«МАГНИТНАЯ МОДЕЛЬ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЮГО-ЗАПАДА ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ ...»

1

НАЦИОНАЛЬНАЯ АКАДЕМИЯ НАУК УКРАИНЫ

ИНСТИТУТ ГЕОФИЗИКИ им. С.И. СУББОТИНА

На правах рукописи

УДК: 550.382.3

ОРЛЮК

Михаил Иванович

МАГНИТНАЯ МОДЕЛЬ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЮГО-ЗАПАДА ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

04.00.22 -Геофизика диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

К И Е В - 1999 Содержание работы Оглавление

Введение

1. Краткий экскурс в историю исследований

2. Магнитоминералогическое, петрологическое и тетконическое обоснование магнитной модели литосферы

2.1. Магнитные минералы земной коры

2.2. Прогноз намагниченности в термодинамических условиях земной коры

2.3. Петролого-тектонические условия формирования и существования источников магнитных аномалий

3. Методика построения магнитных моделей земной коры

3.1. Выделение региональной компоненты аномального магнитного поля (Т)

3.2. Анализ взаимосвязи региональной компоненты аномального магнитного поля с основными физико-петрологическими границами и выбор начального приближения

3.3. Теоретические магнитные модели палеорифтов и субдукционнообдукционных зон как первоначальные приближения для построения и истолкования магнитных моделей коры

3.4. Методика построения магнитной модели континентальной коры

4. Разномасштабные магнитные модели земной коры юго-запада Восточно-Европейской платформы

4.1. Магнитная модель юго-запада Восточно-Европейской платформы

4.2. Трехмерная магнитная модель земной коры запада Украины

4.3. Трехмерная магнитная модель Днепровско-Донецкого авлакогена

4.4. Пространственно-временная (четырехмерная) магнитная модель земной коры территории Украины

5. Обобщенная петромагнитная характеристика литосферы Земли

6. Истолкование разномасштабных магнитных моделей

6.1. Интерпретация магнитной модели юго-запада ВосточноЕвропейской платформы (Курско-Прибалтийской аномалии Магсат)

6.2. Геолого-тектоническая интерпретация магнитной модели земной коры Запада Украины

6.3. Геолого-тектоническая интерпретация магнитной модели Днепровско-Донецкого авлакогена

7. Природа и эволюция глубинных магнитных источников

8. Нефтегазоносность земной коры территории Украины в связи с ее намагниченностью

Днепровско-Донецкрой впадины

впадины

осадочного чехла

8.1.3. Магнитные свойства осадочных образований... ………...280 - 8.2. Теоретические и экспериментальные предпосылки взаимосвязи углеводородов

территории Украины

структур

8.4.1. Магнитные модели типовых локальных нефтегазоносных структур

8.4.2. Магнитная модель Селюховской структуры

8.4.3. Обсуждение результатов интерпретации

Заключение

Список использованной литературы

Изучение строения и эволюции земной коры и верхней мантии является одной из важнейших задач наук о Земле. Ее постановка отражает растущую заинтересованность и общественное признание необходимости глубинных исследований Земли как теоретической базы для решения следующих научных задач:

а) регионального прогнозирования и поиска месторождений полезных ископаемых, как материальных базовых элементов развития общества;

б) оценки мест возможного возникновения землетрясений в областях, где за последний исторический период они не проявлялись и их влияния в пунктах размещения атомных станций, крупных предприятий, городов и других важных народнохозяйственных объектов;

в) изучение пространственно-временных закономерностей базовых и вариационных величин геофизических полей окружающей среды для решения ряда прикладных задач геофизической экологии.

В разномасштабных магнитных моделях литосферы находят отражение ее структура и пространственное распределение формирующих ее петромагнитных типов пород. Последние несут информацию о составе, термодинамических и окислительно-восстановительных условиях их образования и дальнейшего преобразования.

Работами З.А. Крутиховской с соавторами (1982, 1985, 1986 г.г. и др.) продемонстрирована высокая эффективность геомагнитного метода и двумерного моделирования земной коры Украинского щита (УЩ) для изучения его строения, развития и металлогенической специализации. Трехмерное магнитное моделирование разномасштабных и разнотипных структур земной коры ВосточноЕвропейской платформы, в совокупносги с другими геомагнитными и геолого-геофизическими данными, позволяет выяснить их глубинное нефтегазоносности земной коры.

Кроме самостоятельного решения геомагнитных, геологических и прогнозных задач результаты трехмерного моделирования являются существенной необходимой частью для построения комплексных геофизических моделей земной коры.

Построение комплексной геофизической модели литосферы возможно только при использовании данных нескольких методов, позволяющих более обоснованно перейти от геофизических моделей в виде распределения физических параметров разреза земной коры и ее структурных форм к прогнозу вещественного состава глубинных зон литосферы. Перед автором в связи с этим стояла непростая задача обоснования и демонстрации возможностей метода магнитометрии в целом, и трехмерного магнитного моделирования в частности для изучения глубинного строения земной коры, эволюции литосферы, регионального и локального прогноза месторождений полезных ископаемых.

Так как геологическое истолкование магнитного поля лишь на основании общих интерпретационных принципов является малоэффективным, решение обратной задачи магниторазведки должно осуществляться в соответствии с модельности, оптимальности и целесообразности, т.е. с максимальным привлечением априорных данных, созданием теоретических структурногенетических моделей изучаемых объектов и истолкованием построенных моделей в комплексе с данными других геолого-геофизических методов.

Занимаясь исследованиями многих аспектов геомагнетизма, в частности комплексированием микромагнитных и биолокационных исследований с целью познания сущности биолокации и явления магнетизма, исследованием вариаций аномального магнитного поля районов региональных магнитных аномалий и вблизи АЭС, изучением магнитной восприимчивости и намагниченности пород путем непосредственных экспериментальных измерений и т. д.. Главной сферой интересов автора на протяжении всей научно-производственной деятельности было и остается построение магнитных моделей коры и их истолкование с целью познания строения, эволюции земной коры и прогнозирования полезных ископаемых. Решению этой важной для научно-хозяйственного комплекса Украины задачи и посвящена диссертационная работа.

Цель работы — построение разномасштабных магнитных моделей структур земной коры юго-запада Восточно-Европейской платформы и окружающих регионов, а также их истолкование в комплексе с другими геолого-геофизическими данными для установления на их основе закономерностей строения, вещественного состава, эволюции земной коры и мелкомасштабного прогнозирования полезных ископаемых.

Основные задачи

исследований.

1. Петромагнитное обоснование магнитной модели континентальной коры: рассмотрение магнитных минералов коры и выяснение их роли в намагниченности глубинных слоев земной коры; изучение петрологотекгонических и геохимических аспектов образования и существования источников региональных магнитных аномалий.

2. Усовершенствование методики построения трехмерных магнитных моделей континентальной коры разных масштабов: выделение региональной компоненты, связанной с глубинными горизонтами земной коры; анализ взаимосвязи региональной компонента с физикопетрологическими границами земной коры, обоснование выбора нижнего ограничения магнитоактивной толщи и начального приближения для моделирования глубинных источников; оптимизация процесса построения магнитной модели с учетом перечисленных пунктов.

3. Построение трехмерной магнитной модели земной коры Восточно Европейской платформы (м-б I: 5 000 000); ее юго-западной половины, соответствующей району Курско-Прибалтийской аномалии МАГСАТ (м-б I:

2 500 000); западной части Украинского щита и смежных районов в полосе геотрансекта "Евробридж", Диепровско-Донецкого авлакогена (м-б 1 : 000); пространственно-временной (эволюционной) магнитной модели земной коры территории Украины.

4. Петромагнитная характеристика образований, формирующих земную кору, на основании результатов моделирования и независимых петромагнитных исследований. Выделить петромагнитные типы, характеризующиеся определенным составом и намагниченностью.

5. Геолого-тектоническое истолкование построенных магнитных моделей с учетом данных других геолого-геофизических методов: связь распределения магнитных неоднородностей коры и ее петромагнитных типов со строением, вещественным составом и эволюцией литосферы Земли.

6. Рассмотрение с учетом совокупности всех геолого-геофизических данных природы и эволюции глубинных магнитных источников.

нефтегазоносности земной коры с использованием геомагнитных данных:

взаимосвязь нефтегазоносности коры и магнитных неоднородностей;

намагниченность консолидированной коры и осадочного чехла; построение типовых магнитных моделей нефтегазоносных структур; механизм взаимосвязи нефтегазоносности коры и намагниченности: возможность регионального и локального прогноза.

8. Выделение преимущественно нефтяных, нефтегазовых и газовых районов в пределах нефтегазоносных областей и провинций территории Украины в свете комплекса магнитных и других геолого-геофизичеких глубинных критериев.

Научная новизна.

1. Все возможное многообразие петромагнитных разрезов литосферы сведено к четырем петромагнитным типам; ультрамафит-мафитовому, фемическому, сиальмафическому и сиалическому. Ультрамафит-мафитовый и фемический петромагнитные типы органически связаны и присущи ранним стадиям развития коры. На более поздних этапах развития они приурочены к структурам режимов растяжения земной коры. Сиальмафический и сиалический петромагнитные типы присущи структурам режима сжатия земной коры и характеризуются существенно гранитоидным составом.

2. Выделена региональная компонента аномального магнитного поля юго-запада Восточно-Европейской платформы и отдельных ее частей, которая не объясняется влиянием источников верхней части коры до глубин 10-15 км. Решение обратной задачи магнитометрии разными методами показывает приуроченность источников региональных магнитных аномалий с длинами волн от 100 до 350 км с средним и нижним частям земной коры. Эффективная намагниченность при этом не превышает первых амперов на метр.

3. Усовершенствованная методика построения трехмерных магнитных моделей континентальной земной коры предусматривает максимальное использование в качестве априорных, данных о глубинах залегания основных разделов земной коры по данным сейсмических исследований и сведений о намагниченностях пород, представителей разных горизонтов коры. В качестве первоначальных приближений для интерпретации региональных магнитных аномалий и истолковании их природы предлагается использовать теоретические магнитные модели палеорифтов и островных дуг.

4. Построенные двухмерные и трехмерные разномасштабные магнитные модели земной коры Восточно-Европейской платформы, запада Украинского щита и Днепровско-Донецкого авлакогена свидетельствуют о вертикальной и латеральной неоднородности в распределении магнитных образований. Магнитная модель Восточно-Европейской платформы удовлетворяет региональную компоненту аномального магнитного поля на поверхности Земли и аномалии МАГСАТ.

5. На количественном уровне показана обусловленность аномалий МАГСАТ суперпозицией источников регионального класса. В пределах платформы выделены Курско-Прибалтийский, Северо-Скандинавский и Камско-Эмбенский сегменты, отличающиеся повышенной насыщенностью источниками с поперечными размерами 40-150 км и намагниченностью 1.0А/м, а также Санкт-Петербургский и Прикаспийский - с минимальной насыщенностью коры магнитными источниками.

6. Магнитные модели запада Украинского щита, Дпепровско-Донецкого авлакогена и пространственно-временная (эволюционная) магнитная модель земной коры территории Украины показывают цикличность формирования магнитных неоднородностей.

7. Изучение природы и эволюции глубинных магнитных источников позволили предложить дна механизма их образования - рифтовый и субдукциониый. Первый механизм образования - это насыщение коры магматическими образованиями основного и среднего состава (при благоприятных для реализации железа в виде ферро-ферримагнитных минералов окислительно-восстановительных условиях) на стадии преобладающего растяжения земной коры в зонах рифтов, палеорифтов и зон тектоно-магматической активизации. Такие источники образуются на ранних стадиях развития крупных тектоно-магматических циклов и они являются первичными по сравнению с источниками, формирующимися в результате субдукционного механизма. Субдукционный механизм образования глубинных магнитных неоднородностей двойственный: с одной стороны это поддвиг магнитной коры под немагнитную, а с другой - переплавление субдукцированной коры с насыщением верхней части разреза соответствующими образованиями по первому механизму.

8. Образование исходного органического вещества, миграция и позволило выполнить региональный прогноз нефтегазоносности земной коры территории Украины и показать на примере Центральной депрессии Днепровско-Донецкой впадины возможность использования детальных магнитных моделей нефтегазоносных структур для локального прогноза.

Практическая ценность работы предопределена тем, что построенные существенный вклад в соответствующие обобщенные геолого-геофизические модели, отображающие строение и развитие земной коры и являющиеся необходимой основой при прогнозировании состава глубинных частей, мелкомасштабном прогнозировании размещения полезных ископаемых и геотектонического районирования является вывод о глубинной природе источников положительных региональных магнитных аномалий ВосточноЕвропейской платформы, их обусловленности магматическими и соответствующих эпохам преобладающего растяжения земной коры, приуроченных к начальным (ранним) стадиям крупных тектономагматических циклов.

Вторым моментом практической ценности исследований является установление структурно-генетической взаимосвязи нефтегазоносности земной коры с ее магнитной неоднородностью, что в сочетании с другими геолого-геофизическими критериями с успехом может быть использовано при региональном и локальном прогнозе в нефтегазоносных областях и провинциях.

Реализация результатов. Результаты автора используются производственными организациями при составлении тектонических и геолого-структурных карт Украины, при глубинном тектоническом районировании и прогнозировании полезных ископаемых. К таковым относятся "Рекомендации по направлению поиска алмазов на Украинском щите и сопредельных территориях с использованием региональных магнитных аномалий" (авторы З.А.Крутиховская, С.Г.Слоницкая, М.И.Орлюк) принятых Министерством геологии Украины в 1985г. За работу "Магнитная модель и изучение строения литосферы и связи с исследованием развития земной коры и ее металлогенической специализации автор удостоен бронзовой медали ВДНХ СССР. Исследования автора вошли составными частями в ряд отчетов производственных организаций. В настоящее время в тесном контакте с нефтяными производственными организациями под руководством автора выполняется проект по линии ГКНТПП Украины "Построение и анализ трехмерной магнитной модели земной коры Днепровско-Донецкой впадины в связи с глубинными разломами и прогнозированием нефгегазоносности".

Аппробация работы и публикации. Основные положения выполненной работы докладывались и обсуждались на международном совещании по линии 1.6.3 КАПГ (Киев,1979); симпозиуме "Актуальные проблемы геомагнитных исследований" (Nimegk, 1980); Всесоюзном совещании по комплексной интерпретации (Суздаль, 1981), II, III и IV Всесоюзных съездах по Геомагнетизму (Тбилиси, 1981; Киев-Ялта, 1986; Суздаль, 1990); VII конференция молодых геофизиков Украины (Киев, 1982); рабочем совещании "Исследование региональных магнитных аномалий платформенных областей" (Ялта, 1982); двух рабочих международных совещаниях по линии КАПГ (Киев, Ялта, 1983), рабочей группе "Магнитные аномалии континентов" (Ашхабад, 1984), совещании "Тектоносфера Украины" (Киев, 1985); Всесоюзном совещании "Глубинное строение и геодинамика кристаллических щитов Европейской части СССР" (Апатиты, 1989), международном семинаре Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей" (Москва, 1993; Воронеж. 1996), международных совещаниях по линии "Европроба" (Минск, 1993; Киев, 1994, 1998; Ленинград, 1995, Oskarshamn, 1996, Гурзуф, 1996, Вильнюс, 1997; Сувалки, 1999), научно-практической конференции "Нафта і газ України" (Киев, 1994, Харьков, 1996, Полтава, 1998), XXI Ассамблее IUGG (Воu1dег, Со1огаdо, 1995), 8-й Ассамблее IAGA (Uppsa1а, 1997).

Результаты исследований изложены в 73 публикациях и 7 отчетах, а основные положения диссертации опубликованы в 40 изданиях. Из опубликованных работ 20 написано автором лично (из них, 12 статей в журналах и сборниках, 8 тезисов международных съездов, симпозиумов и конференций), а 53, включая 6 монографий, в соавторстве.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, семи глав, заключения и списка литературы из 404 наименований. Объем работы страниц чистого текста и рисунка.

Фактический материал и личный вклад автора. Диссертационная работа выполнена в Институте геофизики им.С.И.Субботина НАН Украины в лаборатории аномального магнитного поля (зав.лаборатории - И.К.Пашкевич) отдела комплексной интерпретации потенциальных полей (зав.отдела – С.С.Красовский). Я особо благодарен покойной ныне З.А.Крутиховской за ту роль, которую она сыграла в становлении автора как ученого, и в определении сферы научных интересов. В дальнейшем большое влияние на творческую и научную деятельность оказывала и оказывает в настоящее время соавтор большинства публикаций И.К.Пашкевич, которой автор искренне признателен за постоянное внимание, и поддержку, оказанную ее при выполнении работы.

Влияние на работу оказали постоянные очные и заочные контакты автора с ведущими магнитологами и специалистами смежных областей геологии и геофизики Украины и России, а в последнее время ряда зарубежных стран.

Среди них следует отметить сотрудников отдела геомагнетизма А.Н.Третяка, В.Н.Завойского, И.Н.Иващенко, Ю.Е.Неижсала, Н.П.Михайловой, А.М.Глевасской и ученых других отделов Института геофизики НАН Украины Е.Г.Булаха, В.С.Гейко, О.Б.Гинтова, В.В.Гордиенко, В.Г.Гутермана, В.А.Дядюры, Т.В.Ильченко, В.Г.Козленко, П.II.Корчагина, С.С.Красовского, Р.И.Кутаса, Т.С.Лебедева, Г.К.Лоссовского, С.В.Мостового, Ю.П.Оровецкого, В.И.Старостенко, А.А.Трипольского, О.М.Харитонова, А.В.Чекунова, В.Н.Шумана и других. На совещаниях разного уровня автор имел творческие и рабочие контакты с Г.Я.Голиздрой, А.М.Городницким, В.М.Березкиным, Г.И.Каратаевым, В.Н.Луговенко, Д.М.Печерским, В.Н.Страховым, способствовавшими усилению отдельных положений диссертационной работы. Кроме того, автор считает своим приятным долгом выразить благодарносгь Ю.В.Смирнову и Р.Н.Ярошенко за расчеты на ЭВМ, а В.А.Моченой и Т.А.Сикан за помощь в оформлении работы.

Привлечение магнитометрических данных для изучения строения земной коры началось в 20-30 годы в связи с разведкой и освоением железорудных месторождений Курска и Кривого рога. Чуть позже (1937г.) появилась работа Т.Н.Розе (в дальнейшем Т.Н.Симоненко) Региональные магнитные аномалии Украины и их связь с геотектоникой которую можно считать первой, из известных автору, работой, направленной на выяснение взаимосвязи магнитного поля с тектоническим районированием территории Украины и являющуюся своего рода предтечей послевоенных исследований и представляемой диссертации [269]. В конце 50-х — начале 60-х годов уже широко проводятся исследования направленные на изучение природы закономерностей строения земной коры, в том числе глубинных ее горизонтов. Результаты этих исследований изложены в работах Л.В. Булиной [27, Ф.Л.Булмасова [31], Б.Д. Винц, В.И.Почтарева [42], В.Э.Волка [46], А.Г.Гайнанова, О.Н.Соловьова [50,51], Р.М.Деменицкой [96], Г.И.Каратаева [127], И.Г.Клушина, Н.И.Толстихина [136], З.А.Крутиховской, В.Н.Завойского, С.М.Подолянко, Б.Я.Савенко [149], Г.К.Кужелова [158], А.А.Логачева [176], Н.Н.Михайлова [202], Г.Г.Орлова [217], Т.Н.Симоненко [275], М.Ф.Скопиченко [280], Н.К.Ступака, К.Ф.Тяпкина [292], С.И.Субботина [293,294], Ф.С.Файнберга, А.С.Семенова [314], В.В.Федынского [317], R.G.Mason, A.D. Raff [372], F.I.Vine, D.H.Mattheus [400], I.Zietz, A.Griscom [403] и многих других.

В дальнейшем активное участие в исследовании связи аномального магнитного поля с вещественным составом и глубинной структурой земной коры принял широкий круг советских и зарубежных геофизиков. Среди них следует отметить работы Б.А.Андреева, М.С.Рябковой [5], Т.Н.Аргутиной [6], Н.Г.Берлянд, В.С.Цирель [15,16], А.А.Борисова, Г.И.Кругляковой, Д.Б.Фирсовой [21, 22], Л.В.Булиной, М.С.Рябковой [28-30], В.В.Гордиенко с соавторами [32,34,78], Р.В.Былинского с соавторами [35], А.Н.Василевского, Л.В.Витте [39,40,43], В.Э.Волка, С.С.Иванова, В.Н.Шимараева [47,338], Р.А.Гафарова [56], О.Б.Гинтова, В.Н.Голуба [66], В.Н.Глазнева, В.Т.Филатовой [68], И.В.Головина и Б.В.Петрова [76, 77], К.А.Гуры [88], Б.Л.Гуревич, М.Г.Распоповой [90-91], В.М.Завойского [109-111], В.Н.Зандера, Ю.И.Томашунаса, А.Н.Берковского с соавторами [114], И.Зитца, Э.Кинга [117], В.И.Клушина [135], В.Г.Козленко [138], В.И.Колесовой, А.А.Петровой, В.И.Почтарева, М.А.Эфендиевой, Д.П.Голуба [123, 139, 261], Е.В.Кочергина, Ю.А.Павлова, К.Ф.Сергеева [141], З.А.Крутиховской, И.К.Пашкевич, И.М.Силиной, С.М.Подолянко, М.И.Орлюка, С.В.Елисеевой [151-157, 218-222, 240-245 и др.], Г.Ф.Кузнецова [159], В.Н.Луговенко, Б.А.Матушкина [178, 179, 193], Л.С.Нагайцевой, И.В.Запорожцевой [198], М.П.Новоселовой [120], А.И.Пильчина Б.Э.Хессина [252], Б.Н.Писакина, А.А.Прияткина [253], А.Л.Пискарева [254], Г.А.Поротовой, М.С.Сипаковой [259, 260, 279], А.С.Семенова [274], Т.Н.Симоненко [276-278], А.П.Таркова [296], К.Ф.Тяпкина, Т.Т.Кивелюка [313], Н.В.Федоровой, В.А.Шапиро, Ф.И.Никоновой [315, 316, 336], А.Я.Яроша [344], L.R.Alldredge [346], E.Berdagot, H.Dreyer [349], B.K.Bhattacharyya, L.-K.Leu [350], С.Charles, С.Schnetzler and Richard J.Allendy [353], R.L.Coles et al. [355], D.J.Dunlop, M.Prevout [356], D.Dyrelius [357], Elming Sten-Ake, Torne A. [359], A.Hahn et al. [362, 377], I.R.Heirtzler, X.Pichon, J.G.Baron [364], L.H.Hall [365], J.Masin [371], I.W.Morley [375], W.Mundt [376], R.P.Riddichough [389], G.Rother [390], C.Schlinger [395], P.J.Wasilewsky, H.H.Thomas, R.D.Warner [401, 402] многих других.

Особого внимания заслуживают специальные работы по составлению магнитной модели Украинского щита с широким использованием данных других геофизических и геологических методов, осуществленных в Институте геофизики им. С. И. Субботина АН УССР под руководством З.А.Крутиховской [147-150]. Этим же коллективом написана первая в мире монография, посвященная вопросам связи магнитного поля с глубинным строением земной коры [155].

Начиная с 60-х годов Е.Г.Булахом [24, 25], Л.В.Булиной [27-29], В.Э.Волком, С.С.Ивановым, В.Н.Шимараевым [46, 47, 338], К.А.Гурой [87, 88], В.Н.Завойским, И.Н.Иващенко, Ю.Е.Неижсалом [107, 108, 112], М.С.Зейгельманом [116], Г.И.Каратаевым, И.К.Пашкевич, А.В.Черным, Ю.М.Гусевым [127-130], Н.Н.Михайловым [202], К.И.Соколовским [284], В.И.Старостенко, А.Г.Манукяном, А.Н.Заворотько [288], В.Н.Страховым [289], К.Ф.Тяпкиным, Г.Я.Голиздрой [309, 312], А.В.Цирульским с соавторами [7] и многими другими разработаны еффективные методики количественной интерпретации аномалий магнитного поля с последующей статистической обработкой полученных результатов при анализе глубинного строения различных регионов.

Ценный вклад в общее направление подобных работ представляют результаты петрологических и петромагнитных исследований, являющиеся априорными на начальном этапе построения магнитной модели и оптимизирующими получаемые решения на завершающей стадии. Большой вклад в развитие этого направления внесли И.И.Абрамович, И.Г.Клушин [1], Ю.С.Геншафт, А.В.Лыков, Д.М.Печерский [58-59, 181, 256-258], Д.Грин, А.Рингвуд [85, 268], Н.Б.Дортман [102, 103, 318, 319], В.Н.Завойский, В.С.Марковский [111, 191, 192], З.А.Крутиховская, Б.Я.Савенко, И.К.Пашкевич, И.М.Силина [149, 153, 155], Т.С.Лебедев, Ю.П.Оровецкий [166], Ю.П.Мельник, Ю.М.Стебновская [196], Е.А.Назарова [209, 210], А.В.Сухорада [183], М.И.Толстой с соавторами [301], В.Н.Трухин [307], T.J.Donovan et al. [357], S.E.Haggerty [361], M.A.Mayhew [369], N.P.Miкhailova, S.N.Kravchenko [373], J. Shimizu [393], и многие другие.

Среди работ по интерпретации аномального магнитного поля в связи с глубинным строением земной коры и верхней мантии З.А.Крутиховской намечено три главных направления [147] :

1) Выделение региональной составляющей аномального магнитного поля;

2) Исследование распределения намагниченных тел в разрезе коры путем вычисления их верхних и нижних кромок и составление геомагнитных разрезов;

3) Изучение корреляционной связи магнитного поля с сейсмическими границами.

К этим трем направлениям добавляется четвертое — изучение предельных глубин существования намагниченных образований с физической и петрологической точек зрения, т.е. до каких глубин могут существовать ферримагнитные минералы — носители намагниченности — как акцессорные или вторичные минералы определенных типов пород и на каких глубинах они ее теряют в условиях термодинамического режима коры.

1. Существует много способов выделения региональных магнитных номалий, но к настоящему времени самыми распространенными являются:

пересчет поля в верхнее полупространство, скользящее осреднение и редукция эффекта верхней части коры решением прямой задачи.

В результате пересчета аномального магнитного поля на высоту 50км Б.Д.Винц и В.И.Почтарев [43] выделили большое количество магнитных аномалий поперечником от 200 до 1000 км, и интенсивностью (-150) — (+300) нТл и пришли к выводу о существовании магнитных тел в коре и верхней мантии (ее намагниченность при этом составляет 5,0 А/м). В работе Н.Г.Берлянд и В.С.Цирель [16] показано, что не все выделенные аномалии являются "глубинными", часть из них является результатом суперпозиции на высоте 50 км множества наблюденных у земной поверхности интенсивных локальных аномалий и вполне могут быть объяснены неоднородностями строения верхней части коры.

Предсталения о магнитности коры и верхней мантии, основанные на анализе карт аномального магнитного поля, полученных для различных высот (от 10 до 200 км) развито в статьях А.А.Борисова, Г.Н.Кругляковой и Т.Д.Фирсовой [21, 22]. На высотах 100 и более километров выделены аномалии площадью 1-2 млн.кв.км., которые фиксируют не отдельные геологические структуры, а какие-то глубинные факторы, прежде всего, повидимому, неравенство мощности магнитоактивной оболочки, средняя восприимчивость которой принята равной мощности 65 км. Н.Г.Берлянд, В.С.Цирель [15] и З.А.Крутиховская [148] отметили ряд существенных недостатков этих работ, в частности — шаг выборки в 25 км и использование карты аномального магнитного поля СССР, не приведенной к единому уровню, что несомненно внесло искажение в региональные поля. Следовательно, если учесть эти замечания и данные работы З.А.Крутиховской, И.К.Пашкевич и И.М.Силиной [155], то достоверно выделенные аномалии можно объяснить либо поведением нижнего ограничения магнитоактивной толщи (В.В.Гордиенко [78]), либо магнитной неоднородностью земной коры и верхней мантии (В.И.Почтарев, Д.П.Голуб [261]), либо тем и другим одновременно (З.А.Крутиховская [148].

Необходимо еще добавить, что при расчетах на большие высоты (100-200) км следует учитывать фактор кривизны Земли (Старостенко В.И., Манукян А.Г., Заворотько [288]), что также в данном случае не выполнено.

При изучении состава поля широко используется спектральный анализ.

В.И.Колесовой, А.А.Петровой, В.И.Почтаревым, М.А.Эфендиевой [7, 124,139] на территории СССР в диапазоне широт 55 00 - 61 20 выделены коротковолновые и длинноволновые аномалии с длинами волн 5-7, 12-15, 20, 40-80, 100-200, 250-300 км, 500-700 км и 1500-2500 км. Стационарные участки поля с длинами волн 250-300 км и 500-700 км в рассмотренных регионах приурочены к однородным зонам гравитационного поля в том же интервале длин волн, что свидетельствует о существовании в литосфере древних платформ крупных неоднородностей, отражающихся как в магнитом так и в гравитационном полях. Учитывая, что гравитационные аномалии в редукции Буге с длинами волн 500-700 км связываются с глубинами, соответствующими глубинам границы Мохоровичича, авторы предполагают, что источники соответствующих им магнитных аномалий приурочены к тем же глубинам [139].

Наиболее полный анализ с целью получения региональной составляющей магнитного поля был проведен в Институте геофизики им.С.И.Субботна АН Украины для Украинского щита. В результате анализа различного рода фильтров разделения поля на локальную и региональную составляющие был выбран пересчет поля на высоту 10 км в сочетании с методом геологичсеского редуцирования по отдельным профилям. Исходным материалом для пересчета поля на высоту 10 км служила карта аномального магнитного поля УЩ, приведенная к единому уровню с использованием абсолютной опорной сети и поля относимости эпохи 1970 г., построенная методом сферического гармонического анализа (9 гармоник) по данным спутника "Космос-321". Были проведены специальные исследования по изучению вклада верхней части земной коры (до 10 км) в аномальное магнитное поле и повысотная аэромагнитная съемка с целью критической оценки РМА, полученных методом пересчета поля на высоту вверх, показавшие правильность выбранной методики и реальность существования региональных магнитных аномалий [147-150, 219, 240, 244 и др.].

2. Второму направлению исследований, т.е. изучению распределения намагниченных тел в земной коре, посвящено большое количество работ (Л.В.Булина, М.С.Рябкова [27-30], В.Э.Волк, С.С.Иванов, В.Н.Шимараев [46,47], А.Г.Гайнанов, О.Н.Соловьов [49,50], В.Н.Завойский, И.Н.Иващенко, З.А.Крутиховская, Ю.Е.Неижсал и др. [109, 110, 183 и др]. Работу В.Э.Волка [46], по-видимому, можно считать первой попыткой построения магнитной модели с количественной оценкой границ раздела магнитных образований Арктического бассейна. Расчеты глубин залегания нижних кромок намагниченных тел показали их приуроченность к вполне определенным интервалам глубин. Согласно автору отметки до нижних кромок должны соответствовать уровню, где температура достигает критических значений точки Кюри ферромагнетиков или же поверхности, ниже которой все породы обладают сравнительно однородными свойствами. Однако геотермическими исследованиями установлено, что именно на щитах (где глубины до нижних кромок источников наблюденных магнитных аномалий составляют 10-15 км) тепловой поток меньше, чем над платформенными частями (где нижние кромки находятся на глубине 20-30 км). При сопоставлении данных о распределении нижних кромок намагниченных образований с данными сейсмических исследований оказалось, что большинство из них приурочено к резким сейсмическим границам (К,М). Аналогичные исследования, выполненные на участке Курило-Камчатской дуги [40] также привели авторов к выводу, что распределение нижних кромок магнитных тел на больших глубинах определяется не геотермическим режимом земной коры, а рельефом поверхностей Конрада и Мохоровичича. По данным указанных авторов преобладающее большинство намагниченных тел располагаются внутри гранитного слоя и их нижние кромки группируются преимущественно вблизи поверхности К. Но здесь необходимо отметить, что статистическая обработка глубин до нижних кромок объективна только при введении весового коэффициента к полученным значениям глубин, в качестве чего было предлождено соотношение поперечника каждого источника к сумме поперечников тел в исследуемом разрезе [40].

Интересные сведения о положении нижних кромок намагниченных образований получены для акватории океанов, например, в пределах Тихого океана. Так, А.Г.Гайнанов и О.Н.Соловьев [50,51] указывают, что для области Охотской возвышенности верхние кромки магнито-возмущающих тел залегают на глубинах 3,0-9,0 км, т.е. в верхах "гранитного" слоя. Нижние кромки залегают на глубинах 10-16 км, т.е. практически в кровле "базальтового" слоя.

Для Северо-Охотского и Присахалинского прогибов получены следующие величины: h1 =3,0-5,0 км — 13,0-18,0 км, h2 =27,0-34,0 км, т.е.

верхние кромки магнитовозмущающих масс располагаются в "гранитном" слое, а нижние кромки - в подошве "базальтового" (у границы Мохо). Для океанических областей, примыкающих к южным и центральным Курилам, получены следующие величины h1 = Курильской глубоководной впадины. Таким образом в этой части Тихого океана верхние кромки магнитных тел находятся в "базальтовом" слое и, возможно, даже в верхней мантии, а нижние кромки - в верхней мантии.

Намечается определенная закономерность в том, что нижние кромки магнитных тел достигают максимальных глубин в полосах глубинных разломов, которым часто соответствуют интенсивные полосовые магнитные аномалии и в крупных линейных зонах проницаемости коры насыщенных магматическими продуктами (А.Н.Василевский, Л.В.Витте, Л.А.Шарловская [40], Б.Д.Винц, В.И.Почтарев [42], Т.Н.Симоненко, Г.В.Литвиненко [278, 279]).

3. В плане рассматриваемой проблемы большой интерес представляет интерпретация магнитных аномалий с поперечником 60,0-100,0 км и более, позволяющая установить источники этих аномалий, их намагниченность, глубину распространения, структурную соподчиненность, условия возникновения и т.д. Число работ, отвечающих на этот вопрос, невелико, и прежде, чем дать их краткую характеристику, целесообразно подчеркнуть, что все расчеты параметров источников региональных магнитных аномалий делаются для изолированных аномалий и в предположении об однородной намагниченности их источников, поэтому имеют смысл лишь максимальных оценок. Иногда выделение такого класса аномалий даже с помощью простого графического сглаживания не представляет затруднения вследствие большого различия в горизонтальных градиентах и амплитудах региональных и локальных магнитных аномалий ( Т.Н.Симоненко [277]).

Подробные каталоги региональных магнитных аномалий приведены в работах Т.Н.Симоненко [277], З.А.Крутиховской [147,148], Г.Ротер [390], М.И.Орлюка [221], поэтому остановимся лишь на некоторых из них, подвергшихся наиболее детальным исследованиям.

Региональные магнитные аномалии с поперечником в несколько десятков километров, которые не объясняются суммарным действием приповерхностных геологических тел, описаны для территории Канадского, Украинского, Балтийского и некоторых африканских щитов.

На Канадском щите верхние кромки источников согласно Л.Г.Холла [365] располагаются на глубинах 6,0-8,0 км, нижние на глубинах 17—24 км.

Эффективная намагниченность источников аномалий составляет 2,0—2, А/м. В результате спектрального анализа магнитного поля по восьми трансконтинентальным профилям, пересекающим центральную часть Африки А.М.Грин [350] пришел к выводу о существовании аномалий двух классов: с длиной волны менее 60 км, которые хорошо коррелируют с локальными геологическими телами и более 60 км. Глубина до верхних кромок длинноволновых аномалий по оценкам А.М.Грин составляет от 4,0 до 30 км. О природе глубинных источников упомянутый автор сделал предположение, что в результате неполной дифференциации вещества мантии нижняя часть коры богата железом. Возможным источником региональных аномалий рассматриваются также участки подъема ультраосновной магмы, при остывании которой имелись благоприятные условия для образования ферромагнитных минералов.

В Скандинавии для объяснения региональной магнитной аномалии интенсивностью 600,0 нТл используется концепция ремобилизации большого объема земной коры, которая расплавляется и дифференцируется [358]. По данным интерпретации Т.Донована, Н.Форгея и А.Робертса [358] источник аномалии располагается на глубине от 2,5 до 22,5 км и имеет эффективную намагниченность — 3,0 А/м.

Источники региональных магнитных аномалий Балтийского щита (Кольско-Кейвская, Пяозерская, Толво-Ярвинская, Ребольская) также имеют глубинную природу, при этом верхние кромки их не выходят на поверхность, а нижние не опускаются глубже границы Мохоровичича (З.А.Крутиховская, В.З.Негруца, С.В.Елисеева [151], З.А.Крутиховская, И.К.Пашкевич, Т.Н.Симоненко [367].

Детальнее всего исследованы региональные магнитные аномалии Украинского щита. В частности, для Западно-Ингулецкой аномалии расчет поля от разреза верхней части земной коры до глубин 10,0 км с учетом данных о намагниченности докембрийских пород показал (И.К.Пашкевич [240], что последние не создают суммарный эффект, равный или близкий к интенсивности поля, пересчитанного на высоту. Как показал расчет, глубина залегания источника магнитной аномалии по энергетическому спектру аномального магнитного поля глубина до верхней кромки источника составляет 12,0 км (И.К.Пашкевич, В.Д.Соловьов [250]. Определенная методом подбора при условии однородного и постоянного намагничения, равного 2,5 А/м, глубина до верхней кромки возмущающего тела составляет 10 2 км, а нижняя оценивается в 30 6 км [240]. С помощью декомпозиционно-итерационного метода В.Н.Завойским, З.А.Крутиховской и Ю.Е.Неижсалом получено, что верхняя кромка источника не поднимается выше 6,0 км, а нижняя достигает низов коры [110]. По результатам продолжения поля в нижнее боковое полупространство (К.И.Соколовский, М.И.Орлюк, И.К.Пашкевич, С.В.Демянчук [275]) верхняя кромка глубинного источника залегает на глубине 20—25 км, что может быть связано, как показало моделирование, с градиентным увеличением намагниченности с глубиной.

И другие региональные магнитные аномалии Украинского щита (Западно-Приазовская, Винницкая, Новоград-Волынская, Гайсинская, Синельниковская) также не объясняются влиянием верхней части коры и имеют глубинные источники [155, 221].

Первая попытка создания магнитной модели земной коры в двухмерном сейсмогеологического разреза по профилю ГСЗ VIII. Выделены два магнитоактивных слоя, границей между которыми принят протяженный Намагниченность нижнего слоя в 5—10 раз больше намагниченности верхнего и оценена в 2.0—3.0 А/м [155]. К таким же выводам о двухслойной магнитной модели земной коры Канадского щита с увеличением намагниченности в нижней ее части пришел также Л. Холл [365].

длинноволновой компоненты аномального магнитного поля эффектом базальтового слоя коры принадлежит Ф.Л.Булмасову [31], И.Зитцу и Э.Кингу [117]. Причем, последние авторы применили для гранитного и базальтового слоев названия верхняя и нижняя части коры, с преимущественно гранитоидным и базальтоидным составами соответственно.

В дальнейшем эти названия, не имеющие четко выраженной вещественнопородной нагрузки, нашли широкое употребление при построении двухслойных магнитных моделей земной коры [155, 244 и др.] В результате изучения по ряду профилей ГСЗ аномального магнитного поля с сейсмическими границами Т.Н.Симоненко [276,277], А.А.Борисов [21], Б.А.Матушкин [193] сделали вывод, что рельеф границ К и М не отражается в приуроченность магнитных аномалий к участкам наиболее резкого изменения положения глубинных границ земной коры, соответствующим зонам разломов. Материалы, полученные Л.В.Булиной и М.С.Рябковой [30], В.Э.Волком [46,47], З.А.Крутиховской [147] и другими авторами, свидетельствуют, что такая приуроченность является важной закономерностью, связывающей погружение поверхности М с глубинными разломами.

намагниченных образований в верхней и нижней частях земной коры и связанных с ними региональных магнитных аномалий. Но в объяснении природы РМА существуют разные мнения. Так Н.Г.Берлянд и В.С.Цирель [15], В.Н.Луговенко и Б.А.Матушкин [178,179], а также ряд других авторов считают, что все региональные аномалии объясняются суммарным эффектом (суперпозицией) магнитных источников, расположенных в гранитном слое земной коры. Заметим при этом, что ими не приводятся необходимые для данных утверждений количественные расчеты. В противоположность данным авторам Л.В.Булиной [27-29], Ф.Л.Булмасовым [31], М.С.Зейгельманом [116], З.А.Крутиховской [150-155], М.И.Орлюком [218-220], И.К.Пашкевич [240В.А.Шапиро, Н.В.Федоровой, Ф.И.Никоновой [315,316] показано существование намагниченных образований как в гранитно-гнейсовом, так и в гранулито-базитовом слоях.

4. Здесь важное значение приобретает вопрос петрологического обоснования возможности возникновения и существования магнетита (либо другого ферримагнитного минерала) на глубинах, полученных для источников региональных магнитных аномалий. Анализ устойчивости магнетита в повышенных Р-Т условиях привели Т.Грина и А.Е.Рингвуда [85] к выводу о переходе окисного железа (в виде магнетита) к силикатному (в виде граната) при давлениях 10.0-13.0 кбар. Д.М.Печерский и А.В.Лыков экспериментально установили предельные условия появления ферримагнитных минералов из расплавов, близких к базальтам, при Р=15.0— 20.0 кбар [181, 256]. Для кристаллизации магнитных минералов в данном случае согласно А.А.Маракушева и А.Д.Генкина необходим и определенный минимум кислорода, который оценивается Рfо2 =10-8 атм при температуре не ниже 1200 С [190]. Таким образом, предельные глубины существования ферромагнитных минералов при литостатическом давлении составляют около закономерности, вызванные условиями развития коры в данном регионе.

Отметим, что никто из ученых, занимающихся петромагнитными исследованиями, не рассматривает возможность возникновения ферромагнитных минералов за счет процессов восстановления, а не окисления (данный вопрос будет детально рассмотрен в разделе 2).

предполагают в настоящее время главным образом метаморфические образования гранулитовой фации в сочетании с магматическими породами основного состава, кислых и средних (55%), основных гранулитов и эклогитов (40%) и ультраосновных пород (5%) (А.Б.Ронов А.А.Ярошевский [270, 271], С.П.Тейлор, К. Дж.Мак-Леннан [297]). Если средний состав "гранитного" слоя коры не вызывает существенных разногласий среди исследователей и он принимается близким к гранодиоритам (Б.Г.Лутц [180], А.Рингвуд [268], А.Б.Ронов [270], В.В.Белоусов [299] и др.), то в отношении состава "базальтового" слоя имеются более противоречивые суждения. Так, по данным Н.П.Добрецова [98] "базальтовый" слой сложен серпентинитами, амфиболизированными клинопироксенитами, гранитизированными габброперидотитами, эклогитами. По Б.Г.Лутцу [180] низы "базальтового" слоя слабо дифференцированы и сложены чарнокитами, амфиболитами и эклогитоподобными породами. Количество основных пород в "базальтовом" слое достигает 50% общего объема, а их состав принят по аналогии с составом геосинклинальных базальтов. Существенно большую основность "базальтового" слоя отстаивают А.Б.Ронов и А.А.Ярошевский [271], предполагающие, что состав этой части коры соответствует базальту в экспериментальных данных показывает, что в сухих условиях состав нижней коры должен быть основным - средним (амфиболиты и средние породы в гранулитовой фации) [268]. В рамках проблемы связи региональных магнитных аномалий с глубинным строением земной коры важным представляется тот факт, что экспериментальные данные не противоречат намагниченности перечисленных выше типов пород (за исключением эклогита) [101-103].

Таким образом, на момент начала исследований автора для коры континентального типа достаточно достоверно выделены аномалии, не объясняющиеся неоднородностью ее верхней части. Интерпретация подобного рода аномалий формальными методами показала наличие источников с намагниченностью в первые амперы на метр в глубинных частях коры, а в некоторых случаях и в верхней мантии. Исследованы также термодинамические условия возникновения и существования ферромагнитных минералов и температуры, при которых они теряют свои магнитные свойства, свидетельствующие о возможности распространения магнитных образований во всем разрезе коры. Имеющиеся расхождения в отнесении источников региональных магнитных аномалий к верхней либо к нижней частям коры могут быть объяснены, отчасти, реальными отличиями в строении магнитоактивных оболочек конкретных регионов.

2. Магнитоминералогическое, петрологическое и тектоническое обоснование магнитной модели литосферы.

2.1. Магнитные минералы земной коры. В природе существует больше десятка ферро-ферримагнитных минералов, которые могут служить носителями намагниченности пород, создающих аномалии магнитного поля.

Однако по вертикальному разрезу коры они распространены весьма неравномерно, так как максимальное количество минеральных разновидностей приурочено к самой верхней ее части. Здесь они образуются, в основном, в результате химических реакций при температуре, близкой к комнатной и давлении около 1атм, в высокоокислительных условиях (А.Н.Третяк [302], В.Н.Трухин [307] и др.). Прежде всего, это гидроокислы железа (лепидокрокит, гетит, гидрогетит), переходящие в гематит и маггемит при потере воды. Реже, в пределах нефтегазоносных областей и провинций, в восстановительных условиях появляются магнетит и даже сульфиды железа, такие как пирит, пирротин, грейгит (Магниторазведка [184], Физические свойства... [318, 319]). Кроме того, в верхах коры имеются магнитные минералы более глубинного генезиса, попадающие сюда в результате магматической деятельности или образующиеся в процессе метаморфизма — титаномагнетиты и гематитоильмениты (Н.Б.Дортман [101-103], Т.С.Лебедев, Ю.П.Оровецкий [166], Е.А.Назарова, А.М.Городницкий [210], Д.М.Печерский [242] и др.). С намагниченности коры — резко уменьшается. Минералогические исследования показывают, что намагниченность глубинных горных пород могут быть связаны с рядом рудных минералов и продуктов их разрушения [192, 244 и др. ].

1. Титаномагнетит (Fe3-хTiхO4), образуют крупные зерна, продукты распада гемоильменита, как показало изучение их точек Кюри, близки по составу магнетиту и ильмениту. Взаимодействие с силикатами и форма зерен свидетельствуют о том, что титаномагнетиты являются продуктами твердофазных реакций [249].

2. Магнетит (Fe3O4) вторичный, как правило, развит по силикатам, часто связан с процессом амфиболизации, т.е. его возникновение происходит с действием флюидов. Температура образования такого магнетита 450-500С [256].

3. Ильменит (FeTiO3), крайний член серии твердых растворов гемоильменитов-пикроильменитов, представлен крупными зернами. При распаде ильменита образуются магнетит и рутил, а при низкотемпературном окислении лейкоксен, гидроокислы железа, гематит [249].

4. Феррошпинели — минералы группы шпинели, образуют непрерывные ряды твердых растворов: магнетит (Fe3O4), ульвошпинель (Fe2TiO4), якобсит (MnFe2O4), треворит (NiFe2O4), магнезиоферрит (MgFe2O4), маггемит (Fe2O3), франклинит (ZnFe2 O4) [249].

5. Пирротин (FeS1+x) распространен в небольших концентрациях в протерозойских и архейских метаморфических породах [140, 191, 192].

6. Железо самородное (-Fe) встречается в базитах и ксенолитах гранулитов [82, 205, 221, 249, 273 и др. ].

7. Сплавы металлов, в частности железа и кобальта, железа и меди, железа и никеля, образующиеся в высоковоcстановительных условиях [401, 402].

Отметим, что существование минералов титаномагнетитового ряда в условиях повышенных температур приводит к их распаду и гетерофазному окислению на всех этапах жизни пород. Гемоильмениты устойчивы при высоких давлениях и температуре (9000С), при меньших они распадаются с образованием гематита и ильменита. То есть в глубинных зонах коры наиболее вероятно существование магнитных минералов в виде магнетита или близких к нему фаз (Тс 500 С) [249, c.9].

Остановимся детальнее на возможности присутствия в низах коры и верхней мантии металлического железа как потенциального источника намагниченности глубинных пород. В природе известны три модификации железа:

-Fe, -Fe и -Fe. -Fe-модификация устойчива до 9100С, -Fe — в интервале между 910 и 1400С и -Fe — выше 1400С. -Fe ферромагнитно (Ткюри = 769С), а -Fe и -Fe — парамагнитны. Минерал, представляющий собой модификацию -Fe, известен в виде зерен, губчатых скоплений, шариков в базальтовых породах встречается в перидотитах, серпентинитах, гранитах, обнаружен в платиноносных россыпях, каменных углях и в болотных железных рудах ( И.Н.Горяинов [83], Магниторазведка [184], Ю.П.Мельник, Ю.М.Стебновская [196], Минералы СССР [205], Очерки сравнительной планетологии [216], В.В.Рябов, А.А.Павлов, Г.Г.Лопатин [273], Д.С.Штейнберг, М.В.Лагутина [340] и др.). В верхней части коры сохраняется редко в связи с переходом в окислы и гидроокислы железа. В низах коры и верхней мантии в связи с низкой фугитивностью кислорода и восстановительным характером геохимической обстановки его наличие вполне вероятно.

практически нет соединений трехвалентного железа, но зато присутствует металлическое -Fe [216]. По геохимическим данным для земных условий такая фугитивность возможна на глубинах 60 — 100 км [190].

Отметим стабилизирующее влияние давления на существование -Fe. С его повышением устойчивость самородного железа расширяется в области более высоких значений относительного химического потенциала кислорода:

— o2p =RT lnPo2. Наряду с этим в сильно восстановительной среде при наличии, например, графита парагенезис Fe и C стабилен при относительно низком и умеренном давлении только в низкотемпературной области. С повышением температуры и давления эти минералы реагируют на образование когенита (Ткюри= 210—230С).

В области низких давлений и температур устойчивым является парагенезис Fe — Fe3O4, и только при более высоких значениях давления и температуры появляется немагнитный вюстит — FeO.

Другими словами, в низах коры и верхней мантии при прочих равных условиях большее количество железа (-Fe) должно приурочиваться к зонам относительно пониженных давлений (зонам растяжений). Этот факт представляется важным, так как согласно А.А.Маракушеву [189, 251] магнетит также кристаллизируется и сохраняется в зонах растяжений.

В дальнейшем изложении будет широко использоваться модель флюидного режима, имеющего в основе первично-восстановительный характер мигрирующих из мантии флюидов, основными компонентами которого является водород, окись углерода и метан. Взаимодействие восстановительных флюидов с различными соединениями железа и горными породами может приводить к восстановлению -Fe (А.А.Гантимуров [54], Флюидный режим земной коры и верхней мантии [321], Флюидный режим...

[322]). Идеализированно это можно записать следующим образом:

Обратим внимание на тот факт, что при температуре выше 672С восстановление проходит через закисную фазу Fe3O4FeOFe, а при температуре ниже 672С — минуя закисную фазу FeOFe [ 54 ].

Возможны следующие пути образования самородного железа.

1. Из разложения вюстита при температуре ниже 570С [196]:

2. Восстановление вюстита углеродом или окисью углерода, протекающее при относительно низких давлениях и Т = 700С [ 340 ]:

3. При наличии гематита могут протекать реакции вида [196]:

4. Восстановление железа водородом либо природним газом при Т= — 500С [215] 5. При серпентинизации, очевидно, за счет возникновения восстановительной среды по реакции типа [321]:

3MgFe(SiO4)+3H2 OMg3(OH4) [Si2 O5 ]+Fe3 O4 +SiO2 + H2, 6. Восстановление самородного железа из минералов [54]:

По данным [54], при Р=1 атм. фаялит не восстанавливается под воздействием СO, CH4, H2 вплоть до 1000С. Ферросилит начинает восстанавливаться при Т=500-600С. Наиболее реакционным по отношению к водороду является магнетит (от 600С и выше), на втором месте пироксен, оливин в этих условиях усойчив. Отметим также, что водород является более сильным восстановителем по сравнению с окисью углерода.

Так, при температуре 400С окислы в 10 раз быстрее восстанавливаются Н по сравнению с СО.

В опытах по взаимодействию подвижного флюида разного состава с образцами сильномагнитного габбро, содержащего 5—40% распавшегося титаномагнетита при Т=800—950С, изменение магнитных минералов происходило в соответствии с окислительно-восстановительным режимом: с намагниченность) вплоть до появления металлического железа (намагниченность резко возрастала). С повышением fo2 гомогенизированный титаномагнетит вновь гетерофазно окислялся (распадался), что отмечалось ростом намагниченности. В образцах немагнитного габбро при этих температурах намагниченность не возрастала, т. е. новообразование преобразовывалось в зерна титаномагнетита и продукты его распада [249, 256].

-Fe может возникать также в верхней части коры за счет прорываемых углеродсодержащих пород или нефтегазоносных залежей, но оно вряд ли представляет интерес как источник намагниченности консолидированной существования в верхней мантии стабильных древних областей с наличием металлического железа ранне-архейского возраста, так как по мнению некоторых исследователей первичная верхняя мантия содержала его в значительных количествах.

2.2. Прогноз намагниченности в термодинамических условиях земной коры. Полная намагниченность горных пород (I), обусловленная суммарным эффектом индуктивной (Ii) и остаточной (Ir) намагниченностей, зависит от содержания и вида ферромагнетика, а также воздействия изменяющихся с глубиной температуры (Т) и давления (Р) (Т.С.Лебедев, Б.Я.Савенко [168]). Следовательно, изменение полной намагниченности коры с глубиной связывается с термодинамическим режимом и изменением ее состава, а соответственно, концентрацией магнитных минералов. К настоящему времени выполнены работы, где исследовано изменение магнитных свойств либо от давления, либо от температуры, и на их основании рассчитано изменение полной намагниченности (Т.С.Лебедев, Б.Я.Савенко [166], А.А.Логачев [176], Физические свойства... [318, 319], С.Е.Хагерти [351] и др.). Как известно, индуктивная намагниченость определяется магнитной восприимчивостью минерала или породы () и величиной внешнего поля (Не):

Типичные кривые изменения магнитной восприимчивости от температуры свидетельствуют о том, что наиболее существенное возрастание наблюдается для железа (до 900.0 ед. СГС при температурах вблизи температуры Кюри), для магнетита она увеличивается в 2,5-3,0 раза, а для большинства минералов и пород либо остается постоянной, либо возрастает, но не более чем в 1.5-2.0 раза [176,310]. Другими словами, при воздействии на минералы и породы лишь температуры индуктивная намагниченность пород для одинаковой концентрации ферромагнетиков по разрезу коры оставалась бы постоянной либо немного увеличивалась в соответствии с увеличением магнитной восприимчивости при приближении к температуре Кюри.

На породу в естественных условиях воздействует также давление.

Согласно [7,165], уже при давлениях 0.4 кбар магнитная восприимчивость магнетита уменьшается на 20-30%, при одноосном давлении 1.6 кбар уменьшение составляет 50%, а при Р=10 кбар — около 90% первоначальной величины.

Необходимо отметить, что экстраполяция экспериментальных данных на естественные условия континентальной коры не совсем корректно и вызывает много затруднений. Основным является то, что экспериментам подвергаются образцы пород, отобранных в верхней части коры, в то время как магнитные характеристики глубинных образований сформированы при соответствующих термодинамических условиях изначально. Кроме того, экспериментальные данные свидетельствуют об очень больших вариациях изменения магнитной восприимчивости и остаточной намагниченности с повышением температуры и давления в зависимости от состава пород, условий их образования и типа остаточной намагниченности, что требует большой статистики для установления средних величин по крупным блокам.

Таким образом, приведенные в данном разделе расчеты следует рассматривать как очень приближенные и отражающие скорее тенденцию, а не достоверно установленные данные. И единственная их цель — это посмотреть, не будут ли они принципиально противоречить значениям намагниченности глубинных горизонтов коры, полученным на основании интерпретации региональных магнитных аномалий. На рис. 2.1 приведены рассчитанные автором [221] изменения магнитной восприимчивости магнетита и базальта с учетом зависимости от давления по В.И.Трухину [307] и от температуры по O.Dunlop [356] для средних РТ-условий континентальной коры. Установлено, что за счет давления магнитная восприимчивость резко уменьшается до 15км, достигая 0,3-0, первоначальной величины, глубже уменьшение замедляется и на глубине км сохраняется 0,15 0. При увеличении за счет температуры для магнетита до 20 км никаких изменений не происходит, глубже наблюдается возрастание магнитной восприимчивости с максимумом, соответствующим 2,8 0 на глубине 45 км. Для базальта и других пород минимальное Рис.2.1. Зависимость магнитной восприимчивости магнетита от одноосного давления (а); изменение магнитной восприимчивости магнетита и базальта для нормальных термодинамических условий земной коры (б); изменение с учетом увеличения основности пород (в); поведение изотермической намагниченности для УЩ по Т.С.Лебедеву, Н.Ф.Познанской [165] и рассчитанное изменение полной намагниченности с глубиной (г).

1-изменение магнитной восприимчивости от давления, 2-от температуры для однодоменного магнетита; 3-от температуры для базальта, 4-от температуры и давления для магнетитсодержащих пород, 5-от температуры и давления для базальта, 6усредненное изменение магнитной восприимчивости в зависимости от основности пород, 7-поведение магнитной восприимчивости магнетитсодержащих пород с глубиной, 8-то же самое для базальта,9-зависимость магнитной восприимчивости магнетита от глубины для УЩ по Т.С.Лебедеву и др. [166], 10-изменение полной намагниченности магнетитсодержащих пород с глубиной при условии сохранения 0,2Ir при Р=12,5 кбар,11то же самое для 0,7Ir, 12-зависимость полной намагниченности базальта от глубины при условии сохранения 0,2Ir при 12.5 кбар, 13-то же самое для 0,7Ir.

Необходимо отметить, что при наличии титаномагнетита пик максимального возрастания (будет смещаться в область более низких температур, что предопределяется температурой Кюри ферромагнетика.

Суммарная кривая для магнетита приведена на рис. 2. 1. б, из которого следует уменьшение магнитной восприимчивости до 20 км, где =0,250, на глубине 45 км она достигает 20. Магнитная восприимчивость пород испытывает уменьшение до глубин 20 км (=0.450.600), далее следует увеличение до 0,700 на глубине 45 км. Следовательно, при индуктивной природе намагниченности максимальный вклад в аномальное магнитное поле при одинаковой концентрации магнетита во всем разрезе коры будут вносить верхняя и нижняя части коры. Расчеты показали, что на глубине 50 км изменение давления на 2 кбар слабо влияет на, вызывая в верхней части коры отклонение на 0,140, а с увеличением глубины разница уменьшается. Более существенно влияние температуры в нижней части коры:

уменьшение или увеличение температуры на глубине 50 км на 100С смещает положение максимума магнитной восприимчивости на 10 км. Из вышеизложенного следует, что в верхней части коры (до глубины 10-20 км) большее влияние на будет оказывать давление, а в нижней части (более 20км) — температура.

В предположении индуктивной природы намагниченности нижней части коры оценена ее намагниченность с учетом увеличения основности пород с глубиной. Для этого использовались скоростные колонки по геотраверсам II и IV [169,170], связь скорости с плотностью согласно С.С.Красовского [142] и плотности с намагниченностью по З.А.Крутиховской, И.К.Пашкевич, И.М.Силиной [155]. На рис. 2.1 в, г приведены кривые изменения, связанные с изменением состава и термодинамических условий для магнетитсодержащих пород и базальта. Остаточная намагниченность, по имеющимся данным, существенно уменьшается до глубин 15 км [167,168]. На рис.2.1г приведена зависимость остаточной намагниченности Ir при воздействии давлений и температур, которую согласно К.А.Валееву и В.И.Максимочкину [37,38] можно считать типичной. Правда, имеются сведения о разной скорости уменьшения остаточной намагниченности для многодоменных и однодоменных ферримагнитных зерен и большей изотермической [38]. Так, квазивсестороннее давление 12,5 кбар разрушает на 80 и 20-40% естественную остаточную намагниченность термоостаточной индуктивной намагниченности, в нижней части коры определенный вклад может вносить термоостаточная. На рис. 2.1г приведены оценочные кривые изменения полной намагниченности породы (I = Ii + Ir) для Ii0 = Ir0 в случае магнетитсодержащих пород уменьшается до 0,25 I0 на глубине 20 км, а на глубине 42-45 км увеличивается до 1,1 I0 в первом случае и, соответственно, до 0,5 I0 и 1,3 I0 — во втором (без учета изменения состава пород с глубиной).

Для базальтовой породы намагниченность интенсивно уменьшается до 10- км, сохраняя глубже 0,4 и 0,6 своей первоначальной величины. По-видимому, кривые на рис. 2.1г отражают минимально возможное уменьшение I с намагниченности за счет повышения температуры.

намагниченности нижней части коры могут быть магнетит и самородное железо, которые, являясь магнитомягкими минералами, предопределяют вязкую намагниченность коры (В.Н.Завойский, В.С.Марковский [111]).

Согласно В.Н.Завойского [106] принципиальная возможность изменения намагниченности породы за счет вязкого намагничения будет существовать до тех пор, пока внутреннее поле ферримагнетика не станет равным 0.

Конечным результатом вязкого намагничения будет равновесное состояние намагниченности породы [106]. В настоящее время существуют сведения о том, что определенный вклад в вязкую намагниченность может давать диффузия частиц в кристаллической решетке ферримгнетика (В.И.Трухин [300]). Если это так, то вязкая намагниченность должна увеличиваться не только с ростом температуры, но и с ростом давления. Специальными экспериментальными исследованиями В.С.Марковского и С.А.Таращана [249] установлено, что величина равновесной намагниченности многодоменных зерен магнетита остается практически неизменной вплоть до температуры Кюри магнетита и квазивсестороннего давления 700 МПа.

Следовательно, этим подтверждено положение В.Н. Завойского о том, что равновесная намагниченность пород не зависит ни от температуры, ни от давления, а определяется концентрацией ферромагнитных минералов и коэффициентом размагничивания зерен [7,111]. По данным В.Н.Завойского [7] изменение концентрации ферромагнетика в пределах 1-6% будет соответствовать равновесной намагниченности 1,2-7,2 А/м.

2.3. Петролого-тектонические условия формирования и существования источников магнитных аномалий. Анализ вещественного состава ряда докембрийских и более молодых метаморфических и магматических формаций показывает, что во всех образованиях, включая породы кислого состава, имеется достаточное количество железа и кислорода для образования 0,1 — 3,0% магнетита либо другого ферримагнетика, определяющего магнитную характеристику пород (Петрография, [251]).

Однако в одних формациях почти все железо входит в состав силикатных минералов, в других — частично кристаллизируется в ферримагнетиках.

Ведущими факторами, определяющими кристаллизацию магнетита, титаномагнетита и других ферро- ферримагнитных минералов, являются термодинамический режим, т.е. глубина образования первичных магматических очагов, окислительно-восстановительные условия и РТусловия начала раскристаллизации магм.

Согласно многочисленным исследованиям (И.И.Абрамович, И.Г.Клушин [1], В.В.Белоусов [11], Н.А.Беляевский [12], Глубинное строение... [71,72], А.Рингвуд [268], В.Б.Соллогуб [285], С.И.Субботин [287] и многие другие) земная кора и верхняя мантия по геолого-геофизическим данным, по крайней мере до астеносферы, является неоднородной как в горизонтальном, так и вертикальном направлениях. Н.Л.Добрецовым [98] выделено восемь типов верхней мантии по данным изучения глубинных ксенолитов. Эти типы отражают эволюцию мантии от более основного, неистощенного, к максимально истощенному ультраосновному составу.

Необходимо подчеркнуть, что состав верхней мантии особенно интенсивно изменяется по периферии платформ и в складчатых областях.

Предположительно это связано с тем, что в одних случаях в верхней зоне мантии накапливаются кумуляты или даже продукты кристаллизации основной магмы, поднявшейся из глубины, а в других преобладает процесс рестирования в результате удаления расплавов и даже промывания ими мантии.

Известные механизмы перемещения расплава в верхней мантии приводят к сходному эффекту дифференциации верхних оболочек, поскольку в поднимающемся расплаве концентрируются легкоплавкие, а в твердом остатке (рестите) — тугоплавкие компоненты. При зонном плавлении, например, в тыловой части колонки возникает дунит-гарцбургитовая зона.

Тип пород головной зоны зависит от давления и состава системы (габбро и анортозиты при низких, клинопироксениты -- при средних, эклогиты или гранатовые пироксениты при высоких давлениях) [98].

Дифференциация вещества происходит при различных геодинамических режимах, в связи с чем для понимания природы источников региональных магнитных аномалий важным является выяснение связи между тектонической обстановкой и формированием определенных ассоциацй магматических пород. Формации магматических (и метаморфических) горных пород в первом приближении подразделяются на три большие группы — тектонически активных зон, промежуточного (переходного) типа и устойчивых областей [97]. Рассмотрим зависимость магматизма от геодинамической обстановки на примере развития формаций активных зон, охватывающих магматические и метаморфические проявления, сопровождающие геосинклинальное развитие земной коры, в котором различаются собственно геосинклинальная и последующие переходная и орогенная стадии. Типичные ассоциации магматических (и метаморфических) пород, свойственные этой стадии, варьируют по составу в зависимости от стадии геосинклинального режима (Петрография [243]).

Отчетливо проявляется закономерное изменение характера магматизма и метаморфизма в зависимости от геодинамической обстановки: для условий преобладающего растяжения земной коры характерна гипербазит-толеитовая ассоциация, переход к режиму преобладающего сжатия приводит к изменению характера вулканизма в сторону появления лейкократовых разностей базальтов, чему в интрузивных сериях соответствует смена габбро — габбро-анортозитами и анортозитами. В развитых островных дугах, содержащих сиалическую (континентальную) кору, эволюция пород щелочно - земельного ряда продолжается дальше в сторону андезитов и более кремнекислых пород, а лейкократовые базальты выступают в качестве промежуточного звена между толеитовыми базальтами и андезитами.

Важным моментом для расшифтовки природы региональных магнитных аномалий является существенное различие данных серий по интенсивности накопления железа. Серии толеитовых базальтов характеризуются быстрым развитием железистых составов — возникают железистые породы основного (ферробазальты, феррогабро), среднего (исландиты) и кислого (ферролипариты, феррограниты) составов. Переход к складчатости и формированию внутренних поднятий знаменуется изменением характера магматической эволюции (исландитовый тип сменяется андезитовым с умеренным накоплением железа). Дальнейшее развитие в условиях сжатия (орогенная и позднеорогенная стадии) приводит к усилению кислого магматизма. В интрузивной фации (согласно Н.Л.Добрецову [98] и В.В.Белоусову [299]) развиваются плагиограниты и нормальные калиевые граниты.

Отметим еще один важный момент — интрузии гранитоидов в своем большинстве размещаются в антиклинальных поднятиях и срединных массивах, а также в рамках складчатых областей [11,299].

Такой же тип эволюции магматизма, в зависимости от геодинамической обстановки, характерен вообще для процесса становления континентальной коры. На начальных стадиях процесса корообразования господствует обстановка растяжения, способствующая широкому проникновению мантийных расплавов в верхнюю часть Земли. Внедряющиеся мантийные магмы имеют исключительно толеитовый характер. Средняя стадия становления коры знаменуется широким развитием андезитового магматизма.

Глубокометаморфизованные комплексы, слагающие ее нижние горизонты, в процессе поднятия (в определенных зонах) выводятся на более высокий гипсометрический уровень. Начинается преобразование этих пород в условиях более низких температур и давлений, а также изменившегося флюидного режима. Большое значение для этих преобразований имеет увеличение давления воды в зонах средней глубинности, способствующих развитию процессов мигматизации [98].

Заключительный этап формирования континентальной коры характеризуется мощными процессами гранитизации коры в зонах средней глубинности, где давление воды достигает наибольшей величины.

Н. Л. Добрецовым [98] выделены следующие активные зоны Земли, в которых происходит дифференциация и преобразование вещества.

1. Срединно-океанические хребты.

2. Внутриконтинентальные рифты.

3. Окраинные и средиземные моря.

4. Островные дуги и желоба.

5. Желоба и кордильеры Андийского типа.

6. Орогенные зоны гималайского типа.

7. Зоны сдвиговых дислокаций.

С тектонической точки зрения важно, что первые три типа зон представляют собой области растяжения, а активные зоны 4-6 типа — сжатия. С петрологической точки зрения важно, что первых три случая сопровождаются базальтовым вулканизмом (с вариациями от толеитов до щелочных базальтов), вторые три — андезитовым вулканизмом и (или) гранитным магматизмом. Зоны сдвиговой дислокации могут либо сопроваждаться базальтовым вулканизмом или андезит-гранитным магматизмом, либо не сопровождаться магматизмом вообще.

существующих в земной коре, по данным разных авторов весьма различны.

Еще в 1960г В.С.Соболев высказал предположение о возможности возникновения даже на умеренных глубинах давлений, которые могут более чем в 10 раз превышать соответствующие давления нагрузки. Р.Аффен и А.Жессоп исследовали возможные пределы отклонений от гидростатического распределению прочности пород коры и верхней мантии в зависимости от давления и температуры. Оказалось, что максимальная прочность, выраженная в предельных касательных напряжениях, возрастает от 1,5 кбар от поверхности до 10 кбар на глубинах 20—40 км и падает до 0 на глубине 200 км. Примерно по такому же закону изменяется и величина вероятных отклонений от гидростатического давления, составляющих в интервале глубин 20—40 км 13,5—14,1 кбар. Измерения подтверждают существование довольно существеных горизонтальных напряжений, которые нельзя объяснить влиянием рельефа, а следует отнести за счет тектонических факторов (П.Н.Кропоткин, Б.Н.Фролов [146]). По данным этих же авторов избыточные напряжения достигают максимума (Р=2,0—3,5 кбар) на глубинах 10—40 км. Приведенные данные не вызывают сомнения в существовании на глубинах 20—40 км зон, отличающихся на несколько килобар (а может быть, и более) от гидростатического давления, которые могут оказывать существенное влияние на образование и существование ферримагнитных минералов. Но все-таки главным здесь, по-видимому, является не сама величина избыточных давлений, а связь магматизма с определенным типом геодинамического режима (сжатия и растяжения) и дальнейшее преобразование пород в ослабленных зонах литосферы. Убедительным подтверждением этому могут служить результаты изучения магнитности земной коры океанов. Так, в ряде трансформных разломов (Мендосино, Хизена, Атлантис, Кейн и т.д.) с косой ориентировкой к направлению спрединга, где развита система кулисообразных трешин, обусловленных растяжением, за счет проникновения воды в нижние части коры происходит серпентинизация и наращивание магнитоактивного слоя снизу мощностью в несколько километров (А.М.Городницкий, Д.М.Печерский [81], Петромагнитная модель литосферы [249].

По данным А.В.Лыкова, Д.М.Печерского [181, 249] в недрах Земли по окислительно-восстановительным условиям выделяются четыре термодинамические зоны:

1) "гематитовая" — в приповерхностной части земной коры;

2) "магнетитовая", где образуются минералы, содержащие трех- и двухвалентное железо (титаномагнетиты и др.). Типичные тектонические представители этой зоны — структуры растяжения (эвгеосинклинали, рифтовые зоны, глубинные разломы участков активизации платформ и т.п.);

3) "силикатная", где образуются минералы, главным образом силикаты, содержащие только двухвалентное железо. Ферримагнитные минералы отсутствуют. Типичные тектонические представители — структуры сжатия, магматические и метаморфические образования времен складчатости;

4) "железо-металлическая" — наряду с двухвалентным железом появляется металлическое железо (зона не типична для земной коры и верхней мантии).

В связи с вопросом об источниках РМА, обратим внимание на следующие сведения. Независимо от взглядов разных авторов на развитие тектоносферы Земли, для структур растяжения (активные зоны первых трех типов) признано наличие в нижней части коры или верхней мантии очага (одного или нескольких) основной магмы базальтового состава, системы трещин (даек) в средней части коры и излившихся на поверхность фундамента базальтов. На стадии регресивного развития структур данного типа происходит отмирание или опускание мантийного диапира и общее остывание системы. В результате нижняя часть земной коры базальтоидного состава данной области будет обладать повышенной намагниченностью и обуславливать региональные магнитные аномалии. Повышенной намагниченностью будет обладать также самая верхняя часть коры благодаря излившимся вулканитам. Ее вклад в магнитное поле будет зависеть от типа и объема излившихся базальтов, а также степени изменения их в процессе дальнейшего преобразования. Намагниченность средней части коры обусловливается степенью проработки (инъецирования) ее магматическими благоприятными по окислительно - восстановительным условиям для кристаллизации ферримагнитных минералов, то вполне уверенно можно связывать с ними определенный класс региональных аномалий.

В противоположность данным структурам, активные структуры 4- типов принадлежат к зонам сжатия и сопровождаются в большинстве случаев кислым магматизмом. В работе Н.Л. Добрецова [98] приведено много примеров, позволяющих утверждать, что утолщение континентальной коры или коры промежуточного типа в результате сжатия и покровообразования приводит к ее плавлению и массовому внедрению гранитоидов. Там, где увеличивается мощность океанической коры, массового появления гранитоидов не происходит. В частности, именно поэтому многие крупные офиолитовые пояса и прилегающие зоны лишены гранитоидов или бедны ими. Таким образом, учитывая состав магм и тот факт, что зоны сжатия являются запретными для кристаллизации ферримагнитных минералов, можно говорить о низкой намагниченности данных участков, характеризующихся пониженным магнитным полем. Причем, необходимо подчеркнуть, что речь идет лишь о гранитоидах, сформированных в геодинамическом режиме сжатия Следует отметить, что предельная глубина между "магнетитовой" и "силикатной" зонами в термодинамических условиях литосферы Земли соответствует глубинам 50—60 км, а в складчатых областях она поднимается иногда до10 км [181]. Имеются сведения о возможной потере намагниченности блока "магнетитовой" зоны в РТ-условиях "силикатной".

Так, по данным В.А.Тюремнова и В.П.Мирошникова [7], при нагревах пород выше 800С отмечается ряд фазовых переходов, после которых существенно изменяются первоначальные магнитные параметры. Нагрев оливинитов приводит к образованию лейкоксена и уменьшению содержания фаялитовой молекулы от 17 до 1%. Для силикатно-карбонатных железистых кварцитов магнетит находится в равновесии с другими минералами при Р=38 кбар в температурном интервале 450—550С. Выше этих РТ-условий магнетит сменяется фаялитом.

Таким образом, область возникновения и существования магнитных минералов (и, соответственно, магнитных пород) — источников положительных региональных магнитных аномалий еще более сужается — это могут быть области земной коры, формировавшиеся в условиях геодинамического режима растяжения и не испытавшие в дальнейшем инверсионного этапа развития (орогенеза и гранитизации). Относительные минимумы магнитного поля должны характеризовать зоны земной коры, формировавшиеся в условиях геодинамического режима сжатия, часто сопровождающегося поднятием рельефа фундамента. Подтверждением такого вывода может служить тот факт, что для Восточно-Европейской платформы В.Н.Зандером и др. [103] установлена приуроченность преобладающего пониженного поля к положительным структурам современного рельефа фундамента. C использованием результатов геологических исследований Г.Г.Доминиковского и Д.А.Доминиковской [100] для территории Беларуси показана приуроченность положительных аномалий к зонам синклинорного, а отрицательных — антиклинорного типов.

Автором [221] показано выделение западной части Украинского щита относительно пониженным региональным фоном по отношению к краевой, погруженной части Восточно-Европейской платформы. Убедительным подтверждением выводов данного раздела являются результаты анализа расположения источников региональных магнитных аномалий в связи с геолого-тектонической обстановкой. При этом рассмотрены региональные магнитные аномалии, подвергшиеся наиболее детальным исследованиям по их выделению и интерпретации, и, не вызывающие поэтому, сомнений в глубинности их источников.

Так геолого-тектоническая обстановка Каппаберг-Каунти (Серсон, 1970, Риддихоу, 1972) и Йемтландской (Дырелинг, 1980) аномалий прелставлена зоной сочленения Восточно-Европейской платформы с Каледонской складчатой областью; аномалии Норвежского шельфа (Талвани, Элдхолм, 1972) — шельфом моря; Пяозерской (Былинский и др., 1981) — блокантиклиналью; Кейвской (Сипакова, 1982) — Кольско-Кейвским синклинорием; аномалии Западной Канады (Симоненко, 1976) — бортом погребенной впадины докембрийского фундамента; аномалии р. Сакраменто (Симоненко, 1976) — соответствующим глубинным разломом; аномалии Банги (Реган и др., 1975) — зоной сочленения двух континентальных платформенных бассейнов; аномалии Грейт-Глен (Холл, Даглий, 1970) — зоной глубинного разлома; Парижского бассейна (Симоненко, 1976) — предположительно палеорифта; аномалии Польской низменности (Буха, 1968) перикратонных опусканий; Новоград-Волынской (Крутиховская и др., 1982, Орлюк, 1983) — синклиналью на архейском фундаменте, расположенной между нововолынидами и более древними образованиями Подольского блока Украинского щита; Западно-Ингулецкая (Пашкевич, 1976) — межблоковой зоной (синклиналью?); Каспийская (Почтарев, Голуб, 1976) — впадиной Каспийского моря; Западно-Приазовская (Крутиховская и др., 1982) — южным склоном Украинского щита; Красноводская (Матушкин, 1967) — Предкопетдагским прогибом; Тауркырская — зоной сочленения между КараБогазским сводом и Южно-Мангышлакской впадиной; Кандалакшская (Зандер и др., 1967) — Кандалакшским прогибом; Манчажская, Кунгурская и Жердинская (Шапиро и др., 1982) — погруженным краем ВосточноЕвропейской платформы; Колтогорская (Шаблинская, 1985) — Колтогорским прогибом; Касская (Симоненко, 1976) — погруженным краем ЗападноСибирской платформы); Кузбасская (Симоненко, 1976) — Кузбасской впадиной; Иркутская (Булмасов, 1962) — краевым прогибом Сибирской платформы); аномалия Карского моря (Волк и др., 1973) - прогибом Карского моря; Восточно-Курильская (Кочергин и др., 1980) — склоном КурилоКамчатского желоба Витязь; аномалия юга Сибирской платформы (Зорин, Новоселова, 1982) — краевой частью платформы; аномалия Среднекуринской впадины (Пильчин, Хессин, 1981 — одноименной впадиной; Илычская (Берлянд, Цирель, 1981) — Предуральским прогибом; Печорская (Берлянд, Цирель, 1981) Печоро-Кожвинским прогибом; Синельниковская Крутиховская и др., 1982, Пашкевич и др., 1990) — областью сочленения Украинского щита и Днепровско-Донецкого авлакогена; Купянская и Милославская (Орлюк, 1987) — юго-западным и северо-восточным склонами Воронежского массива; Шуйская и Никольская (Орлюк, 1987) — зоной сочленения Московской синеклизы и Волго-Уральской антеклизы;

Винницкая, Гайсинская и Одесская (Крутиховская и др., 1982, 1985, Пашкевич и др., 1990) — склоном Украинского щита, проторифтогенами;

Черниговская, Лохвицкая (Пашкевич и др., 1990, Орлюк, Пашкевич, 1994) — Днепровско-Донецким авлакогеном; Индоло-Кубанская (Пашкевич и др., 1990) — одноименным прогибом.

1. Основными минералами — носителями намагниченности глубинных частей коры и верхней мантии являются титаномагнетит, магнетит и, рассматриваться наравне с самородным железом, носителями магнетизма в низах коры и верхах мантии.

2. Намагниченность глубинных зон континентальной коры с учетом влияния термодинамических условий и изменения состава с глубиной от гранитоидного до базальтоидного равна или больше в 1,1—2,0 раза по сравнению с намагниченностью ее верхов. Согласно концепции о равновесном намагничении величина полной намагниченности пород в определенном интервале глубин земной коры зависит только от концентрации ферримагнитных минералов. Следовательно рассмотрение разных концепций изменения величины намагниченности пород под влиянием высоких давлений и температур показало, что физические условия на глубинах 20-45 км не накладывают жестких ограничений и, тем более, запрета на ее значения, достаточные для создания региональных магнитных аномалий.

положительных региональных магнитных аномалий, согласно данным петрологии, окислительно-восстановительных условий и тектонического режима, приурочиваются к структурам режима преобладающего растяжения земной коры. Немагнитные и слабомагнитные образования характерны для структур режима сжатия земной коры.

3. Методика построения магнитных моделей земной коры Методика анализа аномального магнитного поля, технология выделения и интерпретации региональных магнитных аномалий довольно детально рассмотрены в работе З.А.Крутиховской, И.К.Пашкевич и И.М.Силиной "Магнитная модель и структура земной коры Украинского щита" [155] (рис. 3.1).

Методика создания магнитной модели земной коры состоит из ряда звеньев:

— анализ геомагнитного поля Земли исследуемого региона;

— фильтрация геомагнитного поля Земли и выделение его аномальной (литосферной) части;

— фильтрация аномального магнитного поля и выделение его региональной (длинноволновой) компоненты;

— интерпретация региональной (длинноволновой) компоненты аномального магнитного поля;

— выбор начального приближения;

— решение обратной задачи;

— создание магнитной модели земной коры.

Техническое решение каждого звена этой цепочки представляет самостоятельную задачу и требует разработки и применения соответствующих методов и методик. Так для корректного выделения региональных магнитных аномалий связанных с глубинными горизонтами земной коры необходимо исследовать вероятностно-статистические и функциональные связи аномального магнитного поля с составом, строением и рельефом фундамента, составить карты намагниченности фундамента и т.д.

Рис.3.1. Технологическая схема анализа и интерпретации региональных магнитных аномалий, по З.А.Крутиховской, И.К.Пашкевич, И.М. Силиной [155].

Автор, поэтому, направил свои усилия на углубление, разработку и численную реализацию ряда положений отдельных звеньев приведенной схемы, а именно: усовершенствование методики выделения и выделение региональной компоненты аномального магнитного поля по площади путем учета влияния верхней части коры; разработку методики трехмерного моделирования крупных регионов с использованием разновысотных съемок;

выбор начального приближения для моделирования, предопределяющего получаемое решение, а также на моделирование аномального магнитного поля без разделения его на отдельные составляющие.

Анализ аномального магнитного поля сводится к исследованию морфологии аномалий, их частотного состава и интенсивности;

районированию территорий по типу аномалий и их концентрации;

выяснению соотношений между локальными, региональными и аномалиями МАГСАТ (аномалии полученные в результате съемок с искусственных спутников Земли). В связи с изучением глубинных горизонтов земной коры остановимся детально на технологии выделения региональной компоненты магнитного поля, а краткая характеристика аномального магнитного поля будет приводится при построении магнитных моделей исследуемых регионов и структур.

Прежде, чем перейти к изложению методики выделения региональной компоненты аномального магнитного поля необходимо остановиться на технологии построения карт аномального магнитного поля, которые для этого используются.

Наблюдаемое на поверхности Земли магнитное поле Т является суммой нескольких полей, имеющих различные причины (Б.А.Яновский [ 332 ]):

где То — поле, создаваемое однородной намагниченностью земного шара (поле осевого диполя расположенного в магнитном центре Земли); Тм — поле, обусловленное внутренними причинами, связанными с неоднородностями глубоких слоев земного шара, называемое недипольным (или полем мировых аномалий) ввиду большого пространства, которое они охватывают; Та — поле, обусловленное намагниченностью земной коры (или литосферы); Тв — поле, вызываемое внешними причинами; Т — поле вариаций, причины которого также связываются с источниками, расположенными вне земного шара.

Сумма полей дипольного и недипольного (То + Тм = Тг ) образуют главное магнитное поле Земли.

Часто сумму полей Тн = То + Тм + Тв называют нормальным полем.

Поскольку Тв очень мало и практически им можно пренебречь то нормальное поле в этом случае совпадает с главным магнитным полем.

Поле земной коры Тк — представляет собой аномальное поле, которое подразделяется на поле регионального характера (Тр), распространяющееся на большие площади, и поле местного (локального) характра (Тл).

Региональные аномалии поперечником обычно в несколько десятков километров, реже до 100 — 200 км, имеют амплитуду не более 1000 нТл вблизи земной поверхности ( на высоте 200 — 300 м) (Т.Н.Симоненко [277]).

Эти аномалии были выделены и описаны в магнитном поле различных континентов и их подводных окраин и описаны в многочисленных публикациях, часть из которых приведена в разделе 2.

Задача разделения наблюденного магнитного поля на поверхности Земли на составляющие — нормальное и аномальное — с математической точки зрения является неопределеной, так как такое разделение возможно бесконечным числом способов. Для однозначного решения необходимыми являются сведения об источниках каждой из составляющих магнитного поля.

Существует несколько методов разделения поля на составляющие, позволяющие строить карты аномального магнитного поля, как правило (Т)а, содержащих информацию о магнитных неоднородностях коры.

1. Согласно экспериментальным данным построена математическая модель магнитного поля Земли, основанная на формальном изучении его структуры. Математически эта задача решена К.Гауссом в 1838 г. И она имела целью представить магнитное поле Земли как функцию координат, оставляя совершенно в стороне физические причины возникновения этого поля.

Основанием теории Гаусса является предположение о том, что магнитное поле Земли вызывается источниками, которые находятся внутри земного шара и поэтому имеют потенциальный характер, т.е.

расположенными внутри него, выражается рядом Гаусса в виде двойной суммы с бесконечным числом слагаемых где каждое слагаемое представляет собой и функцию от и с постоянными коэффициентами gn Теория Гаусса позволяет вычислить элементы земного магнетизма для любой точки земной поверхности и вне ее ( r RE ), если известны постоянные коэффициенты gn и hn.

Следовательно сущностью формального разделения геомагнитного поля на разные составляющие является представление нормального поля представления главного геомагнитного поля согласно В. И. Колесовой [ 139 ] достаточно длини ряда с n = m = 9. Заметим, что связь между наибольшей длиной волны, которая сохраняется в карте аномального магнитного поля, и наивысшей гармоникой порядка n, которая включается в главное поле Земли определяется выражением =C/n, где С - длина окружности Земли.

представлена 10-й гармоникой, которой соответствует длина волны 4000 км.

В случае представления нормального поля Земли большим числом гармоник (14) наиболее длинноволновая компонента в аномальном магнитном поле будет, соответственно, около 2850 км.

(литосферы) является метод осреднения. Сущность метода осреднения основана на теореме Гаусса, из которой следует, что для любой поверхности, окружающей намагниченное тело Это свидетельствует о том, что среднее значение нормальной составляющей напряженности магнитного поля, взятое по всей замкнутой поверхности, равно 0. Для конечных по размерам тел коры интегрирование по всей поверхности земного шара заменяется суммированием по некоторой ее части, так как вдали от тел магнитное поле, создаваемое ими, будет ничтожно мало.

Согласно теории в зависимости от площади, на которой производится осреднение элементов земного магнетизма, исключаются те или иные аномалии, источники которых залегают не глубже определенной глубины h.

В плане рассматриваемой проблемы следует отметить, что сглаженное (нормальное) поле, полученное скользящим осреднением, уже при длине интервала осреднения около 400 км, с точностью 80 нТл совпадает по величине с главным полем Земли, представленным рядом длиною в гармоник [342].

3. Последним распространенным в бывшем СССР методом построения нормального поля является метод графического сглаживания изолиний, построенных по данным наблюдений в отдельных точках. Построенное М.С.Рябковой и З.А.Макаровой [372] вдоль опорных профилей методом графического сглаживания нормальное поле в пределах погрешности его построения соответствует главному полю Земли, полученному аналитическим путем.

В заключение этой части раздела необходимо остановиться на точности выделения нормального поля Земли, которая в случае аналитического его представления определяется точностью аппроксимации магнитного поля сферическим рядом. Спутниковые анализы представляют среднеквадратической погрешностью 1050 нТл, представление компонент при этом хуже. Как следует из сопоставления вычисленных по спутниковым анализам значений H, D, Z с данными наземных съемок и обсерваторий, среднеквадратическая погрешность возрастает до 200250 нТл [342].

Примерно с такой же погрешностью современные компонентные анализы аппроксимируют H, Z, T. Естественно, не меньшими являются погрешности представления нормальных полей методами осреднения и графического сглаживания.

Следовательно, в случае включения в нормальные поля крупных региональных аномалий их величина может быть порядка погрешности построения нормального поля. Столь обстоятельный анализ построения нормального геомагнитного поля Земли и карт (Т)а обусловлен с одной стороны, сложностью выделения слабоинтенсивных региональных магнитных аномалий, и с другой — их интерпретацией совместно с аномалиями МАГСАТ. Последние обладают длинами волн в первые тысячи километров и формально включаются в нормальное поле Земли, что, как будет показано в дальнейшем неприемлемо с физической точки зрения, поскольку такие длины волн определяются суперпозиционным эффектом более высокочастотных аномалий, в частности региональных, источники которых расположены в пространстве земной коры.