Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий - (реферат)

[Лыков, Печерский, 1984; Лыков и др. , 1981]. Изучена большая группа ксенолитов глубинных пород из плиоцен-четвертичных базальтов центральной Монголии. По петрографическим признакам они делятся на две группы: 1) мантийные ультраосновные породы, главным образом, лерцолиты и эклогиты, подавляющее большинство образцов немагнитные, отсутствие магнитных (рудных) минералов подтверждается электронно-микроскопическими и микрозондовыми исследованиями; встречаются редкие зерна вторичной Mg-Al-Fe шпинели с Tc =320-380oС и мелкие зерна вторичного магнетита в трещинках и по краям зерен силикатов; 2) коровые породы - пироксениты, габбро и более кислые разности. При этом основные разности с SiO2 =45-55% немагнитны ( Js

[Геншафт и др. , 1985; Лыков, Печерский, 1984]. Исследованы включения из плиоцен-четвертичных вулканитов и из третичного Каялу-Коярчинского диоритового интрузива. Везде встречен сходный по минеральному составу набор ксенолитов: габбро, пироксениты, габбро-амфиболиты и амфиболиты. То, что однотипные по составу и минералогии включения встречаются в различных петрохимических типах вмещающих их пород, отсутствие корреляции петрохимических особенностей включений и вмещающих их пород ( r

[Ермаков, Печерский, 1989]. Изучены ксенолиты габброидов из молодых лав Курильских островов (Парамушир, Симушир, Кунашир и Шикотан), как пример изучения разреза земной коры под островной дугой. Формирование габброидов состоит из двух этапов: на первом образовались крупнозернистые габбро-алливалиты, на втором - они были значительно переработаны, амфиболизированы, подплавлены в условиях, близких гранулитовой фации метаморфизма ( P9 кбар, T900oС) с образованием вторичного титаномагнетита (возможно, результат воздействия вмещающей магмы в приочаговой зоне). Учитывая заметную роль сжатия, что зафиксировано в высокой магнитной анизотропии, глубина переработки была меньше 30 км. По составу титаномагнетитов ( x ) выделяются 4 группы: 1) габбро-алливалиты, x =0, 12-0, 29, содержание примесей Al2O3 =4, 2%, MgO=3, 8%; зерна титаномагнетита однородные, часто округлые; обычно крупные, 2) пироксеновые габбро с титаномагнетитом x =0, 12-0, 29, содержание примесей Al2O3 =0, 8%, MgO=1, 8%, часто встречается тонкий распад; 3) лейкократовые габбро, габбро-диориты, xcp =0, 16; MgO=1, 4%, часто зерна титаномагнетита распавшиеся, разъедены сфеном; 4) амфиболовые габбро и амфиболиты, xcp =0, 14, Al2O3 =7, 1%, MgO=3, 9%, зерна титаномагнетита однородные, свежие. Гомогенность титаномагнетитов первой и четвертой групп подтверждается близостью рассчитанных по составам титаномагнетитов и измеренных точек Кюри. Приведенный состав титаномагнетитов типичен для островодужных вулканитов [Петромагнитная модель.... , 1994; Печерский, Диденко, 1995 и др. ]. В группах 2 и 3 измеренные точки Кюри близки магнетитовым и заметно отличаются от расчетных. Средние составы титаномагнетитов очень близки к преобладающим их значениям у вторичных титаномагнетитов из габбро как континентальной, так и океанской коры, образованных в результате разрушения и уничтожения первичных титаномагнетитов (см. раздел 4). Намагниченность пород широко варьирует: k от 2 до 63 10-3 ед. СИ/г, Js от 0, 2 до 10 Ам2/кг, Qn от 0, 3 до 8, 6. Большинство зерен титаномагнетитов магматического происхождения распавшиеся, корродированные, среди них встречаются единичные крупные зерна гомогенного титаномагнетита, формы которых характерны для магматической кристаллизации. Поздние зерна вторичного титаномагнетита более свежие, округлой формы, соответствующей твердофазной высокотемпературной кристаллизации. Наименее измененные породы изотропные (средняя анизотропия восприимчивости 1, 03); переработка пород ведет к повышению анизотропии (1, 10-1, 33, в среднем 1, 18). Следовательно, процесс переработки и, особенно, амфиболизации пород происходил в условиях высокого стресса. По петрохимическим характеристикам изученные габброиды отвечают процессу магматической дифференциации: провал на кривой Js -SiO2 близок типичному для кумулятов, преобладают габбро тренда дифференциации (рис.  4-7) [Петромагнитная модель.... , 1994]. Изменения пород происходили в высокоокислительных условиях, что видно по величине Fe203/(Fe0+Fe203 ): в неизмененном верлите - 0, 19, в алливалитах - 0, 27, в габбро - около 0, 4, в лейкократовых габбро - 0, 45, в перекристаллизованных, амфиболизированных разностях - 0, 5-0, 6. Якутия.

[Геншафт и др. , 1995; Петромагнитная модель.... , 1994]. Ксенолиты из кимберлитовых трубок Якутии представляют собой породы метаморфических толщ, входящих в состав фундамента Анабарского щита, и являются примером "беститаномагнетитовой" первично-магматической рудной минерализации. Очевидно, этот процесс был характерен для формирования архейской земной коры. В отличие от других рассмотренных коллекций ксенолитов, отобранных из молодых вулканитов, возраст кимберлитовых трубок Якутии преимущественно девонский. Породы после формирования кимберлитовых тел подверглись в приповерхностных условиях гидротермально-метасоматическим изменениям, выраженные в карбонатизации, серпентинизации, хлоритизации, что сказалось в нарушении баланса вещества, в частности, выносе кремния, железа, привносе калия, кальция, относительном обогащении титаном и магнием и понижении железистости. По соотношению минеральных фаз изученные ксенолиты делятся на три группы: 1 - породы отчетливо магматического генезиса, габбро (серпентинизированные и карбонатизированные), пироксениты (серпентинизированные), диориты (слабо затронуты вторичными изменениями), горнблендиты; 2 - безгранатовые породы гранулитовой фации метаморфизма, пироксеновые и амфиболовые плагиогнейсы, биотит-амфиболовые сланцы и амфиболиты, пироксен-амфиболовые сланцы; 3 - эклогитизированные породы гранулитовой фации метаморфизма, плагиоклазовые породы с гранатом и пироксеном, амфибол-пироксен-гранатовые сланцы, пироксен-гранатовые сланцы. По содержаниям железа и титана породы групп 2 и 3 практически не различимы, отражая "память" об их первично-магматическом происхождении. В общем, ксенолиты Якутии представлены, главным образом, продуктами дифференциации базальтовой магмы (рис.  6). "Сдвиг" в сторону кумулятивных тенденций связан с упомянутыми выше вторичными изменениями в составе пород. По составу рудных минералов изученные образцы делятся на 4 группы: 1 - Гемоильменитовая. Есть сохранившиеся гомогенные зерна, и есть - их большинство - распавшиеся на ильменит+высокотитановый титаномагнетит+магнетит; судя по средним составам сростков гемоильменита и титаномагнетита температура их образования по термометру Линдсли близка 1400oС, fO2 близка буферу QMF, что, очевидно, отвечает режиму в магме в начале ее кристаллизации, температура образования продуктов распада гемоильменита и титаномагнетита - 800-1200oС. 2 - Титаномагнетит+ильменит. В большинстве случаев это продукты распада и перекристаллизации гемоильменита первой группы, температура образования этой ассоциации зерен 700-1000oС. 3 - Ильменит+магнетит. Основной рудный - ильменит ( x =0, 93), появляются обособленные крупные зерна магнетита, температура образования сростков ильменита и магнетита меньше 600oС. 4 - Первично-немагнитная группа образцов. Встречается только заведомо вторичный магнетит, чаще мелкозернистый. Основной магнитной фазой в ксенолитах является магнетит. Кроме того, выделяются гемоильменит ( Tc =100-200oС), титаномагнетиты ( Tc =200-450oС) - продукты гетерофазного окисления гемоильменита. Величина Js меняется от ~0, 01 до 15 Ам2/кг, мода приходится на интервал 0, 1-1, 0 Ам2/кг. Метаморфические породы более магнитны, чем породы, сохранившие первичные структуры, их средние Js =1, 16 Ам2/кг (0, 05-15) и Js =0, 59 Ам2/кг (0, 02-5, 8) соответственно. Это связано с появлением вторичного магнетита. Наложенные процессы карбонатизации мало меняют исходную намагниченность. В эклогитизированных породах намагниченность заметно падает: средняя Js =0, 5 Ам2/кг. Зерна относительно крупные, тогда как преобладающая часть зерен магнетита относительно мелкие. Согласно магнитного термометра Шолпо-Лузяниной [Шолпо, 1977], в гемоильменитовой группе образцов подавляющая часть зерен образовалась не ниже 600oС; в группе титаномагнетит+ильменит магнитномягкие зерна образовались ниже точки Кюри магнетита, более жесткие - выше точки Кюри магнетита; в группе ильменит+магнетит и первично-немагнитной группе почти весь магнетит образовался ниже его точки Кюри. Магнетита больше в анизотропных амфиболсодержащих гнейсах и сланцах, у рассланцованных пород анизотропия магнитной восприимчивости в среднем равна 1, 22, тогда как у пород магматического генезиса - 1, 08. В процессе карбонатизации и серпентинизации более ранний магнетит или уничтожается или существенно переработан, преобладает поздний (послестрессовый) магнетит, в результате средняя анизотропия таких образцов 1, 07.

    Рис. 9
    Рис. 10

По составам различных ассоциаций минералов оценены P-T условия образования различных парагенезисов (рис.  9). Согласно этим данным, в истории глубинных пород можно выделить несколько этапов. Первоначально они образовались как магматические породы малоглубинной кристаллизационной дифференциации в условиях летучести кислорода близ буфера QMF (рис.  10). При снижении температуры, начиная с 1300oС и до 950oС, происходит гетерофазное окисление первичных гемоильменита и титаномагнетита при возрастающей летучести кислорода до буфера Ni-NiO (рис.  10). Минеральные ассоциации пород указывают на существенную переработку первично-магматических пород в гранулитовой фации метаморфизма. По существующим минералогическим геотермобарометрам гранулитовые ассоциации образовались при температуре 650-870oС и давлении 5-10 кбар. Учитывая, что давление было направленным (во всяком случае, на стадии кристаллизации анизотропного магнетита), истинная глубина метаморфизма была, вероятно, меньше 25 км. В этих условиях происходил дальнейший распад гемоильменита и титаномагнетита с образованием ассоциации титаномагнетитов разного состава и ильменита. Охлаждение пород в условиях повышения летучести кислорода привело к образованию ассоциации ильменита и магнетита. Итак, данный пример, с одной стороны, демонстрирует очевидность вторичного образования источников региональных магнитных аномалий в результате перекристаллизации гемоильменита, ильменита, характерного для архейских вулканитов, в магнитные минералы в глубинных условиях, с другой - не противоречит главной концепции образования магнитных пород за счет кристаллизации или последующей перекристаллизации первично-магматических Fe-Ti рудных минералов. Остров Росс (Антарктида).

[Warner and Wasilewski, 1995]. Это район континентального рифтинга, высокого теплового потока, утонения земной коры. Изучены ксенолиты из кайнозойских вулканов острова: дуниты, пироксеновые гранулиты и горнблендит. Среди ксенолитов региона из верхней части коры преобладают практически немагнитные граниты, гранитогнейсы [Behrendt et al. , 1991]. Пироксеновые гранулиты представляют нижнюю часть коры, они состоят из первичных минералов: плагиоклаза, пироксена, оливина и ильменита (до 3%). Помимо крупных зерен первичного ильменита, отмечены выделения мелкого ильменита по амфиболу (распад). Температура кристаллизации пар орто- и клинопироксена 736-994oС. Судя по средним составам сосущестувующих ильменита и титаномагнетита (термометр Линдсли), температура их кристаллизации 720-830oС. Эти температуры, очевидно, отражают температуру начала гетерофазного окисления ильменита. Согласно минеральным равновесиям оливина и пироксенов, ксенолиты пироксеновых гранулитов пришли с глубины 12-20 км. Во всех гранулитах отмечается вторичная минерализация, главный вторичный минерал - амфибол. Другой вторичный минерал - биотит, обычно ассоциирует с амфиболом. По зернам ильменита образуется вторичный титаномагнетит. Часто отмечаются признаки подплавления, во многих гранулитах с участками подплавления связано обогащение Fe-Ti-окислами, в основном, высокотитановым титаномагнетитом, последний, в свою очередь, подвергается гетерофазному окислению. Подчеркивается, что участки подплавления, богатые рудными, типичны для богатых ильменитом гранулитов, тогда как в гранулитах, не содержащих первичных Fe-Ti-окислов, участки подплавления не содержат рудных или содержат очень мало рудных, на таких участках кристаллизуется оливин. Намагниченность гранулитов широко варьирует ( k от 0, 28 до 36, 7 10-3 ед. СИ, Jn от 0, 23 10-4 до 90, 2 10-4 Ам2/кг), из них наиболее магнитны подплавленные гранулиты. В целом, намагниченность гранулитов заметно меньше вмещающих их лав, а у части образцов даже ниже, чем у верхнекоровых гранитов и гранитогнейсов. Обнаружена определенная корреляция между содержанием рудных минералов и, соответственно, магнитной восприимчивостью, и содержанием железа в пироксенах всех ксенолитов и прежде всего - в гранулитах. Этот факт свидетельствует против связи этой корреляции с процессом метаморфизма, но за первично-магматическое распределение железа в процессе дифференциации расплава с образованием низкожелезистых кумулятов и высокожелезистых дифференциатов. Образцы дунитов состоят преимущественно из зерен оливина разного размера, в которых встречаются зерна хромита, большинство которых ассоциируют с подплавлением. В образце подплавленного дунита встречены единичные зерна магнезиоферрита. Температура кристаллизации оливина-хромита 1012-1106o С. Такая температура, согласно геотермическому градиенту в районе, соответствует верхам мантии. По геофизическим данным глубина границы Мохо в регионе 20-23 км. Появление хромита и отсутствие граната говорит, что дуниты пришли с глубины не более 45 км. Дуниты слабомагнитны ( k
    Алданский щит.

[Баженова и др. , 1998, 2000]. Алданский щит представляет собой сложную структуру с длительной историей развития магматизма, прогрессивного и регрессивного метаморфизма слагающих его пород архейского и протерозойского возраста. Наиболее древними являются купольные структуры, внутренние части которых сложены в различной степени амфиболизированными и гранитизированными метабазитами (главным образом, пироксениты) и эндербитами, метаморфизованными в условиях гранулитовой фации метаморфизма, возраст эндербитов 3, 6 млрд лет. Внешние части куполов образуют линейно вытянутые пояса, которые сложены более молодыми породами - гранитогнейсами, эндербитами, метабазитами (метагаббро, амфиболиты, пироксен-амфиболовые, биотит-амфиболовые кристаллические сланцы), а так же глиноземистыми и карбонатными породами, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации. Возраст этого комплекса 3, 3-3, 1 млрд лет [Глуховский и др. , 1993]. На архейский фундамент наложены троговые структуры, сложенные в основном амфиболитами и метабазитами, гранитогнейсами. Возраст троговых структур 3, 1-2, 9 млрд лет. Проведено комплексное геолого-петромагнитное изучение образцов из центральных, краевых и внешних частей ряда куполов (главным образом, из Центрально-Алданского, Чарского, Суннагинского), а так же из наложенных трогов. Более детально изучены магнитные метабазиты.

    Рис. 11

Все изученные метабазиты по петрохимическим характеристикам относятся к первично-магматическим породам дифференцированной толеитовой и известково-щелочной серий, подобных окраинно-континентальным или островодужным современным геодинамическим обстановкам. На диаграмме MgO-(FeO+Fe2O3 ) (рис.  6) породы Алданского щита занимают положение очень близкое с данными по заведомо магматическим породам, они делятся на две группы: первая - это тренд дифференциации и, вторая, менее четкая, группа - кумулятивного тренда (см. раздел 4). Некоторый сдвиг "вправо" "кумулятивных" точек подобен данным для ксенолитов из кимберлитов Якутии, т. е. кумуляты Алдана относительно более железистые. Первично-магматическая ситуация выражается и в тесной положительной корреляции железа и титана в породах: на диаграмме (FeO+Fe2O3)/(FeO+ Fe2O3+MgO) - TiO2 - тренд точек по Алданскому щиту аналогичен приведенным на рис.  7, но они несколько сдвинуты вправо, что ближе островодужному магматизму. Особенно важна в нашем случае диаграмма SiO2 - Js (рис.  11), где, несмотря на большой разброс данных и на то, что химические анализы сделаны преимущественно для магнитных пород (т. е. их роль на рис.  11 завышена), на рис.  11а точки можно разделить на две группы: первая - магнитная ( Js>2 Ам2/кг), охватывающая широкий интервал SiO2 от 33 до 70%, соответствует тренду магматической дифференциации; вторая - немагнитная ( Js
    Рис. 12
    Рис. 13

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

    Рис. 14

Страницы: 1, 2, 3, 4