер чередования пород в раЗрезе, их микрострук-гуры, геохимические особенности и состав минералов явились основой 1ля вывода о том, что интрузивный комплекс, подобно континенталь-ibiM расслоенным интрузивам, имеет кумулятивную природу (Hodges, 3apike, 1977).

Хребет Горриндж расположен в северной Атлантике в пределах Азо-ю-Гибралтарской зоны разломов, на границе Африканской и Еврази-1тской плит и представляет собой поднятый блок коры нижнемелового юзраста. Геоморфологически хребет представлен двумя отдельными хзрами. Гора — Геттисберг, расположенная на западном фланге хребта, штсресла выходами серпентинизированных ультрабазитов разного состава. Кристаллизация первичных габбро произошла 135 млн.лет тому 1азад по данным K-Ar метода определения возраста, что соответствует юзрасту коры под хребтом Горриндж, которая является старейшей ча-:тью океанической коры в этом регионе (Prichard, Mitchell, 1979). Изу-гение кернов двух скважин, пробуренных нис "Бавенит", выявило на-шчие в разрезе многочисленных крутопадающих зон нарушений, вы-юлненных в основном тальк-асбестовыми и реже тальк-актинолито-¡ыми минеральными агрегатами. Анализ химического и минерального юставов серпентинитов хребта Горриндж показал, что гарцбургиты и [ерцолиты горы Геттисберг имеют реститовый генезис, в отличие от 'льтрабазитов горы Ормонд, которые являются кумулятивными. От уль-■рабазитов Срединно-Атлантического хребта серпентиниты изучаемо-' хз района отличаются более высоким .содержанием глинозема, что ха-»актерно для пассивных окраин океана (Матвеенков и др., 1995).

Филиппинское море занимает особое место среди морей западной жраины Тихого океана. По строению коры море относят к океаничес-

кому типу (Murauchis, Denn et al., 1968). В настоящее время здесь не отмечено ни сейсмичности, ни вулканической активности. Образць; ультраосновных пород были драгированы в 17 рейсе судна "Дмитрии Менделеев" со склонов Марианского желоба, одного из самых глубоких в Мировом океане (11022 м), и желоба Яп (8850 м).

Возникновение Марианской островной системы (островная дуга — глубоководный желоб) над Марианско-Бонинским глубинным швом относится к концу мела и началу палеогена (Богданов, Хаин, 1980). Онс произошло на океанической коре в тылу дуги в результате чрезвычайно быстрого процесса растяжения. Большинство изверженных и магматических пород, поднятых со стенок желобов, имеют датировки между 3' и 22,5 млнлет, т.е. отвечают среднему и позднему олигоцену.

Разлом Хизена входит в разломную зону Элтанин (юго-восточна* часть Тихого океана). Изучение океанической коры в этом районе было проведено в 24-м рейсе нис "Академик Курчатов" в 1977 году, в 440 о к западу-северо-западу от гребня Восточно-Тихоокеанского поднятия Геомагнитная съемка, проведенная на участке разлома, позволила выявить здесь линейную структуру магнитных аномалий, субпараллельных оси поднятия. При этом центральная аномалия на полигоне предположительно идентифицирована как 4 (10 млн. лет).

Драгированием (ст.2177) было поднято 10 кг угловатых обломко! . перидотитов, среди которых преобладают апогарцбургитовые серпентиниты. Характерная черта перидотитов из разлома Хизена — относительно высокая степень серпентинизации пород при отсутствии рас-сланцевания.

Третья глава посвящена результатам анализа магнитных характеристик серпентинитов двенадцати коллекций, из различных регионов Мирового океана с разными тектоническими и геологическими условиями. Магнитные характеристики изменяются в широком диапазоне значений, перекрываются по одним параметрам и значительно отличаются по другим.

Трансформный разлом Кларион. Результаты изучения магнитны? характеристик серпентинитов приведены в виде гистограмм распределения значений ]„, к, Qn. Величина 1п варьирует от 0,5 до 6,5 А/м, составляя в среднем 3—4 А/м, что существенно выше, чем /„ габбро у измененных базальтов. Следует отметить невысокие значения Qn = 0,33,0; средняя величина Qn равна 1. Обычно подобные значения Qn соответствуют многодоменным и псевдооднодоменным зернам, как носителям /„. Однако величины J^/Tg для этих образцов составляют 0,1-0,2 термомагнитный критерий определенно указывает на присутствие ка»

дно- так и псевдооднодоменных зерен. Приведенные факты свиде-ельствуют, по-видимому, о том, что носителями остаточной намагни-енности являются мелкие одно- и псевдооднодоменные зерна магне-ита, а небольшие значения Qn и относительно невысокие отношения rs/Is можно объяснить присутствием в образце значительной доли су-ерпарамагнитных частиц. Поскольку ферримагнетик в серпентинитах озникает в результате кристаллизации; первичная намагниченность ерпентинизированных пород является химической (7ГС). Величина /„ сследуемых образцов, несмотря нй свою относительно большую вели-ину, на самом деле "мала", если принять во внимание значительную онцентрацию ферримагнетика в серпентинитах. Действительно, отно-1ение /„ к идеальной остаточной намагниченности /„• в них составляет , 1—0,35. Малость этого отношения в серпентинизированных породах тмечаласьи ранее (Нгуен Тхи Ким Тхоа, Печерский, 1989). Проблема, эзникающая здесь, заключается в том, что, согласно лабораторным сследованиям вышеназванных авторов, отношение Irc/Iriдолжно при-пизительно равняться 1. Низкие значения In/In в нашем случае можно вязать с тремя причинами:

• с особенностями приобретения 1ГС в серпентинитах, приводящими столь малому, в сравнении с /п-, значению 1ГС;

• с естественным старением 1п;

• с сильно растянутым во времени процессом серпентинизации, так го в ходе кристаллизации магнетитовых зерен геомагнитное поле несоль ко раз претерпевает инверсию.

Серпентиниты разлома Кларион характеризуются относительно вы-жой объемной концентрацией С ферримагнетика в образце до 2% и aiuie. Рс1?гсноструктурный анализ ферримагнитной фракции породы эказал, что магнитный минерал в образце представлен катион-дефи-итной шпинелью ряда магнетит-маггемит со степенью окисления Z = 8. Иными словами, зерна магнетита за время, прошедшее после сер-гнтинизации, претерпели значительное однофазное окисление. Этот акт отражается и на термомагнитных кривых.Действительно, при на-•еве образцов наблюдается резкий спад кривых 1п{Т) и IS(T) при тем-фатуре 400°С, что можно связать с переходом окисленной шпинели в матит. В целом результаты изучения магнитных характеристик образов пород, отобранных при драгировании в зоне разлома Кларион, жазывают, что серпентиниты, слагающие глубинный слой океанийской коры, имеют высокие значения магнитных характеристик и могут [ужить источниками магнитных аномалий. Это подтверждается и ре-льтатами гидромагнитной съемки, согласно которой к выходам сер-;нтинитов в желобе разлома приурочены аномалии магнитного поля.

Хребет Горриндж. Основу коллекции составили семь частей пятид< сятиметрового керна антигоритовых серпентинитов, полученных пр бурении скв. 5 во время первого рейса бурового судна "Бавенит" в 19! году. Скважина расположена на склоне горы Геттисберг. Кроме обра цов скв. 5 были привлечены данные по 12 частям керна скв. 4, на boi точном склоне горы. Совместно с выбуренными образцами были hi следованы апогарцбургитовые серпентиниты, драгированные с верил ны горы Геттисберг в 12 рейсе нис "Витязь".

Средняя естественная остаточная намагниченность серпентинит« скв. 5, поданным 200 измерений, составила 15 А/м, при высоком ста] дартном отклонении dn.\ = 79 А/м. Более подробное рассмотрение ке] на показало, что образцы части 21а имеют аномально высокую нама ниченность, превышающую в отдельных образцах 300 А/м. Без учета образцов аномальной части 21а, средняя естественная остаточная н; магниченность образцов скв. 5 составила 4,3 А/м (стандартное откл< нение dn.\ = 5 А/м), что вполне соответствует средней намагниченн« сти известных океанических серпентинитов.

Измерение наклонения естественной остаточной намагниченносп выявило сложную картину распределения направления намагничени В скв. 5 магнитное наклонение изменяется от —80° до +80", jCp — —2, при (d„.i = 28°), причем в некоторых частях керна наклонение измен: ется в пределах одного горизонта от кубика к кубику. Средняя магни ная восприимчивость образцов скв. 5 равна 42,7х10_3 ед.СИ, dn.\ 12,5х10-3 ед.СИ, к не имеет аномальных значений, какие наблюдают« при рассмотрении естественной остаточной намагниченности. Велич: на к при этом практически не коррелируется с 1п и Qn-фактором, одн ко хорошо согласуется с намагниченностью насыщения Is- Средн! значение к, как и 1п, характерно для океанических серпентинитов i других коллекций.

Фактор Кенигсбергера Qn во всех измеренных частях керна больи единицы; среднее значение Qn, без учета аномальной части 21а, рав! 3,7 (dn-i = 4,6).

Термомагнитные исследования, в частности снятие термомагнитнь кривых /$(Г ) и определение температур Кюри Тс, показали, что нос] телем 1п является магнетит. Кривые лабораторных нагревов — одн( фазные, имеют обратимый характер и совпадают в ходе первого и вт< poro нагревов. Температура Кюри почти на всех кривых равна 575°' Отношение величины I¡ до нагрева к после нагрева близко к един] це и составляет 0,97—0,98, что может свидетельствовать об отсутств! окисленности, как до, так и после лабораторных нагревов.

Намагниченность насыщения Is, остаточная намагниченность насы-,ения /„, коэрцитивная сила Нс и остаточная коэрцитивная сила Нсг эактически не имеют заметных аномалий, хотя средняя величина /5 = 9х103 А/м немного превышает средние значения намагниченности асыщения ранее известных океанических серпентинитов, где Is = ,7х103 А/м. Средние значения коэрцитивной силы Нс = 5,6 мТл и остаточной коэрцитивной силы Нсг = 23,0 мТл, как и осталь-ые гистерезисные характеристики, мало отличаются от ранее известных 1стерезисных характеристик серпентинитов Мирового океана.

Средние значения In/h = 0,21, а НС1/НС = 1,47, что соответствует меси псевдооднодоменных и однодоменных зерен.

Дальнейшие исследования по выяснению размеров и распределения грен магнетита в образцах проводились на рентгеноспектральном ана-изаторе'"КАМЕБАКС" при ускоряющем напряжении 15 кв и токе зонда 0 мА. Размер электронного зонда — (1—2) мкм. Анализировались анш-ифы образцов с угольным напылением. Наиболее интересные участки афиксированы на 40 фотографиях.

В составе ферримагнетиков найдены зерна магнетита размерами от олей микрона до десятков микрон. Магнетит практически чистый, не одержит примесей Al, Mg, Сг, Мп. Следует также отметить, что круп-1ые зерна часто имеют рыхлую, как бы изъеденную, структуру. Выделе-[ие цепочек зерен магнетита привязано, как правило, к трещинам и раницам зерен. Однако в нескольких образцах магнетит распределен 1авномерно по всей площади аншлифа В образцах с высокой намагни-[енностью встречается значительно большее количество зерен магне-ита большего размера, чем в образцах с низкой намагниченностью. По 1ашему мнению, наблюдения на "КАМЕБАКСЕ" позволяют сделать федварительный вывод о связи величины 1п с размером зерен магнети-а для выбуренных образцов: средней намагниченности соответствуют ерна размером до 5 мкм, высокой 1п соответствуют зерна с харакгер-шм размером 20Х30мкм, а диаметр наиболее крупных зерен составляет 50-60) мкм.

Для разделения компонент и выяснения условий их возникновения, i также для определения стабильности остаточной намагниченности 5ыла предпринята магнитная чистка переменным магнитным полем и гемпературой ■ 42 кубиков. Выделение компонент проводилось путем тостроения диаграмм Зийдервильда.

При обработке и обобщении данных, полученных при магнитной тетке переменными полями и температурой, были обнаружены следу-ощие закономерности.

• Образцы, подвергшиеся чистке, разделяются на две группы по полученным значениям магнитного наклонения j.

• Первая, наиболее многочисленная группа (более половины всех чищенных образцов) имеет субгоризонтальное, близкое к нулю наклонение jcp = +1°. При этом на гистограмме распределения у очищенных образцов в интервал 0±5° попадает 35% из всего количества.

• Наряду с образцами, имеющими субгоризонтальное направление, магнитного наклонения, выделяется группа (20%) с jcp— —17".

Описанные выше результаты магнитной чистки относятся к частям керна, расположенным на разных горизонтах скважины. Вероятные объяснения результатов магнитной чистки и, в частности, наличие двух отдельных групп образцов, различающихся по наклонению, мы видим в том, что ультрабазиты хребта Горриндж в ходе текгоно-магматической эволюции по крайней мере дважды подвергались процессу серпентини-зации. Возможно, большая часть ультрабазитов была серпентинизирова-на во время формирования хребта вблизи экватора 135—130 млн. лет назад. В дальнейшем, в ходе дрейфа Иберийской плиты в северном направлении, когда хребет находился на широте 8—10°, ультрабазиты хребта Горриндж вторично подверглись процессу серпентинизации, причем это происходило в эпоху обратной магнитной полярности.

Иными оказались результаты чистки "аномальной" части керна 21а. Здесь в большинстве образцов присутствует аномально высокая первичная остаточная намагниченность, которая при размагничивании переменным магнитным полем быстро уменьшается и достигает величины менее 1 % от первоначальной 1п при амплитуде переменного поля (20—25) мТл. При этом склонение и наклонение 1„ остаются практически неизменными. Например, образец 21а-2-1б, имеющий /„ = 111 А/м, размагничивается в поле 40 мТл до 0,5% от первоначального значения /„, при неизменных j и D. Наличие в керне части 21а, имеющей одно-компонентную аномально высокую и вместе с тем относительно маг-нитомягкую намагниченность, наиболее естественно объясняется заклиниванием бурового снаряда, которое имело место при выбуривании керна. По-видимому, аномально высокая величина /„ в данном случае связана с относительно крупными, магнитомягкими зернами магнетита, которые обычно не вносят вклад в 1п. Действительно, вследствие больших динамических нагрузок при заклинивании могло произойти полное перемагничивание первоначальной 1п и образование динамической намагниченности (Шапиро, Иванов, 1967). Аналогичное явление наблюдалось и ранее при исследовании серпентинизированных лерцолитов из скв. 395 (Dunlop, Prevot, 1982), а намагниченность, образовавшаяся при бурении, носит название "drilling remanence".

Для сравнения полученных магнитных свойств образцов из керна с дотированными были выбраны два относительно больших куска пе-ельчатых апогарцбургитовых серпентинитов, поднятых драгой с вер-иины горы Геттисберг в. нескольких милях от места бурения. Всего ыло исследовано более 30 кубиков, и получены следующие магнитные араметры:

• 1„ср свеж, образца — 6,2 А/м, кср = З6,410-3 ед.СИ, Нтср = 42,5 мТл;

• 1пСр изм. образца — 1,3 А/м, кср = 22,610~3 ед.СИ, Нтср = 35,0 мТл. Полученные в ходе измерений магнитное склонение и наклонение

ыли одинаковыми во всех кубиках каждого драгированного образца, ермомагнитные кривые практически ничем не отличаются от фмомагнитных кривых серпентинитов скв. 5.с температурой Кюри агнетита.

При действии переменными полями в обоих образцах, величина /„ ;сьма медленно уменьшалась. Диаграммы Зийдервильда и распределил направлений вектора /„ на стереограммах показали наличие только (ной компоненты намагниченности.

Отношения Irs/Is = 0,29, Нсг/Нс = 1,50 и Hmr/Hcr = 0,8, полученные 1я драгированных образцов, характерны для однодоменных и мелких евдооднодоменных зерен. Рентгеноспектральный анализ показал нагане в образцах зерен магнетита с примесью кремнезема. Размеры рен магнетита не превышают 1515 мкм, и, как видно на фотографиях, льшинство зерен имеет размер 86, 610, 815 мкм. Зерна весьма нео-ородны по составу. Чистый магнетит обнаруживается микрозондом пько в центральных частях некоторых зерен. Основная часть ферри-гнитных зерен представляет собой взаимные прорастания магнетита :иликата, что,очевидно, и объясняет высокие магнитные параметры îrupo ванных образцов, поскольку реальный размер зерен в этом слу-; много меньше видимого.

Размагничивание переменным магнитным полем проводилось полно с шагом 2,5 мТл и дальнейшим построением разрушающих кри-< ЦН). Образцы скважины 5, как и следовало ожидать, оказались юльно магнитомягкими, и уже при H = 25,0—30,0 мТл от первона-ьной естественной остаточной намагниченности оставалось менее 1%. Совершенно другой характер разрушающих кривых проявился при >ведении подобного эксперимента на образцах из драги. Образцы :ь более магнитожесткие, их медианное разрушающее поле Нт = ) мТл, что в 4 раза больше, чем у выбуренных. Проведенные исследования показали, что в ходе текгоно-магмати-кой эволюции ультрабазиты хребта Горриндж подверглись многооб-

разным изменениям, отразившимся в магнитных свойствах образцов имеющихся коллекций. Выполненные нами петромагнитные измерения позволили получить ряд новых данных о магнитных свойствах серпентинитов и их зависимости от процессов серпентинизации ультраба-зитов.

1. Результаты размагничивания переменным магнитным полем серпентинитов хребта Горриндж обнаружили два типа образцов, разных по магнитной жесткости и величине зерен магнетита; причем выбуренные образцы более магнитомягкие и имеют более крупные зерна фер-римагнетиков, чем драгированные.

2. Большая часть образцов серпентинитов имеет субгоризонтальное магнитное наклонение. Возможно, они подверглись серпентинизации во время образования блока океанической коры под хребтом вблизи экватора 135—130 млн. лет назад. В дальнейшем, в ходе дрейфа Иберийской плиты в северном направлении, когда хребет находился ш широте 8—10° с.ш., ультрабазиты вторично подверглись процессу серпентинизации, причем это происходило в эпоху обратной магнитное полярности.

Глубоководные скважины 334 и 395 были подробно исследовань Данлопом и Прево (1982). Измеренные значения естественной оста точной намагниченности 1п и расчет фактора Кенигсбергера (?„ указы вают на различие в магнитных характеристиках образцов рассматрива емых скважин: /„ лерцолитов скв. 395 в два раза выше, чем /„ кумуля тивных перидотитов скв. 334.

Дальнейшие измерения в переменных полях, магнитная чистка ] построение диаграмм Зийдервильда выявили наличие второй компо ненты в некоторых образцах скв. 334, в то время как в образцах скв. 39 была обнаружена только одна компонента, образовавшаяся, по мне нию авторов, в процессе бурения (с!гШи^ гетапепсе).

Идентификация магнитных минералов, являющихся носителям магнетизма в рассматриваемых породах, осуществлялась путем терме магнитного анализа, наблюдением шлифов в оптический микроскоп применением рентгеноспекгрального анализа. Термомагнитные кривы 1$(Т) имеют обратимый характер и представлены одной фазой с точко Кюри вблизи 570°С. В серпентинизированных перидотитах обнаружь ны две генерации минералов. Первичными являются крупные зеря шпинели размером свыше 500 мкм, причем они более обогащены хре мом в образцах скв. 334 по сравнению с лерцолитами скв. 395. Втори1 ные минералы во всех образцах представлены, главным образом, ма: нетитом, образовавшимся в ходе серпентинизации. В перидотитах ск

334 магнетит имеет форму тонкодисперсных зерен, а также появляется иногда в форме небольших интрузий внутри зерен и на границах с первичной шпинелью. В лерцолитах сгаз. 395 магнетит выражен преимущественно в виде прожилок, иногда с удлиненным ядром хромсо-держащей шпинели (пикотит). Дискретные малые зерна сульфидов присутствуют в перидотитах скв. 334 и скв. 395, однако в образцах скв. 334 сульфиды встречаются чаще. В образцах скв. 395 наличие гомогенных зерен шпинели внутри некоторых жил вторичного магнетита, по мнению авторов, может указывать на то," что серпентинизация началась при более высокой температуре, чем в перидотитах скв. 334, т.к.-твердый раствор шпинели не появляется ниже температуры 510°С. По результатам измерений Is и к лерцолиты скв. 395 имеют заметно меньшую намагниченность насыщения и приблизительно в два раза меньшее процентное содержание магнитных минералов, чем в скв. 334. Среди серпентинизированных перидотитов скв. 334 имеются как сильномагнитные, так и слабомагнитные образцы, что можно отнести за счет степени серпентинизации. Два из десяти исследуемых образцов (334-26-2а и 334-27-1а) имеют /$ равную(0,09 и 0,03) 103, А/м; следовательно, процентное содержание ферримагнетиков в них менее 0,01%. Оставшиеся семь образцов имеют содержание ферримагнетиков от 1% до 2,4%. В слабомагнитных образцах практически отсутствует вторичный магнетит и намного меньше оливина, чем в сильномагнитных. Магнитная восприимчивость к большинства образцов просто отражает различные содержания ферримагнетиков.

Серпентинизированные лерцолиты скв. 395 имеют относительно невысокие значения: Нс = 4—5 мТл, Hcr ~ 8,5—9,0 мТл и Нсг/Нс — 2, характерные для псевдооднодоменных зерен. Сильномагнитные серпентинизированные перидотиты скв. 334 имеют Нс = 10—15 мТл, На- — 17—25 мТл, Нсг/Нс = 1,8. Слабомагнитные серпентинизированные перидотиты скв. 334 являются магнитожесткими с Нс = 12—25 мТл, Нсг = 25—38 мТл и Нсг/Нс 1,4—2,2. Эти величины характерны для смеси однодоменных и псевдооднодоменных зерен.

На основании представленных выше данных по магнитным свойствам серпентинизированных перидотитов скв. 334 и серпентинизированных лерцолитов скв. 395 Данлоп и Прево делают несколько следующих обобщающих выводов.

1. Серпентиниты имеют большую намагниченность, чем другие интрузивные породы из рассматриваемых скважин (1пср = 5 А/м). Присутствие серпентинитов в нижней части коры или на более верхних горизонтах должно, бесспорно, отражаться в форме магнитных аномалий. Когерентная CRM с приблизительно дипольным наклонением очищен-

ной NRM наблюдается в двух группах исследуемых образцов. К перво] относятся серпентинизированные перидотиты скв. 334, распол&кенньк в керновом интервале 30-60 см (22-2а, 22-2Ь, 22-2с). Ко второй — помп все Лерцолиты скв. 395. При этом серпентиниты скв. 334, с наклонение! jCp = —33°, оказывают разрушительный эффект на положительную ано малию над скважиной. Таким образом, серпентинизированные перидо титы скв. 394 приобрели намагниченность через 0,5 млнлет после при обретения первичной TRM пиллоу-лавами.

Лерцолиты скв. 395 имеют нормальную полярность и увеличиваю амплитуду положительной аномалии. Среднее наклонение в образца: равно +40°, что в точности совпадает с дипольным наклонением н: широте скважины 23° с.ш..

2. Маггемит практически отсутствует в серпентинитах, и, таким об разом, их магнитный сигнал постоянен во времени, в отличие от ба зальтов, в которых NRM прогрессивно уменьшается в результате магге митизации.

3. Серпентинизированные перидотиты приобрели интенсивную i стабильную CRM, носителем которой является вторичный магнетит образовавшийся в течение серпентинизации. Прожилки хромшпинел] внутри некоторых магнетитовых жил могут указывать на то, что сер пентинизация началась при температуре >500°С, возможно, в низах корь или в верхней мантии.

4. Вязкая намагниченность незначительно изменяется в течение ше сти недель.

5. Направленная стабильная компонента была выделена путем раз магничивания в переменных полях в каждом из образцов индивидуаль но. При этом серпентинизированные лерцолиты были сильно перемаг ничены и "загрязнены" намагниченностью, возникшей в результат« бурения.

6. По величине NRM и другим магнитным характеристикам иссле дуемые образцы вполне сравнимы с образцами офиолитовых комплек сов и драгированными со дна океана, при схожести их литологии i степени метаморфизма.

Филиппинское море. Серпентинизированные ультрабазиты пред ставлены образцами из драг 1403 и 1431 (27 рейс нис "Дмитрий Менде леев"). В большинстве случаев серпентиниты являются антигоритовы ми (Савельева и др., 1980). Термомагнитный анализ образцов показал что носителем магнетизма данных пород является магнетит, причем, i данном случае, они чаще всего окислены вплоть до появления маггеми та (Печерский и др., 1980). Присутствие маггемита в образцах былс

выявлено по повышенной температуре Кюри (Тс > 580°С), потемпера-гурам фазовых переходов на термомагнитных кривых (~ 300-400°С) и то отношению Ist/Is0 ~ 0,3—0,7. Естественная остаточная намагниченность относительно мала, по сравнению с образцами из драг других регионов, и составляет 0,5—1,66 А/м в Марианском желобе и 0,16—1,78 Ум в желобе Яп. При этом следует заметить, что в серпентинизиро-$анных дуннтах желоба Яп практически отсутствует ферримагнетик, и ix /„ составляет всего 0,16 А/м. Магнитная восприимчивость колеблет-:я в широких пределах от 1 до 50х10-3 ед.СИ и зависит как от состава юроды (главным образом от соотношения Fe/Mg в оливинах), так и от тепени серпентинизации (Печерский и др., 1980).

Значения медианного разрушающего поля малы, и их средние вели-ишы не превышают в обеих коллекциях 3,5 мТл, из чего можно пред-юложить, что образцы являются магнитомягкими. Учитывая, что Q„ у юльшинства образцов примерно равно 1, а Irs/h изменяется от 0,09 до ,24, можно полагать, что зерна магнетита находятся в псевдооднодо-[енном состоянии. Концентрация ферримагнетиков в большинстве лучаев не превышает 1%.

Разлом Хизена. Исследования магнитных свойств образцов из раз-ома Хизена показали, что апогарцбургитовые серпентиниты (ст.2177) меют следующие магнитные характеристики: 1п = 1,25—1,63 А/м, при реднем значении 1,5 А/м, к = 17,2—33,5х10_3 ед.СИ, при среднем зна-ении 24,9х10-3 ед.СИ, а среднее Qn = 1,51 (Линькова и др., 1982). азмагничивание в переменном магнитном поле указывает на сложную юлогическую предысторию серпентинитов; было выделено несколько аправлений намагниченности, которые разрушаются на различных гадиях Л-чистки. Первое направление, преобладающее в породе, раздается в переменном поле до 50 мГл. Два других направления пер-гндикулярны первому, антипараллельны друг другу, почти равны по ;личине и составляют 0,15—0,2 от исходной 1п. Одно из этих направле-ий разрушается в интервале от 50 до 55 мТл, другое стабильно и в поле ) мТл. Термомагнитным анализом установлено, что в перидотитах эисутствуют два ферримагнитных минерала. Так, перегибы на кривой s(7) (остаточной намагниченности насыщения) отмечены в области мператур 300 и 580°С. Величина после нагрева до 600°С меньше :ходной. Температура 580°С, соответствующая магнетиту, выделяется i повторной кривой /гс(7), в то время как перегиба на повторной кри->й 1К(Т) в области температур 300°С не наблюдается. Это свидетель-вует о том, что в породе, скорее всего, присутствует маггемит. Темпе-турная чистка показала, что вся намагниченность в породе связана с

магнетитом, присутствие маггемита не определяется направлением 1Г которое не меняется в ходе чистки, и нет прогиба на кривой 1п(Т) области температур 300°С. Поэтому существование нескольких компо нент вектора остаточной намагниченности относят за счет наличия раз личных по магнитной жесткости и соответственно по величине зере] магнетита, которые приобрели намагниченность в различное время.

Четвертая глава представляет совместное рассмотрение двенадцат: коллекций серпентинитов Мирового океана, сравнительный анализ обобщение магнитных характеристик серпентинитов.

Анализ значений естественной остаточной намагниченности пока зал большой разброс 1п от 0,1 до 10 А/м, при этом 1пСр = 3,1 А/м с с1п. = 2,55 А/м. На диаграмме распределений 1п выделяются две групп] значений. В основном эти группы объединяют образцы определенны коллекций, однако иногда значения /„ отдельных образцов из коллек ций разных групп перекрываются по своим величинам. При анализе 1 мы не принимали в расчет образцы из глубоководной скв. 395 и част 21а из скв. 5 на хребте Горриндж, поскольку, как было показано в пре дыдущем разделе, эти образцы полностью перемагнитились в процесс бурения, и их намагниченность вызвана буровым эффектом (<3п11ш гешапепсе).

К первой группе относятся серпентиниты с относительно слабо намагниченностью, имеющие 1пср меньше 1 А/м. Сюда вошли четыр коллекции из Тихого и Атлантического океанов. Две из них относятся зоне перехода океан—континент, они — поднят® с островодужнь] склонов Марианского и Яп желобов в Филиппинском Море. В эту ж группу мы поместили серпентинизированные перидотиты из трансфор много разлома 15°20' и гарцбургиты разлома Сан-Паулу в экваториал] ной Атлантике, намагниченность которых не превышает 0,6 А/м.

Вторая группа включает в себя более половины имеющихся у .нас взятых из литературы данных о серпентинитах. В эту группу вошл семь коллекций, имеющих 1„ от 1,5 А/м до 6,0 А/м, а именно: коллет ции из разломов Хизена и Кларион, из скв. 334, образцы, драгироват ные на склоне Срединно-Атлантического хребта (45° с.ш.), образщ драгированные и выбуренные на подводном хребте Горриндж; и та называемые "лигурийские серпентиниты" (офиолиты из Тирренско1 моря). Намагниченность, достигающую 10 А/м, имеют образцы гидре термального плато Снейк-Пит.

Магнитная восприимчивость к изменяется от 1,0 до 70х10~3 ед.С! Наименьшие значения к от 1,0 до 25х10-3 ед.СИ имеют образцы ко; лекций из Марианского желоба и разлома Яп, из трансформных разле мов Сан-Паулу и 15°20', а также образцы скв. 395. Образцы скв. 33'

эансформных разломов Хизена, Кларион и драгированные на подводом хребте Горриндж имеют к от 25 до 40х10-3 ед.СИ. Наибольшие тчения к — в образцах плато Снейк-Пит, в Лигурийских серпентини-ix и образцах скв. 5 на хребте Горриндж.

Кластерный анализ и результаты сопоставления магнитных характе-4стик. Для того, чтобы выяснить, чем обусловлена естественная оста->чная намагниченность, мы провели расчет коэффициентов коррелята между 1п и другими магнитными параметрами (таблица) для всего ассива значений. Как видно из таблицы, прослеживается хорошая кор-;ляция между Гп— к и In~Is, что указывает на зависимость естествен-ж остаточной намагниченности от концентрации ферримагнетиков в рпентинитах. Следует также отметить достаточно хорошую корреля-но между 1п и {К ~ 0)74) и слабую корреляцию между 1п~Нс (К = 26, здесь К — коэффициент корреляции). Это показывает, что есте-венная остаточная намагниченность содержится, главным образом, в инитожестких зернах магнетита и мало связана с магнитомягкой часто зерен, которые определяют величину коэрцитивной силы Нс .

Корреляционная матрица магнитных характеристик серпентинитов Мирового океана

In К /5 1rs WIs Нс

In 1,00 0,68 0,77 0,74 0,37 0,26

к 0,68 1,00. 0,82 0,69 0,25 -0,3

h 0,77 0,82 1,00 0,87 0,40 -0,4

In 0,74 0,69 0,87 1,00 0,67 0,3

Wh 0,37 0,25 0,40 0,67 1,00 0,41

Не 0,26 -0,3 0,14 0,43 0,41 1,00

личество измерений 75

В дальнейшем нами была предпринята попытка выявить связь межгеохимией океанических улътрабазитов и магнитными свойствами ганических серпентинитов. Для классификации исследуемых коллек-й по магнитным характеристикам и выделения петромагнитных ти-в серпентинизированных ультрабазитов мы провели кластерный ана-). Кластерный анализ предназначен для объединения наблюдений в iee или менее однородные группы — кластеры (классы). Кластериза-* проводилась по стандартной методике (Девис, 1990). Все вычисле-I проводились с помощью пакета прикладных программ "STATGRAP-CS".

При первоначальном разделении коллекций по величинам естествен ной остаточной намагниченности в отдельную, наиболее многочислен ную группу вошли коллекции из трансформных разломов Хизена, Сан Паулу, 15°20' и из двух островодужных желобов Филиппинского моря Все эти коллекции представляют разные вмещающие структуры с раз ным возрастом окружающих пород, а также разные типы исходных уль трабазитов (гарцбургиты и лерцолиты). Исходя из наших знаний о кол лекциях, вошедших в эту группу, мы видим, что одним из факторов, и объединяющих, является присутствие маггемита, который указывает н низкотемпературное окисление. Присутствие маггемита установлено пр] проведении термомагнитного и рентгенострукгурного анализов ферри магнитной фракции породы. В образцах коллекции разлома Кларио] рентгеноструктурный анализ подтвердил, что магнитный минерал породе представлен катион-дефицитной шпинелью ряда магнетит-маг гемит со степенью окисления Z= 0,7—0,8. В коллекциях, вошедших В' вторую группу, ферримагнитный минерал чаще всего представлен чис тым магнетитом, практически без примесей. Исходя из этих соображе ний, при проведении кластерного анализа мы ввели в качестве пере менных 1„ и Ist/Jso. -Результаты этой части кластерного анализа под твердили предположение о зависимости 1п от степени окисленност: магнетита в серпентинитах. Построение корреляционной диаграмм] I„—Ist/Isо показало тенденцию уменьшения 1п в тех серпентинитах, гд магнетит подвергся низкотемпературному окислению.

На остальных этапах кластерного анализа мы меняли или добавлял переменные (магнитные характеристики). Результаты в основном ока зывались похожими.

Для дальнейшего петромагнитного анализа было проведено разделе ние на классы с учетом среднего химического состава перидотитов. ] качестве переменных, помимо магнитных характеристик 1п и к, вводи лись средние значения содержания ТЮ2 и FeO* в породе, полученны при геохимических исследованиях. Как видно из диаграмм FeO*—/„ ТЮ2—In, корреляция геохимических данных с магнитными параметра ми практически отсутствует.

Присутствие магнитных минералов в серпентинитах, их состав концентрация дают некоторую информацию об определенных законе мерностях, имевших место во время серпентинизации и дальнейше истории их существования; или, наоборот, условиями серпентиниза ции можно объяснить комплекс магнитных свойств, присущих образ цам определенных коллекций.

Минимальная естественная остаточная намагниченность характерн

пя образцов серпентинитов, поднятых с островодужных склонов Ма-ианского желоба и желоба Яп. В Атлантике такую же намагничен-ость имеют образцы из приэкваториальных трансформных разломов ан-Паулу и 15°20'. Образцы из Сан-Паулу почти во всех случаях выломись в отдельную группу. Главное отличие их от остальных коллек-дй — высокая магнитная жесткость Нсг = 41,0 мТл, Нт = 45,0 мТл, гношение Jп//5 = 0,22, что даже несколько больше, чем Irs/Is образцов, )агированных на хребте Горриндж. Такие мелкие зерна магнетита при-тци ультрабазитам, находящимся в начальной стадии перекристалли-ции при метаморфизме серпентинитов. В этой стадии, после появле-1Я лизардита, происходит образование смешанных лизардит-хризо-л-магнетитовых агрегатов, что снижает степень окисления железа в таералах и породе. Таким образом, лизардитизация и хризотилизация изки между собой по условиям образования и характеризуются преж-всего высокой активностью кислорода, этим, они отличаются от ан-горизации, происходящей при низкой активности кислорода. Исследования (Wenner, Taylor, 1971) показали, что температуры об-зования лизардит-хризотиловой группы серпентиновых минералов изки к 100°С, антигорита — колеблются от 250 до 460°С, причем вода, ютвующая в образовании первой группы минералов, имеет метеоре происхождение, второй — глубинное. Суммируя эти данные, ставится понятно, что образование лизардит-хризотиловой группы сер-етиновых минералов происходит при невысоких температурах (ме-5 200°С) и на малых глубинах (давление менее 4 кбр), причем вода л серпентинизации заимствуется из окружающих осадочных толщ, зардит-хризотиловая стадия является первой стадией серпентиниза--I , когда в серпентинизированных ультрабазитах начинает кристал-оваться магнетит. Исходя из вышесказанного, мы полагаем, что сгорами, обусловившими комплекс магнитных свойств серпентини-разлома Сан-Паулу, являются малая температура серпентинизации ГС), отсутствие высоких давлений и высокая степень серпентини-ии, равная 80-90% .

проведенный анализ значений коэрцитивной силы показал, что ли-тит-хризотиловые серпентиниты более магнитожесткие и имеют Нс >и раза большую, чем антигоритовые.

/льтрабазиты скв. 334, как и ультрабазиты разлома Сан-Паулу, находя в лизардит-хризотиловой стадии и имеют приблизительно одйна-/ю степень серпентинизации. Jix In и другие магнитные параметры ного выше, чем в группе образцов Сан-Паулу. Из петрографичес-) описания серпентинизированных ультрабазитов (Hodges, Papike,

1977) известно, что ультрабазиты скв. 334 являются кумулятивными (стра тиформными, так называемого, Бушвельского типа).

Серпентинизация стратиформных ультрабазитов имеет свою специ фику и, в отличие от альпинотипных, происходит при постоянном объем в условиях жестких вмещающих пород, препятствующих расширению что способствует растворению брусита и выделению магнетита. Впер вые на особенности серпентинизации стратиформных ультрабазито обращено внимание в работе (Aumento, 1970). На примере массив Маскокс в Канаде показано, что образующийся при серпентинизаци: магнетит в тонкораспыленном виде входит в состав серпентиновог агрегата и не отделяется от него при самом тонком измельчении.

Серпентиниты скв. 334 содержат практически чистый магнетит бе следов маггемитизации. Зерна магнетита имеют типичное псевдоодно доменное отношение Irs/Is = 0,19 и являются относительно магните мягкими: Her = 22,2 мТл и Нт — 10,4 мТл. Относительно высока концентрация ферримагнетиков (С = 2%), что ставит их в один ряд образцами гидротермального плато Снейк-Пит и подводного хребт Горриндж. Степень серпентинизации ультрабазитов скв. 334 составляе 80-90%. По своим магнитным свойствам образцы скв. 334 близки образцам скв. 5 на хребте Горриндж, однако в них нет следов антигорн зации, и, в отличие от реститовых ультрабазитов хребта Горриндж, он представлены кумулятивными перидотитами. Таким образом, лизардю хризотиловые серпентиниты скв. 334 отличаются от драгированных сер пентинитов хре&га Горриндж, находящихся в той же стадии серпента низации, большим содержанием ферримагнетика и несколько больши размером зерен магнетита. По нашему предположению в этом проявл* ется специфика серпентинизации стратиформных (кумулятивных) ул] трабазитов и кристаллизации в них магнетита. Указанную специфм стратиформных ультрабазитов объясняют отсутствием ранней стади серпентинизации (Штейнберг, Малахов, 1964). По-видимому, ультрг базиты дифференцированных интрузий не подвергаются серпентин! зации в ходе охлаждения, а после кристаллизации из расплава остаютс свежими. Серпентинизация в данном случае накладывается на уже о: лажденные ультрабазиты, являясь результатом либо гипергенеза, лиЕ алометаМорфизма, т.е. процессов метаморфизма горных пород, обусло] ленных геологическими причинами, действующими на ультрабазиты и: вне, например под влиянием гидротерм или более молодых интрузий.

Основной вывод из проведенного сравнительного петромагнитно] анализа серпентинитов указывает на ряд главных, на наш взгляд, фа] торов, влияющих на кристаллизацию в них магнетита. Прежде все]

го стадийность процессов серпентинизации, которая в первую оче-;дь зависит от температуры и давления. При лизардит-хризотиловой эогрессивной серпентинизации, проходящей при температуре 100— )0° и давлении не более 4 кбр., образуются мелкие однодоменные и ;евдооднодоменные зерна магнетита, причем их концентрация не >евышает 1—1,5%. Примером таких серпентинитов служат коллекции □лома Сан-Паулу и хребта Горриндж. В более продвинутую прогрессивную антигоритовую стадию серпен-низации, проходящую при температуре 250—460°С, образуются более |упные зерна магнетита, и концентрация ферримагнетика увеличится до 3—4%. Причем антигоритовая перекристаллизация может про-кать без добавления воды, за счет освобождения некоторых ее коли-ств при выделении магнетита. Антигоритовые серпентиниты более гнитомягкие по сравнению с лизардит-хризотиловыми. Наиболее яре представители таких серпентинитов — образцы, выбуренные из с кв. 1а хребте Горриндж, и образцы гидротермальною плато Снейк-Пит. Вторым фактором, обуславливающим магнитные свойства, является эбенность серпентинизации кумулятивных (стратиформных) серпен-нитов. Среди рассмотренных нами коллекций образцы скв. 334 явля-ся кумулятивными перидотитами, и их магнитные свойства занима-промежуточное положение между слабомагнитными образцами кол-сции Сан-Паулу и сильномагнитными образцами скв. 5 на хребте эриндж.

Помимо указанных факторов, на магнитные свойства оказывает вли-1е магтемитизация, характерная для.серпентинизированных ультра-итов трансформных разломов и глубоководных желобов. В образцах [лекций разломов Кларион, Хизена и 15с20', а так же в образцах из боководных желобов Яп и Марианского, магнетит присутствует в рдом растворе с маггемитом. Причем наибольшая степень окисле-I магнетита {2 = 0,7—0,8) — в образцах разлома Кларион. Окисле-о в первую очередь подвергаются мелкие зерна магнетита, при этом 1п падает. Следует отметить, что величина естественной остаточной [агниченности обусловлена концентрацией ферримагнетиков и сте-ью окисления магнетита. В то же время она слабо зависит от коэр-ивной силы Нс, т.е. 1п связана, главным образом, с жесткой компо-той намагниченности.

Сонцентрация ферримагнитных минералов находится в прямой за-имости от степени серпентинизации, однако количественно уста-ить эту зависимость нам не удалось.

1икак не проявилась в наших исследованиях зависимость магнит-

ных свойств от первоначального химического состава ультрабазитов ] в частности, от содержания в них железа.

Не наблюдалась корреляция магнитных свойств со временем начш серпентинизации, т.е. с возрастом исследуемых образцов серпентин! тов. Однако заметим, что в большинстве случаев за возраст серпент! нитов мы принимали возраст вмещающих пород, определенный лиС К-Аг методом, либо по возрасту линейных магнитных аномалий.

Таким образом, результаты петромагнитного изучения образцов roj ных пород указывают на то, что серпентинизированные ультрабазит по своим магнитным свойствам, в частности по величине намагниче! ности, по магнитной стабильности, по сохранности направления ма нитного поля, бывшего во время серпентинизации, сравнимы с толе! товыми пиллоу-базальтами слоя 2А и могут вносить существенный вклг в аномалии магнитного поля.

В пятой главе дается обобщенная петромагнитная модель литосф( ры, построенная нами на основе данных, полученных в ходе изучен! ряда коллекций образцов пород основных слоев океанической коры, том числе оригинальные данные автора по серпентинизированным п< ридотитам.

В модели Вайна-Мстьюза, ставшей прототипом всех нынешних м< делей магнитоактивного слоя океанической коры, основным и едш ственным источником магнитных аномалий являются базальты (слс 2А), образующиеся в осевой зоне срединно-океанических хребтов, к< торые приобретают намагниченность, согласующуюся с направление существующего магнитного поля. В дальнейшем Гаррисон (1968) пре> ложил учитывать дайковый механизм; появляется слой 2В, представл: ющий дайковую зону. Изучение офиолитовых комплексов выдвину; так называемую офиолитовую модель Кида (1977), в которой, помш слоев 2А и 2В, учитывался слой 3, представленный нерасчлененни габбро-гипербазитовым комплексом. Глубоководное бурение с суд] "Гломар Челленджер" позволило Данлопу и Прево (1982) создать mhi гослойную модель магнитоактивного слоя океанической коры. Здо габбровый слой был разделен на слой ЗА — изотропные габбро, имел щие среднюю намагниченность около 1 А/м, и слой ЗВ — кумуляти ные габбро с намагниченностью менее 0,5 А/м; выделен слой 4 — пер] дотиты с намагниченностью примерно 2-2,5 А/м. В дальнейшем под| шва слоя 2Аи верхние горизонты слоя 2 Б были вскрыты единственнс скв.504Б, в разрезе которой на границе между названными слоями bi деляется 150 метровая переходная зона, сложенная смесью экструзи ных базальтов и пород дайкового комплекса. В петромагнитном отн

ении эта скважина исследовалась Смитом и Бенерджи (1986), а по-;нее Печерским и Тихоновым (1995). Естественная остаточная намаг-1ченность переходной зоны характеризуется аномально низким значе-гем (0,01—0,05) А/и, при этом 1тр - 0,42 А/м {(! п.\ = 0,58 А/м); магнит-1Я восприимчивость к = 83х10-6 ед.СГС. Что касается образцов дайково-комплекса (нижние 1100—2000 м разреза скв. 504Б), то они имеют 1пср. 2,5 А/м {(¡п_\ =1,9 А/м), обнаруживая тенденцию роста с глубиной. Как уже упоминалось, в подстилающем дайковый комплекс слое ЗА еанской литосферы преобладают изотропные метаморфизованные 5бро, слой ЗВ составляют кумулятивные габбро. Сведения об их маг-тных свойствах были получены и систематизированы многочислен-1м рядом исследователей. Наиболее фундаментальные работы по габ-о были выполнены Кентом и др. (1978); Данлопом и Прево (1982); ааровой и Городницким (1989); Бураковым и Диденко (1989); Печер-нм (1994); Соболевым (1996).

В петромагнитной модели Печерского-Диденко (1995), в среднем, ж 2 и ЗА — первично-магнитны, а слой ЗВ — первично-немагнитен, временем в океанической коре добавляются вторично-магнитные >и. В слое ЗВ, в первично-немагнитных габбро, и в других породах •слоенного комплекса появляется тонкоигольчатый магнетит, явля-цшся продуктом распада пироксена и плагиоклаза; в слое 4 появля-я магнетит — продукт серпентинизации перидотитов верхов мантии. Печерскому — Диденко, средняя намагниченность слоя ЗА равна 1 А/м, ца как намагниченность слоя ЗВ — только 0,44 А/м, и вклад слоя ЗВ бщее аномальное поле, на фоне слоев 2+ЗА и 4, второстепенен. Исследования Соболева (1996), проведенные на образцах габбро из я 3, показывают, что ориентированные иголки магнетита образуют -при субсолидусном остывании уже сформировавшихся кристаллов гиоклаза, то есть на конечной стадии магматического процесса, когда эроде присутствуют только первичные минералы. По данным Собо-1, габбро из трансформных разломов Атлантического океана (раз-14° ю.ш. и разлом 15°20' с.ш.), а также материал скв.СУ-4 (офитовый комплекс Тродос, о. Кипр) разделяются на две группы. Прежде х>, отчетливо обособляются образцы габбро, содержащие крупные т магнетита. Их 1„ превышает 1 А/м. Вторая 1руппа — это габбро и '>ро-нориты с неизмененным плагиоклазом, в котором развиты мик-слючения магнетита, как правило, имеет 1п порядка 1—3 А/м и <2п >ше 10. Ориентированные микровключения магнетита, по Соболе-триобретают термоостаточную намагниченность на конечной ста-магматизма. Важными чертами такой естественной остаточной

намагниченности габбро являются ее высокая стабильность и синхро ность с образованием породы. Таким образом, данные Соболева пок зывают, что весь габбровый слой (слой 3) обладает остаточной нама ниченностью порядка 1-2А/м, достаточной, чтобы создать на повер ности океана аномалии магнитного поля с амплитудой порядка 100н1 По мнению большинства исследователей, основными подбазальт выми источниками магнитных аномалий являются серпентинизирова ные перидотиты. В согласованной с каноническими инверсионно-спр диншвыми представлениями модели серпентинизации (Каракин, JIo ковский, Николаевский, 1982) предполагается, что этот процесс се пентинизации локализован в областях пересечения подошвы слоя (границы Мохо) и изотермической поверхности Т= 350°С (Т= 350°С мы взяли осредненное значение температуры образования магнетит, серпентинитах; в дальнейшем мы введем отдельные значения темпер тур для разных стадий серпентинизации).

В пространственных координатах образование серпентинитов пр исходит в областях сочленения флангов срединно-океанических хре тов с глубоководными котловинами; во временных координатах — изс роны возраста литосферы t определяются, исходя из решения уравг ния теплопроводности, применяемого для объяснения зависимое мощности литосферы от возраста (Сорохтин, 1991)

Z

7 . = Тм erf-----

2 (а/)!/2

Tz — температура на уровне Z; Тм — температура мантии; а — коз фициент. теплопроводности пород литосферы; t — возраст плиты. П Т. = 350° С; Тм = 1300° С;«= 5,4x10-3 см2/с; Z= 6 км, получим, * . пересечение изотермы 350° С с поверхностью Мохо соответствует , 9 млн .лет. Именно с этого возраста в процессе серпентинизации на1 нается формирование магнетита, а серпентинитовый слой станови' магнитным и вносит вклад в аномальное магнитное поле.

Анализ магнитных свойств океанических серпентинитов выявил j главных факторов, влияющих на кристаллизацию в них магнетита. Пре де всего это стадийность процессов серпентинизации. Во время л из; дит-хризатиловой прогрессивной стадии серпентинизации образую-мелкие однодоменные и псевдооднодоменные зерна магнетита, п] чем их концентрация не превышает 1—1,5%. В более продвинутую; тигоритовую стадию серпентинизации образуются более крупные зе{ магнетита, и их концентрация увеличивается до 3—4%. Причем анти

гговая перекристаллизация может протекать без добавления воды, за ет освобождения некоторых ее количеств при выделении магнетита. Магнитные исследования показали две генерации серпентинитов, .зные по магнитной жесткости и величине зерен магнетита. Таким образом можно, в первом приближении, промоделировать юцесс образования аномалий магнитного поля в океане (в том числе [нейных).

Представленная нами обобщенная петромагнитная модель океанс-й литосферы вполне убедительно объясняет явление латераль-ГО ростаамплитуд аномального магнитного поля с возрастом, возник-1вение его сложной и "неупорядоченной" структуры .¡ и согласу-ся с процессами серпентинизации, проходящими в слое 4. Таким образом, результаты петромагнитного изучения образцов горце пород указывают на то, что, наряду с толеитовыми пиллоу-базаль-\ш слоя 2А, изверженные и метаморфизованные породы более глубо-х слоев океанической коры также обладают высокими значениями рвичной остаточной намагниченности и могут вносить существен-[й вклад в аномалии магнитного поля.

Это относится как к породам лайкового комплекса сейсмического эя 2В, характеризующимся средними величинами /„ = 1,5—2,0 А/м и = 4, так и к габброидам слоя 3, имеющим остаточную намагничен-сть около 1—2 А/м и ()п> 1, а также большую мощность. Серпентинизированные перидотиты верхней мантии, отторгнутые нее в результате серпентинизации и формирующие нижний слой панической коры, определяемый в литературе как слой 4, образуют эбую группу магнитных объектов, способных создавать интенсивные гнитные аномалии, в том числе линейные.

Заключение

В представленной работе выполнен анализ магнитных характерис-: серпентинитов океанической коры. Изучение магнитных свойств пентинизированных ультрабазитов, сформировавшихся в различных логических условиях, и определение основных факторов,обусловив-х эти магнитные свойства,позволило по-новому взглянуть на приро-шомального магнитного поля в океане. Обобщение полученных ре-ьтатов легло в основу модернизации петромагнитной модели океа-геской коры с оценкой средних значений магнитных характеристик личных океанических пород.

1. Главные факторы,влияющие на кристаллизацию магнетита в ок анических ультрабазитах,обусловлены стадийностью процессов серпе] тинизации.

• В стадии лизардит-хризотиловой прогрессивной серпентиниз ции, проходящей при температуре 100—200° и давлении не более 4 кб] образуются мелкие однодоменные и псевдооднодоменные зерна ма нетита, причем их концентрация не превышает 1—1,5%. Образован] смешанных лизардит-хризатил-магнетитовых агрегатов, и кристалл зация магнетита происходили на малых глубинах в океанической ко£

• В более продвинутую прогрессивную антигоритовую стадию се пентинизации, проходящую при температуре 250—460° С, образуют более крупные зерна магнетита, и концентрация ферримагнетика ув личивается до 3—4%. Антигоритовая перекристаллизация может прот кать без добавления воды, за счет освобождения некоторых ее кол честв при выделении магнетита. Антигоритовые серпентиниты образ ются на более глубоких горизонтах океанической коры, чем лизардит хризотиловые. Антигоритовые серпентиниты более магнитомягкие, ] сравнению с лизардит-хризотиловыми, их медианное разрушающее по Нм = 13,5 мТл.

2. Помимо указанных факторов, на магнитные свойства оказыва влияние маггемитизация, характерная для серпентинизированных ул трабазитов трансформных разломов и глубоководных желобов. В о разцах коллекций разломов Кларион, Хизена и 15°20", а так же в обра цах из глубоководных желобов Яп и Марианского, магнетит прис> ствует в твердом растворе с маггемитом. Наибольшая степень окисл ния магнетита {7, = 0,7—0,8) — в образцах разлома Кларион. Окисл нию в первую очередь подвергаются мелкие зерна магнетита, при эт< его 1„ падает.

3. Корреляционный анализ и расчет коэффициентов коррелят между естественной остаточной намагниченностью и другими параме рами для всех исследованных нами серпентинитов показал, что вел чина естественной остаточной намагниченности обусловлена концен рацией ферримагнетиков и степенью окисления магнетита. В тоже вр мя она слабо зависит от коэрцитивной силы Нс, т.е. 1„ в серпентинит связана, главным образом, с жесткой компонентой намагниченности

\

4. Проведение кластерного анализа и сопоставление магнитных > рактеристик с первоначальным химическим составом океанических ул

рабазитов исследуемых коллекций показало, что величина естествен-ой остаточной намагниченности, структура и концентрация магнети-1 в серпентинитах не зависят от содержания в них железа, титана и ругих окислов.

5. Судя по полученным данным, не наблюдается уменьшения есте-гвенной остаточной намагниченности и корреляции магнитных свойств увеличением возраста серпентинитов

6. Представленная нами обобщенная петромагнитная модель океа-ической коры построена с использованием оригинальных данных, а iкжe измерений и исследований других авторов, опубликованных в итературе. Результаты петромагнитного изучения образцов горных ород указывают на то, что, наряду с толеитовыми пиллоу-базальтами тоя 2А, породы более глубоких слоев океанической коры также обла-1ют высокими значениями первичной остаточной намагниченности, агнитной стабильностью и сохранностью направления магнитного оля, и могут вносить существенный вклад в аномалии магнитного поля.