Магнитное поле Магнитные поля и их соответствующие

Магнитное поле

Магнитные поля и их соответствующие области источников Земных систем, включая образование в ядре (внизу), литосфере (2 -ой снизу), ионосфере (2 -ой сверху) и магнитосфере (вверху). Поле земного ядра 2002 г. и его скалярная интенсивность главного поля между сферическими гармониками степени 1 и 13. Поле литосферы в направлении главного поля показаны гармониками степени 15 -65. Ионосферное и магнитосферное поля на 5 января 2002 г. Также в направлении главного поля. Серый масштаб представляет поля между -2 и 2 н. Т. Все поля рассчитаны при спутниковой альтитуде 400 км и представляют вывод из общей модели (Sabaka et al. , 2004). Проекция Хаммера.

Разделение региональных и локальных аномалий также проблема

Карта аномалий магнитного поля Европы, Северной Атлантики и Арктики по морским аэромагнитным данным и спутниковым измерениям (Purucker and Whaler, 2003). Аэромагнитные данные содержат аномалии с длиной волны между 10 и 500 км, хотя размеры более 200 км значительно менее надежны. Аномалии по спутниковым данным размером более 800 км (50 гармоника сферического анализа). Карта магнитного поля Земли по наземным, водным наблюдениям пока не составлена по разным причинам.

Аномалии гравитационного поля Аномалии скалярного магнитного поля с источниками в литосфере Отчетливой глобальной корреляции между этими полями не наблюдается. Однако, для локальных областей это может иметь место.

Природа и возможные механизмы распределения магнитных минералов в консолидированной земной коре и верхней мантии (Печерский, 1991): 1. В условиях низов континентальной коры новообразования магнитных минералов из силикатов не происходит. Возможно лишь их уничтожение и обогащение флюида железом. При благоприятных Т-f. О 2 условиях новообразование магнитных минералов происходит тремя путями: а) кристаллизацией первичных минералов из расплава и флюида, обогащенного железом; б) перекристаллизацией уже существующих Fe-Ti-окислов. 2. Область стабильности магнитных минералов (прежде всего титаномагнетита) распространяется на глубину 40 -50 км; первичные титаномагнетиты содержат более 20 мас. % Ti. O 2 с точкой Кюри ниже 200 °С, т. е. в нижней части земной коры они не могут быть источниками РМА. Но, образованные из расплава титаномагнетиты и ильмениты могут быть источниками образования магнитных минералов в результате их перекристаллизации. 3. Источником образования магнитных минералов может быть региональный массоперенос железа флюидами в зонах высокой проницаемости, магматической и тектонической активности. 4. Перекристаллизация магнитных минералов (прежде всего сохранение хотя бы части первичных Fe-Ti-окислов, так как из силикатов магнитные минералы не образуются) практически не зависит от Т-f. О 2 -условий (при окислительном режиме).

Таким образом, намагниченность в различной степени метаморфизованных основных горных пород определяется наличием магнетита, содержание которого не зависит от валового химического состава породы, а является, прежде всего, следствием перераспределения двух- и трехвалентного железа между породообразующими силикатами и рудными минералами. Fe. O + Fe 2 O 3 = Fe 3 O 4 Гематит растворенный в ильмените зависит в силикатах гематит магнетит от летучести кислорода, поэтому реакция будет в породах, содержащих двуокиси Fe-Ti, которые окисляются или уменьшаются при метаморфизме или магматическом охлаждении. 3 Fe. S 2 + 6 Fe. O + 6 H 2 O = 3 Fe 3 O 4 + 6 H 2 S Магнетит может образоваться при Пирит в силикатах магнентит метаморфизме пород обогащенных серой (но не графитом) по этой реакции (правда требуется много воды). Плотность этих пород не зависит от концентрации в них магнетита, а связана с содержанием темноцветных минералов. Дифференциация основных пород зеленосланцевой, амфиболитовой и гранулитовой фаций по плотности мала (0. 01 -0. 05 г/см 3) и практически не позволяет различать их в гравитационном поле. Разница же в намагниченности метаморфических пород, как и в пределах одной и той же фации метаморфизма огромная. Очень важно, что основные породы гранулитовой фации метаморфизма отличаются от пород подобного состава зеленосланцевой и амфиболитовой фаций более высокими средними значениями намагниченности. Это еще раз указывает на самостоятельную роль данных магниторазведки при изучении глубинного строения земной коры.

Предполагаемая глубина распространения намагниченных объектов в условиях существующих в низах коры и верхней мантии температур и давлений. Существуют противоречивые мнения об изменении намагниченности пород с глубиной даже при условии неизменной концентрации ферромагнетиков. Так, с ростом температуры вплоть до точки Кюри ферромагнетиков, магнитная восприимчивость увеличивается. По данным работы (Магнитная модель. . . , 1990), у глубинных пород с многодоменными зернами ферромагнетиков за счет этого эффекта она возрастает на 20 -30 %. Однако, воздействие температуры приводит к разрушению остаточной намагниченности. Например, у некоторых разновидностей железистых кварцитов Украинского щита намагниченность полностью разрушается при температурах 300 -400 °С и давлениях 100 -150 МПа (Лебедев, Савенко, 1998). Увеличение давления приводит к уменьшению способности пород к намагничиванию. Так, до 40 % намагниченности глубинных пироксенплагиоклазовых кристаллических сланцев разрушается при кратковременном действии давления до 400 МПа. По мнению К. А. Валеева (Магнитная модель. . . , 1990 и др. ), намагниченность горных пород нижних горизонтов земной коры имеет индуктивную природу и уменьшается примерно в два раза по сравнению с намагниченностью в условиях земной поверхности. Однако прогноз значительного влияния давления на магнитную восприимчивость в условиях их естественного залегания не подтвердился по данным Кольской сверхглубокой скважины. Магнитная восприимчивость, измеренная на образцах керна, и в скважине практически совпадают (Магнетизм и условия образования. . . , 1975).

Характер изменения естественной намагниченности пород в условиях термодинамического режима земной коры остается неопределенным, но большинство исследователей придерживаются следующих представлений (Магнитная модель. , 1990): 1. Подавляющая часть горных пород континентальной земной коры с многодоменными зернами достигает равновесного магнитного состояния в геомагнитном поле и характеризуется намагниченностью в направлении современного геомагнитного поля. 2. Намагниченность пород в коре, нижняя граница которой определяется температурой, близкой к точке Кюри магнетита, постоянна и зависит только от содержания ферромагнетиков, а не от состава пород или РТусловий. Связь большинства магнитных аномалий земной коры с намагниченностью, параллельной современному геомагнитному полю, вполне объяснима. При достаточно крупных зернах ферромагнитных минералов, что типично для глубинных горных пород, индуктивная намагниченность должна заметно преобладать над естественной остаточной намагниченностью и соответственно направление суммарной намагниченности будет близко к направлению современного геомагнитного поля. В большей степени это относится ко всем древним горным породам докембрийского возраста, так как из-за магнитного старения и разрушения магнитных минералов (в первую очередь, мелких зерен) индуктивная намагниченность их заметно превышает остаточную (Лебедев, Савенко, 1998).

Вопрос о нижней границе потенциально магнитоактивной толщи - один из наиболее существенных при построении магнитной модели и интерпретации региональных магнитных аномалий. Магнитоактивная толща снизу ограничивается температурой Кюри, при которой содержащиеся в горной породе ферромагнитные минералы переходят в парамагнитное состояние. Они являются единственными источниками аномального магнитного поля, а среди них основным является магнетит, и его точка Кюри (580 о. С) определяет нижнюю границу магнитоактивного слоя. Второе ограничение накладывается невозможностью существования ферромагнитных минералов при определенных Р-Т условиях. Из статистики измерения намагниченности образцов и минерально-петрографических данных известно, что глубинные горные породы, эклогиты, гранулиты и другие метаморфические породы, очень часто немагнитны или слабо магнитны. Можно предполагать, что соответствующие глубинные режимы высоких давлений и температур неблагоприятны для образования и существования ферромагнитных минералов.

Начиная с давлений 1. 3 -1. 4 ГПа, количество выкристаллизовавшихся рудных минералов из глубинных основных и ультраосновных пород, резко падает. При давлениях выше 2. 0 ГПа рудные минералы вообще не фиксируются, а образуются лишь неферромагнитные шпинели (герцинит, хромит, шпинель и т. п. ) и гранаты (Петрова и др. , 1978). Исследование магнитных свойств искусственно кристаллизовавшихся базальтов при различных температурах и давлениях показало, что с ростом давления концентрация ферромагнитных минералов быстро падает. При давлении 1. 4 ГПа их концентрация, по сравнению с концентрацией при атмосферном давлении, уменьшается примерно на порядок, а при 1. 8 ГПа - более чем на три порядка. Таким образом, есть все основания считать, что при Р>1. 6 -1. 8 ГПа, т. е. глубже 50 -60 км, независимо от прочих условий в земной коре и мантии, ферромагнитные минералы не образуются (Петрова и др. , 1978).

Общее магнитное поле на территории США Используется для тектонического районирования территории. В восточной части территории аномалии более многочисленны и интенсивны, чем в западной. Можно связать это с уровнем залегания изотермы Кюри. Наблюдается корреляция с гравитационным полем и глубиной залегания фундамента.

Карта остаточных гравитационных аномалий Буге с длиной волны менее 250 км Хорошо видны аномалии, связанные с плотностной структурой верхней коры.

Оси магнитных аномалий на территории Сибирской платформы (Rozen et. al. , 1992) Использованы для выделения террейнов различного возраста формирования.

Карты векового хода Z – составляющей магнитного поля Земли (вверху) и превышения геоида над двуосным референцэллипсоидом (внизу) Шаг изолиний 25γ и 15 м. Автор (Тяпкин, Магнитная модель. . . , 1979) указывают на корреляцию между картами, свидетельствующую о глубинной природе магнитных аномалий.

Примеры сопоставления изменения магнитного поля с вертикальными разрезами земной коры по данным ГСЗ (Тяпкин, 1979) Иссык-Куль - Балхаш Иркутск-Байкал Первый разрез через Байкал по гравитационным данным (Булмасов, ) Свердловское пересечение Урала Новоазовск-Титовка (Украина) Щепетовка-Чернигов Отчетливая корреляция крупных аномалий с мощностью осадочного чехла. Источники локальных магнитных аномалий в сейсмических разрезах не были проявлены.

Схема распределения глубины нижних кромок намагниченных тел (определены по аномалиям магнитного поля) (Булина, 1973) 1 – менее 10 км, 2 - 10 -15 км, 3 – 15 -20 км, 4 – 20 -25 км, 5 – 25 -30 км, 6 – 3040 км, 7 – более 40 км.

Геотраверс «Гранит» СГ-8 Криворожская сверхглубокая скважина СГ-6 Тюменская сверхглубокая скважина

Намагниченность

Магнитная (вверху) и сейсмическая (внизу) модели земной коры по профилю «Гранит» (центральная (Уральская) часть профиля)

Плотностная (метод Цирульского) и скоростная модели земной коры (профиль «Гранит» ) Подбираются тела простейшей формы отвечающие наблюденному полю

Плотностная и скоростная модели земной коры по профилю «Гранит»

Выводы Главная проблема анализа магнитных пород и петрологии заключается в построении магнитных моделей, которые можно будет использовать для заключений о составе и структуре коры. Магнитное моделирование указывает, что глубокая кора содержит значительные объемы высоко (~5 А/м) магнитных материалов. Анализ магнитных пород указывает на магнетит, как наиболее вероятный источник для намагничивания и что породы содержат около 5% магнетита, объем которого обеспечивает требуемую намагниченность при температуре не превышающей точку Кюри (~600 о С). Петрологический анализ показывает, что титаномагнетит, может быть стабильным в нижней коре в мафических (основных) и ультраосновных породах подобно тому, как это происходит в верхней коре при образовании больших магнитных аномалий. Нет причин, по которым такие породы не могут существовать в достаточных объемах и в нижней коре. Противоречие между интенсивностью намагничения пород нижней коры и источниками, вытекающими из анализа наблюдаемых магнитных аномалий наиболее трудная проблема для изучения. Вероятно: 1) изученные нижнекоровые породы на являются представительными для нижней коры; 2) металлические сплавы более общие, чем мы думаем; 3) намагниченность свойственная серпентинитам может быть сильной. Серпентиниты могут быть представлены в нижней коре в значительно больших объемах, особенно под старой океанической корой, где возможен доступ H 2 O в верхнюю мантию.