Анотація

Розглянуто існуючі уявлення про джерела регіональних магнітних аномалій, дані експериментального вивчення освіти та існування різних магнітних мінералів в широкому діапазоні тисків, температур, летючості кисню. Показано існування чотирьох зон термодинамічних умов утворення магнітних мінералів: при зменшенні летючості кисню (від високоокіслітельних умов до високовосстановітельним) послідовно відбувається зміна гематитових, магнетитової, силікатної та Fe-металевої зон. Розглянуто роль тиску, дифузійних процесів на зміну титаномагнетиту, а також летючості кисню і складу флюїда на склад і концентрацію магнітних мінералів. Результати експериментальних досліджень показують, що як в "сухих" умовах, так і в присутності водяної пари новоутворення феррімагнітних мінералів з силікатів не відбувається. Наведено результати власних досліджень авторів магнітопетрологіческіх характеристик порід, утворилися в блізповерхностних умовах - базальтів і габброідов - і в низах континентальної кори (ксеноліти в магматичних породах Атара, Монголії, Малого Кавказу, Курильських островів, Якутії), а також порід з архейскопротерозойскіх метаморфічних товщ (Алданське і Анабарскій щити, Воронезький кристалічний масив), розглянуто роль вторинних процесів (хлорітізаціі, амфіболізаціі) у зміні феррімагнітной фракції і магнітних властивостей цих порід. Із сукупності розглянутих авторських результатів та огляду світових даних випливає, що головним джерелом магнетизму земної кори і регіональних магнітних аномалій з архею донині є магматичні породи, які формувалися в зонах розтягнення у поверхневих і блізповерхностних умовах. Ця ситуація зберігається, незважаючи на метаморфізм і значну перекристалізації магнітних мінералів на різних глибинних рівнях.

1. Введення

Багато років магнітологі займаються проблемою геологічної природи регіональних магнітних аномалій, петромагнетізмом низів континентальної кори. Однак, по-перше, залишається спірним походження намагніченості порід нижньої кори: ряд дослідників пов'язують магнетизм порід низів кори з гранулітовим метаморфізму, інші вважають визначальними первинно-магматичні умови формування магнітних мінералів, глибинний метаморфізм змінює ці мінерали, але при цьому зберігається головна закономірність - у більшості випадків первинно-магнітні або немагнітні 1 породи залишаються такими. По-друге, за кордоном практично не знають наших робіт. З цих двох причин ми вирішили зробити справжній огляд.

Магнітна зйомка - найбільш дешевий і доступний з геофізичних методів вивчення літосфери нашої планети. Завдяки цьому практично вся поверхня Землі покрита наземної, аеромагнітной і супутникової зйомками. Однак оцінка просторового розподілу магнітних мас у літосфері Землі та їх ефективної намагніченості утруднена в силу неоднозначності рішення зворотної задачі магніторазведкі. Використання комплексу інших геофізичних даних звужує неоднозначність рішення, але не знімає її. При цьому залишається проблема природи магнетизму порід, його джерел, їх збереження і наступних перетворень. Вирішити цю проблему допомагають магнітомінералогіческое і магнітопетрологіческое вивчення гірських порід, експерименти, які відтворюють TP-fO2 умови утворення гірських порід і магнітних мінералів.

Значна частина магнітних і петромагнітних досліджень присвячена блізповерхностним об'єктів районів, де є можливість прямого зіставлення магнітних аномалій з конкретними геологічними тілами, що витягають на поверхні Землі, рідше досліджується природа регіональних магнітних аномалій, відносяться до глибоко залягає магнітним тіл, лише в деяких випадках зроблена спроба виявити загальні риси петромагнітние літосфери.

З численних публікацій про природу магнітних аномалій, про магнетизм гірських порід, нині витягають на денній поверхні, випливає, що левова частка магнітних порід припадає на вулканіти і блізповерхностние інтрузивами. Петромагнітное вивчення таких об'єктів дозволяє вирішити питання походження їх намагніченості, які повинні бути справедливі і для глибинних тел.

Побудована петромагнітная модель океанічної літосфери на базі гіпотези Вайна і Метьюз [Vine and Matthews, 1963] та узагальнення петромагнітних даних про породи, що утворюють літосферу під сучасними і зниклими океанами [Гордин та ін, 1993; Петромагнітная модель ..., 1994; Печерський, Діденко, 1995; Печерський та ін, 1993; Dunlop and Prevo, 1982; Kent et al., 1978; Kidd, 1977; Johnson, 1979 и др.]. В основі моделі лежить первинно-магматичної формування океанської кори, що складається з верхнього магнітного шару, що включає лави (2А), паралельні дайки, що є підвідних каналами лав (2В) і габро (3А); нижнього немагнітного шару кумулятивних габро, піроксенітов (3В) і немагнітному верхній мантії. У результаті серпентінізаціі перідотітов верхів мантії знизу додається вдруге-магнітний шар. Показано, що розподіл в ньому магнітної полярності швидше хаотично [Нгуєн, Печерський, 1989]. У цій схемі не відображена первинна неоднорідність верств 2 і 3А - їх намагніченість широко варіює від ранніх немагнітних і слабомагнітних генерацій ДАЕК і лав до сільномагнітних пізніх діфференціатов [Печерський, Діденко, 1995], не відбита також роль вторинно-немагнітних порід кори, пов'язаних з зеленокаменнимі змінами та ін

Набагато складніше ситуація в разі розподілу магнітних мас в континентальній земній корі. Із загальних геологічних відомостей, даних про реальні глибинних породах і експериментів випливає, що головним джерелом магнітних аномалій будь-яких рівнів є магнетітсодержащіе магматичні поверхневі і блізповерхностние породи, занурившись в подальшому на великі глибини. Так, у більшості розрізів архейських порід, що відносяться до низів континентальної кори, присутні метаосадочние породи, тобто значні частини таких товщ формувалися на поверхні Землі. Отже, закономірності магнетизму блізповерхностних магматичних порід повинні поширюватися на магнетизм нижній частині земної кори. При цьому важливо оцінити вплив глибинного метаморфізму на магнетизм порід нижньої континентальної кори.

Другим імовірним джерелом збагачення порід магнітними мінералами є флюїди, багаті залізом.

Узагальнення петромагнітних, петрохіміческіх, мінералогічних даних і результатів експериментів з відтворення умов освіти і змін гірських порід показало, що все розмаїття умов утворення гірських порід, що складають земну літосферу, описується поєднанням петромагнітних чотирьох типів (табл.1) [Петромагнітная модель ..., 1994].

2. Джерела регіональних магнітних аномалій

Важко визначити пріоритет, але все-таки ми хочемо виділити З. А. Крутіховскую [Крутіховская, 1976, 1986 і др.], присвятила багато років проблеми комплексної інтерпретації регіональних магнітних аномалій, виявленню петромагнітних закономірностей, що пояснюють глибинне будова континентальної літосфери Землі.

Як видно з карт аномального магнітного поля, значні обсяги літосфери займають немагнітні породи, розподіл магнітних мас має велику неоднорідність як по Латерано, так і по вертикалі, що виражається в диференційованості, інтенсивності і морфології аномалій. Морфологія аномалій незалежно від належності їх до локальним або регіональним визначається двома типами - лінійним і ізометричний. Ця типізація зберігається на всіх ієрархічних рівнях - від локальних аномалій до отриманих з штучних супутників, і несе генетичну (перш за все тектонічну) навантаження. Регіональні магнітні аномалії (поперечник більше декількох десятків км) звичайно пов'язуються з джерелами, що знаходяться глибше 10-15км.                      Рис. 1     

Наведемо один приклад, який підтверджує кореляцію величини намагніченості, обчисленої по інтенсивності магнітних аномалій, з тектонічної приуроченість магматичних тіл на території Північної Євразії (рис.1). Так, в зонах розвитку рифтової, островодужного і внутріплітного вулканізму практично незалежно від віку порід явно переважають вулканіти з високою намагніченістю, навіть у кислих порід понад 60% мають намагніченість більше 0,3 А/м. Серед ж вулканітів складчастих зон, часу колізії і складчастості, значна частка немагнітних порід навіть основного складу (понад 70% мають намагніченість менше 0,1 А/м). Помітні "хвости" у першої групи вулканітів у бік магнітних порід і у другому - у бік немагнітних, можливо, пов'язана з неточністю оконтурювання площ розвитку вулканітів і/або з вторинними змінами. Подібна картина простежується і для інтрузивні порід, але тут яскравіше виділяється група кумулятивних немагнітних порід основного складу (див. нижче).

Через багатозначності рішення зворотних магніторазведочних завдань навіть комплекс даних не позбавляє від суперечливих рішень, так нижня межа джерел регіональних магнітних аномалій варіює в залежності від прийнятої моделі від 15-20 до 40 км і більше [Буліна, 1986; Каратаєв, Пашкевич, 1985, 1986; Крутіховская, 1986; Луговенко та ін, 1984; Пашкевич та ін, 1986; Печерський, 1991; Печерський та ін, 1975; Піскарьов, Павленкін, 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], досягаючи границі Мохо або обмежуючись глибиною досягнення 580oС (температури Кюрі магнетиту). Варіації і глибин, і форм глибинних магнітоактівних тіл - джерел регіональних магнітних аномалій, природно, зв'язуються з особливостями геологічної будови регіону, його тектонічної історією. Моделювання показало, що регіональна полі не може бути пояснено коливаннями розділу Мохо при однорідної намагніченості нижньої частини кори.

З узагальнень [Крутіховская, 1986; Петромагнітная модель ..., 1994] випливає, що пояси регіональних магнітних аномалій переважно розташовуються в шовних зонах, які поділяють мегаблоки кори, в зонах тектономагматіческой активізації; збагачення магнітними мінералами відноситься до етапів розтягування (феміческіе блоки), збіднення - до етапів стиснення (сіаліческіе блоки). Загалом, регіональні магнітні аномалії мають полігенну і Поліхрон природу, вони пов'язані, в першу чергу, з областями ранньої консолідації, складеними найбільш давніми комплексами основних гранулітів, рідше з іншими метаморфічними породами [Крутіховская, 1986; Крутіховская та ін, 1984; Петромагнітная модель ..., 1994; Яковлєв, Марківський, 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 і др.]. Одні автори підкреслюють, що амфіболізація веде до збагачення порід магнетиту [Геншафт та ін, 1985; Єрмаков, Печерський, 1989; Крутіховская, 1986; Лутц, 1974; Яковлєв, Марківський, 1987; Williams et al., 1986], інші відзначають зворотний ефект - різке падіння намагніченості порід при переході від гранулітовой до амфіболітовую фації метаморфізму [Афанасьєв, 1978; Головін, Петров, 1984; Пашкевич та ін, 1986; Schlinger, 1985; Wasilewski and Warner, 1988]. Є приклади, коли кислі породи з розрізів кори виявлялися магнітними, а основні породи - немагнітних [Liu and Gao, 1996; Pilkington and Percival, 1999; Williams et al., 1985]. В ряд по росту намагніченості від немагнітних мантійних гіпербазітов і слабомагнітних піроксенітов до магнітних среднекіслих гранулітів шикуються глибинні породи (ксеноліти) Монголії, Середньої Азії [Геншафт, Печерський, 1986; Ликов та ін, 1981; Петромагнітная модель ..., 1994; Печерський, 1991]. Аномально високі концентрації магнетиту до 10% і більше звичайні для зон високої активності, як Малий Кавказ, Камчатка, Іврея [Геншафт, Печерський, 1986; Геншафт та ін, 1985; Єрмаков, Печерський, 1989; Ликов, Печерський, 1984; Belusso et al., 1990; Wasilewski and Warner, 1988 і др.]. Більш того, у багатьох регіонах світу зустрічаються серед ксенолітов високомагнітние піроксеніти "чорної серії": породи самих низів кори -- верхів мантії, які характеризуються ознаками накладеного метаморфізму і підплавлення [Геншафт, Печерський, 1986; Геншафт, салтиковський, 1987; Петромагнітная модель ..., 1994; салтиковський, Геншафт, 1985; Семенова та ін, 1984; Mayhew et al., 1985; Wasilewski and Mayhew, 1982], але зазначені аномально високі намагніченості не є джерелами регіональних магнітних аномалій, про що говорить відсутність регіональних магнітних аномалій у районах Малого Кавказу, Камчатки, Курил і ін; на частку ксенолітов магнітних "чорних" піроксенітов припадає менш ніж 10% вивчених зразків. Таке локальне збагачення магнітними мінералами пов'язано з магми, які захопили ксеноліти.

Завдяки рівноважного станом многодоменних зерен магнетиту, переважному в глибинних частинах земної кори, намагніченість глибинних порід визначається, головним чином, концентрацією магнетиту і індуктивного намагніченістю незалежно від PT умов аж до температур 550-580oС (точки Кюрі магнетиту) [Завойський, Марківський, 1983; Марківський, Таращан, 1987]. Однак, по-перше, через напруженого стану в глибинних порід, по-друге, через гетерофазної зміни ільменіту і титаномагнетиту і, по-третє, через розпаду піроксенів з появою магнетиту і близьких йому мінералів можливий певний внесок у намагніченість глибинних порід однодоменних і псевдооднодоменних магнітних зерен і, відповідно, зв'язку частини магнітних аномалій із залишковою намагніченістю, як, наприклад, у випадку протерозойських анортозитів Литви, України, Норвегії [Богатиков та ін, 1975; McEnroe et al., 1996], гранулітів центральної Австралії [Kelso et al., 1993] та Лабрадора [Kletetschka and Stout, 1998] та ін Проте однорідність напрямків давньої природної залишкової намагніченості неймовірна (у випадку Q n> 1, тобто переважання залишкової намагніченості над індуктивного) при потужності магнітоактівних тел 10-20км і латерального їх розміру порядку 100км, повільного і нерівномірного їх охолодження, складного тривалого метаморфізму, тим більше на тлі геомагнітного поля змінюється полярності, відповідно, не реальний помітний внесок залишкової намагніченості в регіональні магнітні аномалії. До того ж в низах кори, де температура висока, співвідношення залишкової і індуктивного намагніченості зміщується в бік зростання вкладу останньої. З іншого боку, умови в низах континентальної кори сприятливі для утворення сучасної високотемпературної в'язкої залишкової намагніченості [Schlinger, 1985; Williams et al., 1986 і др.].

За даними аеромагнітной і супутникової зйомки визначена середня намагніченість нижньої кори для центральної Канади - 5А/м [Hall, 1974], північно-західній Німеччині - 2А/м [Hahn et al., 1976], Українського щита - 2-4А/м [Крутіховская, Пашкевич, 1979], США - 3,5 1А/м [Schnetzler, 1985]. Вона не суперечить даним безпосередніх вимірів намагніченості глибинних порід (див. нижче).

Усіма дослідниками відзначається істотна роль гранітізаціі, ведуча частіше до зменшення намагніченості порід.

За межами регіональних магнітних аномалій на ділянках регіонального метаморфізму високих ступенів різко зменшується намагніченість всіх типів первічномагматіческіх порід і осадочно-вулканогенних товщ, що простежено на Балтійському щиті [Головін, Петров, 1984; Schlinger, 1985], в тому числі в розрізі Кольської надглибокої свердловини [Бродская та ін, 1992; Кольська ..., 1984], на Канадському щиті [Pilkington and Percival, 1999; Williams et al., 1986].

У всіх регіонах, де є регіональні магнітні аномалії і де вони відсутні, породи, що відносяться до верхньої мантії, немагнітних.

Таким чином, зіставлення регіональних магнітних аномалій з геологічною ситуацією і намагніченаенностью глибинних порід дозволяють стверджувати, що їх джерела знаходяться в межах земної кори, це головним чином - основні гранулітів. Сказане не пояснює причин скупчень магнітних мінералів в земній корі, щоб відповісти потрібна мінералогічна і петрологіческая інформація.

3. Дані експериментів

Для утворення магнітних мінералів в середовищі кристалізації в першу чергу необхідна присутність заліза, у другу чергу - титану, магнію та інших катіонів, Вхідні до складу найбільш поширених на Землі магнітних мінералів - магнетиту, титаномагнетиту, гемоільменітов і пірротіна. З статистики випливає, що для утворення магнітних мінералів необхідна присутність в породі більше 1% Fe [Печерський і інші, 1975]. Ця умова необхідна, але недостатня, так відомі численні приклади, коли при близькому складі порід і подібному вмісту заліза вміст у них магнітних мінералів коливається від <0,01% до 5% і більше.                      Рис. 2     

Поява і склад магнітних мінералів визначаються спільним тиском P, температурою T, летючістю кисню fO2, водневим показником pH та іншими менш суттєвими параметрами. За даними експериментів з базальтовими системами нормальної залозистого [Ликов, Печерський, 1976, 1977; Рінгвуд, 1981 і др.], титаномагнетиту кристалізуються при T