Петромагнетизм континентальной литосферы и природа региональных магнитных аномалий: обзор

2. Источники региональных магнитных аномалий

Трудно определить приоритет, но все-таки мы хотим выделить З. А. Крутиховскую [Крутиховская, 1976, 1986 и др.], посвятившую много лет проблеме комплексной интерпретации региональных магнитных аномалий, выявлению петромагнитных закономерностей, объясняющих глубинное строение континентальной литосферы Земли.

Как видно из карт аномального магнитного поля, значительные объемы литосферы занимают немагнитные породы, распределение магнитных масс имеет большую неоднородность как по латерали, так и по вертикали, что выражается в дифференцированности, интенсивности и морфологии аномалий. Морфология аномалий независимо от принадлежности их к локальным или региональным определяется двумя типами - линейным и изометричным. Эта типизация сохраняется на всех иерархических уровнях - от локальных аномалий до полученных с искусственных спутников, и несет генетическую (прежде всего тектоническую) нагрузку. Региональные магнитные аномалии (поперечник более нескольких десятков км) обычно связываются с источниками, находящимися глубже 10-15 км.

Рис. 1. Гистограммы распределения естественной намагниченности вулканитов разного возраста и состава  на территории Северной Евразии

Приведем один пример, подтверждающий корреляцию величины намагниченности, вычисленной по интенсивности магнитных аномалий, с тектонической приуроченностью магматических тел на территории Северной Евразии (рис. 1). Так, в зонах развития рифтового, островодужного и внутриплитного вулканизма практически независимо от возраста пород явно преобладают вулканиты с высокой намагниченностью, даже у кислых пород свыше 60% имеют намагниченность более 0,3 А/м. Среди же вулканитов складчатых зон, времени коллизии и складчатости, значительна доля немагнитных пород даже основного состава (свыше 70% имеют намагниченность менее 0,1 А/м). Заметные "хвосты" у первой группы вулканитов в сторону магнитных пород и у второй - в сторону немагнитных, возможно, связана с неточностью оконтуривания площадей развития вулканитов и/или с вторичными изменениями. Подобная картина прослеживается и для интрузивных пород, но здесь ярче выделяется группа кумулятивных немагнитных пород основного состава (см. ниже).

Из-за многозначности решения обратных магниторазведочных задач даже комплекс данных не избавляет от противоречивых решений, так нижняя граница источников региональных магнитных аномалий варьирует в зависимости от принятой модели от 15-20 до 40 км и более [Булина, 1986; Каратаев, Пашкевич, 1985, 1986; Крутиховская, 1986; Луговенко и др., 1984; Пашкевич и др., 1986; Печерский, 1991; Печерский и др., 1975; Пискарев, Павленкин, 1985; Belusso et al., 1990; Mayhew et al., 1985; Schlinger, 1985; Toft and Haggerty, 1988; Wagner, 1984; Warner and Wasilewski, 1995; Wasilewski and Mayhew, 1982], достигая границы Мохо или ограничиваясь глубиной достижения 580^oС (температуры Кюри магнетита). Вариации и глубин, и форм глубинных магнитоактивных тел - источников региональных магнитных аномалий, естественно, связываются с особенностями геологического строения региона, его тектонической историей. Моделирование показало, что региональное поле не может быть объяснено колебаниями раздела Мохо при однородной намагниченности нижней части коры.

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

Благодаря равновесному состоянию многодоменных зерен магнетита, преобладающему в глубинных частях континентальной земной коры, намагниченность глубинных пород определяется, главным образом, концентрацией магнетита и индуктивной намагниченностью независимо от P-T условий вплоть до температур 550-580^oС (точки Кюри магнетита) [Завойский, Марковский, 1983; Марковский, Таращан, 1987]. Однако, во-первых, из-за напряженного состояния в глубинных пород, во-вторых, из-за гетерофазного изменения ильменита и титаномагнетита и, в-третьих, из-за распада пироксенов с появлением магнетита и близких ему минералов возможен определенный вклад в намагниченность глубинных пород однодоменных и псевдооднодоменных магнитных зерен и, соответственно, связи части магнитных аномалий с остаточной намагниченностью, как, например, в случае протерозойских анортозитов Литвы, Украины, Норвегии [Богатиков и др., 1975; McEnroe et al., 1996], гранулитов центральной Австралии [Kelso et al., 1993] и Лабрадора [Kletetschka and Stout, 1998] и др. Однако однородность направлений древней естественной остаточной намагниченности невероятна (в случае Q _n>1, т.е. преобладания остаточной намагниченности над индуктивной) при мощности магнитоактивных тел 10-20 км и латерального их размера порядка 100 км, медленного и неравномерного их остывания, сложного длительного метаморфизма, тем более на фоне геомагнитного поля меняющейся полярности, соответственно, не реален заметный вклад остаточной намагниченности в региональные магнитные аномалии. К тому же в низах коры, где температура высокая, соотношение остаточной и индуктивной намагниченности смещается в сторону роста вклада последней. С другой стороны, условия в низах континентальной коры благоприятны для образования современной высокотемпературной вязкой остаточной намагниченности [Schlinger, 1985; Williams et al., 1986 и др.].

По данным аэромагнитной и спутниковой съемки определена средняя намагниченность нижней коры для центральной Канады - 5 А/м [Hall, 1974], северо-западной Германии - 2 А/м [Hahn et al., 1976], Украинского щита - 2-4 А/м [Крутиховская, Пашкевич, 1979], США - 3,5 1 А/м [Schnetzler, 1985]. Она не противоречит данным непосредственных измерений намагниченности глубинных пород (см. ниже).

Всеми исследователями отмечается существенная роль гранитизации, ведущая чаще к уменьшению намагниченности пород.

За пределами региональных магнитных аномалий на участках регионального метаморфизма высоких ступеней резко уменьшается намагниченность всех типов первичномагматических пород и осадочно-вулканогенных толщ, что прослежено на Балтийском щите [Головин, Петров, 1984; Schlinger, 1985], в том числе в разрезе Кольской сверхглубокой скважины [Бродская и др., 1992; Кольская..., 1984], на Канадском щите [Pilkington and Percival, 1999; Williams et al., 1986].

Во всех регионах, где есть региональные магнитные аномалии и где они отсутствуют, породы, относящиеся к верхней мантии, немагнитны.

Таким образом, сопоставление региональных магнитных аномалий с геологической ситуацией и намагниченностью глубинных пород позволяют утверждать, что их источники находятся в пределах земной коры, это главным образом - основные гранулиты. Сказанное не объясняет причин скоплений магнитных минералов в земной коре, для ответа нужна минералогическая и петрологическая информация.