Источники региональных магнитных аномалий

Источники региональных магнитных аномалий. Трудно определить приоритет, но все-таки мы хотим выделить З.А.Крутиховскую Крутиховская, 1976, 1986 и др посвятившую много лет проблеме комплексной интерпретации региональных магнитных аномалий, выявлению петромагнитных закономерностей, объясняющих глубинное строение континентальной литосферы Земли. Как видно из карт аномального магнитного поля, значительные объемы литосферы занимают немагнитные породы, распределение магнитных масс имеет большую неоднородность как по латерали, так и по вертикали, что выражается в дифференцированности, интенсивности и морфологии аномалий.

Морфология аномалий независимо от принадлежности их к локальным или региональным определяется двумя типами - линейным и изометричным.

Эта типизация сохраняется на всех иерархических уровнях - от локальных аномалий до полученных с искусственных спутников, и несет генетическую прежде всего тектоническую нагрузку.

Региональные магнитные аномалии поперечник более нескольких десятков км обычно связываются с источниками, находящимися глубже 10-15км. Рис. 1 Приведем один пример, подтверждающий корреляцию величины намагниченности, вычисленной по интенсивности магнитных аномалий, с тектонической приуроченностью магматических тел на территории Северной Евразии рис.1 . Так, в зонах развития рифтового, островодужного и внутриплитного вулканизма практически независимо от возраста пород явно преобладают вулканиты с высокой намагниченностью, даже у кислых пород свыше 60 имеют намагниченность более 0,3А м. Среди же вулканитов складчатых зон, времени коллизии и складчатости, значительна доля немагнитных пород даже основного состава свыше 70 имеют намагниченность менее 0,1А м. Заметные хвосты у первой группы вулканитов в сторону магнитных пород и у второй - в сторону немагнитных, возможно, связана с неточностью оконтуривания площадей развития вулканитов и или с вторичными изменениями.

Подобная картина прослеживается и для интрузивных пород, но здесь ярче выделяется группа кумулятивных немагнитных пород основного состава см. ниже. Из-за многозначности решения обратных магниторазведочных задач даже комплекс данных не избавляет от противоречивых решений, так нижняя граница источников региональных магнитных аномалий варьирует в зависимости от принятой модели от 15-20 до 40км и более Булина, 1986 Каратаев, Пашкевич, 1985, 1986 Крутиховская, 1986 Луговенко и др 1984 Пашкевич и др 1986 Печерский, 1991 Печерский и др 1975 Пискарев, Павленкин, 1985 Belusso et al 1990 Mayhew et al 1985 Schlinger, 1985 Toft and Haggerty, 1988 Wagner, 1984 Warner and Wasilewski, 1995 Wasilewski and Mayhew, 1982 , достигая границы Мохо или ограничиваясь глубиной достижения 580oС температуры Кюри магнетита. Вариации и глубин, и форм глубинных магнитоактивных тел - источников региональных магнитных аномалий, естественно, связываются с особенностями геологического строения региона, его тектонической историей.

Моделирование показало, что региональное поле не может быть объяснено колебаниями раздела Мохо при однородной намагниченности нижней части коры. Из обобщений Крутиховская, 1986 Петромагнитная модель , 1994 следует, что пояса региональных магнитных аномалий преимущественно располагаются в шовных зонах, разделяющих мегаблоки коры, в зонах тектономагматической активизации обогащение магнитными минералами относится к этапам растяжения фемические блоки, обеднение - к этапам сжатия сиалические блоки. В общем, региональные магнитные аномалии имеют полигенную и полихронную природу, они связаны, в первую очередь, с областями ранней консолидации, сложенными наиболее древними комплексами основных гранулитов, реже с другими метаморфическими породами Крутиховская, 1986 Крутиховская и др 1984 Петромагнитная модель , 1994 Яковлев, Марковский, 1987 Belusso et al 1990 Liu, 1998 Liu and Gao, 1992 Liu et al 1994 Mayhew et al 1985 Wagner, 1984 Wasilewski and Mayhew, 1982 Wasilewski and Warner, 1988 и др Одни авторы подчеркивают, что амфиболизация ведет к обогащению пород магнетитом Геншафт и др 1985 Ермаков, Печерский, 1989 Крутиховская, 1986 Лутц, 1974 Яковлев, Марковский, 1987 Williams et al 1986 , другие отмечают обратный эффект - резкое падение намагниченности пород при переходе от гранулитовой к амфиболитовой фации метаморфизма Афанасьев, 1978 Головин, Петров, 1984 Пашкевич и др 1986 Schlinger, 1985 Wasilewski and Warner, 1988 . Есть примеры, когда кислые породы из разрезов коры оказывались магнитными, а основные породы - немагнитными Liu and Gao, 1996 Pilkington and Percival, 1999 Williams et al 1985 . В ряд по росту намагниченности от немагнитных мантийных гипербазитов и слабомагнитных пироксенитов до магнитных среднекислых гранулитов выстраиваются глубинные породы ксенолиты Монголии, Средней Азии Геншафт, Печерский, 1986 Лыков и др 1981 Петромагнитная модель , 1994 Печерский, 1991 . Аномально высокие концентрации магнетита до 10 и более обычны для зон высокой активности, как Малый Кавказ, Камчатка, Иврея Геншафт, Печерский, 1986 Геншафт и др 1985 Ермаков, Печерский, 1989 Лыков, Печерский, 1984 Belusso et al 1990 Wasilewski and Warner, 1988 и др Более того, во многих регионах мира встречаются среди ксенолитов высокомагнитные пироксениты черной серии породы самых низов коры - верхов мантии, характеризующиеся признаками наложенного метаморфизма и подплавления Геншафт, Печерский, 1986 Геншафт, Салтыковский, 1987 Петромагнитная модель , 1994 Салтыковский, Геншафт, 1985 Семенова и др 1984 Mayhew et al 1985 Wasilewski and Mayhew, 1982 , но отмеченные аномально высокие намагниченности не являются источниками региональных магнитных аномалий, о чем говорит отсутствие региональных магнитных аномалий в районах Малого Кавказа, Камчатки, Курил и др на долю ксенолитов магнитных черных пироксенитов приходится менее 10 изученных образцов.

Такое локальное обогащение магнитными минералами связано с магмами, захватившими ксенолиты.

Благодаря равновесному состоянию многодоменных зерен магнетита, преобладающему в глубинных частях континентальной земной коры, намагниченность глубинных пород определяется, главным образом, концентрацией магнетита и индуктивной намагниченностью независимо от P-T условий вплоть до температур 550-580oС точки Кюри магнетита Завойский, Марковский, 1983 Марковский, Таращан, 1987 . Однако, во-первых, из-за напряженного состояния в глубинных пород, во-вторых, из-за гетерофазного изменения ильменита и титаномагнетита и, в-третьих, из-за распада пироксенов с появлением магнетита и близких ему минералов возможен определенный вклад в намагниченность глубинных пород однодоменных и псевдооднодоменных магнитных зерен и, соответственно, связи части магнитных аномалий с остаточной намагниченностью, как, например, в случае протерозойских анортозитов Литвы, Украины, Норвегии Богатиков и др 1975 McEnroe et al 1996 , гранулитов центральной Австралии Kelso et al 1993 и Лабрадора Kletetschka and Stout, 1998 и др. Однако однородность направлений древней естественной остаточной намагниченности невероятна в случае Q n 1, т.е. преобладания остаточной намагниченности над индуктивной при мощности магнитоактивных тел 10-20км и латерального их размера порядка 100км, медленного и неравномерного их остывания, сложного длительного метаморфизма, тем более на фоне геомагнитного поля меняющейся полярности, соответственно, не реален заметный вклад остаточной намагниченности в региональные магнитные аномалии.

К тому же в низах коры, где температура высокая, соотношение остаточной и индуктивной намагниченности смещается в сторону роста вклада последней.

С другой стороны, условия в низах континентальной коры благоприятны для образования современной высокотемпературной вязкой остаточной намагниченности Schlinger, 1985 Williams et al 1986 и др По данным аэромагнитной и спутниковой съемки определена средняя намагниченность нижней коры для центральной Канады - 5А м Hall, 1974 , северо-западной Германии - 2А м Hahn et al 1976 , Украинского щита - 2-4А м Крутиховская, Пашкевич, 1979 , США - 3,51А м Schnetzler, 1985 . Она не противоречит данным непосредственных измерений намагниченности глубинных пород см. ниже. Всеми исследователями отмечается существенная роль гранитизации, ведущая чаще к уменьшению намагниченности пород.

За пределами региональных магнитных аномалий на участках регионального метаморфизма высоких ступеней резко уменьшается намагниченность всех типов первичномагматических пород и осадочно-вулканогенных толщ, что прослежено на Балтийском щите Головин, Петров, 1984 Schlinger, 1985 , в том числе в разрезе Кольской сверхглубокой скважины Бродская и др 1992 Кольская , 1984 , на Канадском щите Pilkington and Percival, 1999 Williams et al 1986 . Во всех регионах, где есть региональные магнитные аномалии и где они отсутствуют, породы, относящиеся к верхней мантии, немагнитны.

Таким образом, сопоставление региональных магнитных аномалий с геологической ситуацией и намагниченностью глубинных пород позволяют утверждать, что их источники находятся в пределах земной коры, это главным образом - основные гранулиты.

Сказанное не объясняет причин скоплений магнитных минералов в земной коре, для ответа нужна минералогическая и петрологическая информация. 3. Данные экспериментов Для образования магнитных минералов в среде кристаллизации в первую очередь необходимо присутствие железа, во вторую очередь - титана, магния и других катионов, входящиих в состав наиболее распространенных на Земле магнитных минералов - магнетита, титаномагнетитов, гемоильменитов и пирротина.

Из статистики следует, что для образования магнитных минералов необходимо присутствие в породе более 1 Fe Печерский и др 1975 . Это условие необходимое, но недостаточное, так известны многочисленные примеры, когда при близком составе пород и сходном содержании железа содержание в них магнитных минералов колеблется от 0,01 до 5 и более.

Рис. 2 Появление и состав магнитных минералов определяются общим давлением P, температурой T, летучестью кислорода fO2, водородным показателем pH и другими менее существенными параметрами.

По данным экспериментов с базальтовыми системами нормальной железистости Лыков, Печерский, 1976, 1977 Рингвуд, 1981 и др титаномагнетиты кристаллизуются при T 1100oC и P 13кбар. С ростом давления титаномагнетиты сначала сменяются слабомагнитной Mg-Al-феррошпинелью рис.2 , затем гранатом.

Повышение содержания щелочных элементов в базальтах ведет к более ранней кристаллизации рудных фаз и повышению содержания титана в титаномагнетитах и содержания магния алюминия в Mg-Al-феррошпинелях Петромагнитная модель , 1994 Печерский и др 1975 . Есть примеры экспериментального подтверждения прямого влияния давления на соотношение Fe3 Fe2 в расплаве, оно уменьшается с ростом P Борисов и др 1991 , соответственно повышается содержание титана в кристаллизующемся титаномагнетите Геншафт, Саттаров, 1981 Osborn et al 1979 . Внутри P-T-fO2 области выделяются четыре термодинамические зоны условий образования магнитных минералов Печерский, 1985 Печерский и др 1975 гематитовая - высоко окислительные условия на поверхности Земли, где образуются минералы, содержащие только Fe3 гематит, маггемит, гидроокислы железа, Fe3 - силикаты магнетитовая - слабоокислительные условия, где образуются минералы, содержащие Fe2 и Fe3 титаномагнетиты и другие феррошпинели, гемоильмениты силикатная - относительно восстановительные условия, где практически отсутствует Fe3 , соответственно образуются ильменит, ульвошпинель, герцинит и другие Fe2 феррошпинели, пирротин, пирит, Fe2 силикаты Fe-металлическая - высоковосстановительные условия, помимо минералов силикатной зоны, появляется свободное металлическое железо.

В литосфере Земли - это экзотические случаи видимо, металлическая зона находится в основании мантии и в ядре Земли, она типична для лунных пород и метеоритов.

Границы между перечисленными зонами примерно соответствуют буферам гематитмагнетит НМ , кварц-магнетит-фаялит QMF , железо-фаялит IF . Простая схема образования магнитных минералов в случае системы Fe-Ti-O, резко усложняется с добавлением кремния.

Тогда помимо стандартных термодинамических соображений значительную роль начинает играть прочность связей более прочная ковалентная у силикатов по сравнению с ионной у Fe-Ti окислов и зависящая от них растворимость. Коэффициент разделения железа максимален при переходе из твердой фазы во флюид и из флюида в расплав и более чем в 10 раз меньше в обратном направлении Кадик и др 1990 . Следовательно, главное обогащение железом происходит в расплаве и главный перенос - расплавом и в меньшей мере - флюидом.

Отсюда наиболее благоприятно образование магнитных минералов, при прочих равных условиях, из расплава Кадик и др 1990 Маракушев, Безмен, 1983 Печерский и др 1975 Mueller and Saxena, 1971 . Железо легко переходит во флюид с низкой pH, который его и переносит.

Только обогащенные железом флюиды являются потенциальными источниками повышенной кристаллизации магнитных минералов.

Для этого достаточно попасть такому флюиду в относительно окислительные условия с pH 7, что подтверждено экспериментально Гантимуров, 1982 Кадик и др 1990 Коржинский, 1967 Летников и др 1977 и др При высоких давлениях наблюдалась кристаллизация высокотитанистых феррошпинелей в P-T условиях силикатной зоны. Так, при давлении 55кбар обнаружены выделения титаномагнетита в кимберлите Girnis et al 1995 . Его образование связывается с наличием воды в системе и повышенной летучестью кислорода.

В смесях перидотита и базальтов с ильменитом и металлическим железом в интервале давлений 15-50кбар кристаллизовалась высокотитанистая феррошпинель из расплава и замещала реликты ильменита Геншафт и др 2000 . В проведенных опытах происходило смешение силикатного и карбонатного кальцитового расплавов.

Состав шпинели отвечает твердому раствору ульвошпинели и магнезиоферрита или хлорошпинели. Такая шпинель не является ферримагнетиком, но она может быть источником вторичных ферримагнетиков, образующихся за ее счет в более низкотемпературных и более окислительных условиях.

Реальность природных процессов и условий появления подобной высокотитанистой феррошпинели в верхней мантии подтверждается существованием в мантийных условиях силикатных расплавов, обогащенных железом и титаном, подобных по составу изученным в экспереминетах Гирнис, 1998 Грачев, 2000 Bell et al 1998 Gibson et al 2000 Green and Wallace, 1988 Hauri et al 1993 Schiano et al 1994 и др Для оценки влияния вторичных изменений на петромагнитную информацию проделана серия опытов по термообработке образцов естественных и искусственных пород в сухих и флюидных условиях Печерский и др 1989 . Выполнены три серии экспериментов Влияние давления.

Образцы океанических базальтов выдерживались под давлением 1,5 или 7кбар при 1000oС от 0,5 до 24 час в запаянных ампулах.

Летучесть кислорода, судя по геотермобарометру Линдсл Spencer and Lindsley, 1981 , выше буфера Ni- NiO. В ходе термообработки происходит гетерофазное окисление титаномагнетита с образованием ламеллей ильменита и между ними ячеек низкотитанового титаномагнетита.

По мере роста давления и или времени термообработки титаномагнетит в ячейках становится все менее титанистым вплоть до появления магнетита.

Кроме того, часть железа уходит за пределы зерен титаномагнетита, что выражается в росте среднего состава зерен от x 0,615 до x 0,65-0,695 и уменьшении общей концентрации титаномагнетита на 20-25 судя по величинам Js и Tc. Давление и время усиливают эффект изменения зерен титаномагнетита и выноса из них железа.

С ростом давления заметно повышается магнитная жесткость растут Jrs Js от 0,04-0,08 до 0,15-0,21 и Hcr от 5-10 до 20-25мТ , что связано с ростом напряженного состояния зерен титаномагнетита из-за увеличения их дефектности. Роль диффузии в процессе изменения титаномагнетита.

Использовалась смесь синтезированного титаномагнетита и природного чистого оливина.

Термообработка проб велась при 800o, 1000o и 1150oС в вакууме.

На этом примере достаточно простой системы прослеживается процесс переработки зерен титаномагнетита без участия флюида.

В ходе термообработки смесей состав титаномагнетита меняется от x 0,1-0,4 до x 0,66-0,9 и появляются зерна ильменита.

На контактах крупных зерен оливина и титаномагнетита идет диффузионной вынос железа из титаномагнетита в оливин и привнос магния из оливина в титаномагнетит, что выражается в росте содержания MgO до 8 и TiO 2 до 30 в зернах титаномагнетита и относительном росте содержания железа на 2-27 и спаде MgO на 5-7 в зернах оливина.

Привнос железа в оливин не приводит к образованию в нем магнитных минералов. Влияние на состав и концентрацию магнитных минералов летучести кислорода и состава флюида. Рис. 3 Для опытов подобраны три типа образцов таким образом, чтобы наблюдать появление в ходе термообработки новообразованных магнитных минералов за счет диффузии крупные кристаллы пироксена, переноса вещества флюидом образец немагнитного пористого пироксенового габбро и преобразования исходных магнитных минералов образцы феррогаббро, содержащие до 40 распавшегося титаномагнетита и магнетита. Состав флюида и летучесть кислорода регулировались продуванием печи газовыми смесями разного состава рис.3 . Температура опытов 800o и 950oС. При термообработке кристалла пироксена независимо от газовой среды, ее fO2 и pH, в течение 200 часов концентрация Js, состав Tc и структурное состояние Jrs Js магнитных минералов не меняется.

В образец немагнитного пористого габбро легко проникает газ и в процессе термообработки из него вымывается часть железа, что ведет к заметному уменьшению Js рис.3а. Подобный результат получен при экспериментальном изучении биметасоматических процессов в системе немагнитный гранодиорит-известняк доломит Зарайский и др 1986 . Во всех вариантах опытов при широких вариациях температуры 400-900oС , давления 0,7-5кбар, состава флюида, его pH 1-13 и fO2 магнетит и другие магнитные минералы in situ не образуются, а лишь за пределами гранодиорита, где резко возрастает pH. В данных опытах средний коэффициент диффузии при 600oС и 0,1кбар равен 3,2 10-4см2 сек, что примерно в 1014 раз быстрее, чем диффузия железа в титаномагнетите при его гетерофазном окислении Печерский и др 1975 Petersen, 1970 . В случае образцов высокомагнитных феррогаббро в сухих относительно восстановительных условиях СО2 СО рис.3б, опыты 1, 2 и 4 сначала происходит гомогенизация исходного распавшегося титаномагнетита, постепенно растворяются ламелли ильменита, Js падает.

После 12 часов титаномагнетит близок к гомогенному.

После 90 часов идет дальнейшее восстановление - появляется высокотитановый титаномагнетит с Tc 100oС и металлическое железо в виде включений размером менее 1мкм в зернах титаномагнетита, что зафиксировано и микрозондом, и по Tc 760-770oС, и по росту Js рис.3б. При термообработке в СО2 сухие окислительные условия выше буфера Ni-NiO вновь происходит гетерофазное окисление титаномагнетита, соответственно, растет Js рис.3б и появляется фаза с Tc 560oС. Увеличение времени термообработки в СО2 ведет к спаду Js, что в большой степени связано с частичным выносом железа за пределы зерен титаномагнетита.

Во влажных условиях резко усиливается процесс уничтожения титаномагнетита рис.3б. Идет не только диффузионный вынос железа, но и интенсивное разъедание зерен титаномагнетита, в котором заметное участие принимают силикаты.

При этом их средний состав по данным микрозондирования близок исходному.

Вынесенное железо оседает в пределах разъеденных зерен. Добавление в пары воды 3 NH4 OH создает восстановительные для титаномагнетита условия и ведет к появлению металлического железа, соответственно резко возрастает Js рис.3б. При этом металлическое железо в виде мелких зерен и дендритов находится в пределах контуров крупных зерен титаномагнетита и магнетита, т.е. железо в подавляющей своей массе перемещается незначительно.

Обобщение результатов опытов 1 При высокой температуре как в сухих условиях, так и при участии водяного пара новообразование магнитных минералов из породообразующих силикатов не происходит. Новые магнитные минералы образуются при перекристаллизации in situ других Fe-Ti рудных минералов в соответствии с новыми T-fO2 условиями. 2 При высокой температуре как в сухих условиях, так и при участии водяного пара разрушение магнетита и титаномагнетита происходит двумя путями а диффузионный вынос железа за пределы зерен б разъедание зерен флюидом.

Ни в одном варианте опытов суммарная концентрация магнитных минералов в образце не возрастала, исходные немагнитные материалы оставались немагнитными. 3 Процесс разъедания и уничтожения титаномагнетита и магнетита в больших пределах не зависит от летучести кислорода. 4 При разрушении титаномагнетита и магнетита основная масса железа практически остается в пределах зерен.

Связанное в силикатах железо малоподвижно и не поддается воздействию флюида. 5 Высокое давление принципиально не меняет процесса разрушения титаномагнетита и магнетита, а лишь ускоряет его. 6 Опыты в сухих условиях в какой-то мере моделируют условия гранулитового метаморфизма, очень близкого изохимическому, идущему при очень слабом участии флюидов, и, соответственно, при инертном поведении большинства элементов, в том числе Fe Лутц, 1974 Перчук, 1973 Яковлев, Марковский, 1987 Mueller and Saxena, 1977 и др Следовательно, при гранулитовом метаморфизме не должно происходить существенного выделения железа из силикатов и новообразования за счет него магнитных минералов. 4.