Исследования магнитного поля над вулканами

В Тихом океане были проведены в широком масштабе магнитные исследования геологической структуры островных и подводных вулканов. Первые попытки дать интерпретацию магнитных полей над японскими вулканами были предприняты Минаками [15] и Нагата [17]. Более поздние исследования, проведенные Йокояма и Аота [23] и Хагивара [81 в Японии, Малаховым и Буллардом [13, 14] на Гавайских островах и Стейнбергом и Ривошем [19] на Камчатке, показали эффективность методов аэромагнитной съемки при изучении геологической структуры вулканов. Аэросъемку можно проводить на постоянной высоте, она требует сравнительно малых затрат. Наиболее распространенным прибором, применяющимся для этой цели, служит протонный магнитометр. Некоторые компактные приборы можно использовать на легких самолетах (головка детектора подвешивается приблизительно на 30 м ниже самолета). Ошибки при отсчете, возникающие вследствие намагниченности самолета, не превышают, таким образом, 5у. Морские съемки над подводными вулканами, гийотами и подводными горами проводились [1] с применением протонных магнитометров, причем датчик буксировался за кораблем на расстоянии 150 м.

Анализ геологической структуры требует: а) вычитания регионального магнитного поля из наблюдаемого, что дает остаточное значение полного вектора магнитного поля; б) вычитание эффекта рельефа из остаточного поля (см. статью Нагата на стр. 327); в) установление связи остаточной магнитной аномалии с поправкой на рельеф местности с телами, являющимися источниками аномалии в вулканическом хребте или конусе или под ними.

Исследования Хагивара [8], Малахова и Булларда [14] и Стейнберга и Ривоша [19] показали, что аномалии, наблюдаемые над действующими, спящими и потухшими вулканическими центрами, не всегда можно объяснить только намагниченностью пород. Существующие аномалии можно разделить в основном на две группы: вызванные намагниченностью вулканического конуса или хребта и намагниченностью вулканического штока¹. Над вулканическими породами интенсивность естественной остаточной намагниченности всегда преобладает над интенсивностью индуцированной намагниченности [4].

Хорошо изученные области

Детальные работы по изучению интенсивности полного вектора магнитного поля были проведены над вулканами в Японии, на Камчатке, в Новой Зеландии и на Гавайских островах. Проводились также обширные исследования на судах над подводными горами и гийотами Тихого океана.


Вулканы Японии. Хагивара [8] детально проанализировал аэромагнитные аномалии над вулканом Хаконе в Японии. Кальдера вулкана Хаконе имеет двойную структуру: более древняя кальдера, содержащая более молодой кратер, с рядом кратеров, идущих с северо-запада на юго-восток. Вулкан сложен главным образом андезитами. Аэромагнитная карта (фиг. 1), полученная на высоте 1700 м над уровнем моря, указывает на существование сложной подповерхностной геологической структуры, лежащей ниже дна кальдеры. С помощью этой карты Хагивара вычислил аномалию полной интенсивности магнитного поля на высоте 3700 м. В результате была составлена карта, на которой сильно уменьшены эффекты от тел, лежащих вблизи поверхности. Она дает значительно упрощенную полную интенсивность, отражающую глубинную геологическую структуру. Аномалия над кальдерой Хаконе представляет собой сложную дипольную аномалию с амплитудой, равной приблизительно 1000 у.

Кальдера Товада (фиг. 2) — тройной вулкан типа Кракатау. Исследовав аномалию с амплитудой 1000 γ, Хагивара пришел к выводу, что источник аномалии лежит внутри вертикального тела, находящегося под центром кальдеры.

Йокояма и Аота [23] провели подробные геофизические исследования над кальдерой Сикоцу, Хоккайдо (фиг. 3), произведя при этом детальную съемку в центральной части озера с помощью буксируемого судном протонного магнитометра. Интенсивности остаточного и индуцированного магнитного поля, определенные по образцам пород вокруг кальдеры, были использованы для тщательного анализа аномалий. Среднее значение остаточной намагниченности для пород кальдеры озера Сикоцу оказалось равным 1,0·10^-3 ед. СГСМ/см³, а средняя магнитная восприимчивость также составила 1,0·10^-3 ед. СГСМ/м³. Кальдера сложена главным образом андезитами, которые, вследствие сложности геологической структуры внутри кальдеры, дают сложные дипольные аномалии. Авторы связывают магнитную аномалию над кальдерой с изверженными породами внутри ее, а не с лавами и другими отложениями в кальдере; они считают, что намагниченность этих пород значительно превышает намагниченность внедрившихся пород основания. Количественный анализ аномалии указывает, что она обусловлена главным образом вертикальным цилиндрическим телом, диаметр которого равен 1,5 км, а глубина залегания достигает 2 км.

Вулканы Камчатки. Стейнберг и Ривош [19] провели очень тщательную съемку интенсивности полного вектора магнитного поля в Камчатской вулканической области при высоте полета от 2000 до 3000 м и расстоянии между съемочными маршрутами 2 км. Так как высота залетов на 200—500 м превышала наиболее высокую точку рельефа, то влияние рельефа было большим, но не чрезмерным. Аномалии полной силы, наблюдаемые над вулканическими центрами, имеют дипольную природу.

Область, исследованная Стейнбергом и Ривошем, представляет собой структурное продолжение вулканической зоны большой Курильской гряды и включает около 25 действующих вулканов. Главные особенности магнитного поля над вулканической зоной следующие:

• 1. Магнитное поле над вулканической областью является возмущенным.
• 2. Имеются большие дипольные магнитные аномалии.
• 3. Направление полярности нормальное, т. е. большая часть дипольных аномалий имеет максимумы на юге и минимумы на севере или северо-западе.
• 4. Возмущения магнитного поля обусловлены главным образом раннечетвертичными базальтовыми и андезит-базальтовыми щитовыми вулканами и их лавами. Магнитная восприимчивость лав колеблется от 1,5 до 2,0·10^-3 ед. СГСМ, а естественная остаточная намагниченность — от 0,3 до 5,0·10^-3 ед. СГСМ.
• 5. Между иалеомагнитными данными и данными о направлении намагниченности для аномалий корреляция почти отсутствует.
• 6. Значительную часть наблюдаемых аномалий можно приписать эффектам рельефа (фиг. 4).

Эффекты рельефа вулканических масс имеют первостепенное значение; если их не учитывать, то можно прийти к ошибочным выводам относительно структуры вулканических масс. Данные табл. 1 и 2 иллюстрируют различия в интенсивности эффективной намагниченности вулканов Камчатки и Японии.



Вулканы Гавайских островов. Аэромагнитные исследования над вулканами Гавайских островов проводились Малаховым и Буллардом [13, 14]. Как и на Камчатке, вулканические центры Гавайских островов характеризуются нормально поляризованными дипольными аномалиями (фиг. 5).

Аэромагнитные съемки над Гавайскими вулканами были проведены на средней высоте 3100 м над уровнем моря; высота залетов на 1000 м превышала наиболее высокую точку рельефа. Образцы для палеомагнитных определений на островах к северу от острова Гавайи тщательно отбирались Тарлингом [21]. Долл и Кокс [4] нашли, что для острова Гавайи средняя естественная остаточная намагниченность равна 5,59·10^-3 ед. СГСМ (на основании 148 определений базальтовых потоков в поле с наклонением 33,28°). Все измеренные направления поляризации были нормальными; Малахов и Буллард наблюдали над вулканами острова только нормально поляризованные дипольные аномалии. Восприимчивость образцов базальта, собранных Деккером [3] на вулкане Килауэа, равна в среднем 1,3·10^-3 ед. СГСМ. Поэтому кажущаяся восприимчивость 16,3·10^-3 ед. СГСМ принималась за средний верхний предел для намагниченности пород вулканов острова Гавайи (табл. 3). Для вычисления магнитных эффектов рельефа для гавайских вулканов Хейрцлер и др. [9] применили двумерную модель, пользуясь значением кажущейся восприимчивости, равным 16,3·10^-3 ед. СГСМ и наклонением в 33,28° для магнитного поля.



Стейнберг и Ривош [19] нашли, что наблюдаемые магнитные аномалии на Камчатке обусловлены намагниченностью всей массы вулканических конусов как целого. Для вулканов Гавайских островов подобное явление не характерно. Магнитная аномалия над вулканом Мауна-Кеа имеет амплитуду 950 у; диполь нормально поляризован. После поправки на влияние рельефа (аномалия с амплитудой 600 у) аномалия над вулканическим конусом становится классическим симметричным диполем с амплитудой 1600 у. Даже чрезвычайно высокая намагниченность основной массы вулкана Мауна-Кеа пе могла бы нейтрализовать эту дипольную аномалию. Поэтому наблюдаемая дипольная аномалия может быть обусловлена только присутствием тела, расположенного почти вертикально внутри вулканического конуса Мауна-Кеа и имеющего большую намагниченность, чем окружающие потоки базальтовой лавы. То же справедливо и для других вулканов Гавайских островов.

Вулканы Новой Зеландии. Центральная вулканическая область Новой Зеландии была исследована Герардом и Лори [6], которые пользовались при аэромагнитной съемке магнитометром, измеряющим магнитный поток на высоте 1500 м над уровнем моря. Модриньяк и Штудт [16] произвели предварительный анализ данных, пользуясь значениями, приведенными в табл. 4. Небольшие дацитовые и андезитовые массы внутри центральной вулканической области, как правило, дают аномалии, амплитуда которых не превышает 500у при высоте залетов 1500 м; следовательно, эти массы обычно имеют неглубокие корни. На магнитных широтах Северного острова Новой Зеландии наблюдаются большие положительные однополюсные аномалии с малым отрицательным полюсом. Большинство аномалий над вулканами центральной вулканической области характеризуется нормальной поляризацией. Аномалию полного вектора магнитного поля над действующим вулканом Руапеху (фиг. 6) у южной границы вулканической области нельзя объяснить намагниченностью самого конуса [10]. Здесь возможны три случая: либо внутри конуса находится масса с меньшей намагниченностью (например, вулканический шток при температуре выше точки Кюри), либо породы внутри конуса имеют обратную намагниченность, либо, наконец, существуют оба эти условия.


Подводный вулканизм. Малахов и Мак-Кой [11] в 1965 г. произвели с судна магнитную съемку подводного продолжения вулкана Килауэа. Хребет Пуна представляет собой подводное продолжение рифта Килауэа и характеризуется такими нее геоморфологическими особенностями, как и область наземного вулканизма (фиг. 8). Источник аномалии полного вектора магнитного поля лучше всего представить в виде пересеченного многочисленными дайками вулканического штока внутри вулканического хребта. Аэромагнитные съемки и съемки с помощью судов над зоной разлома Молокаи указывают, что под зоной разлома в дне океана выходят дайки высокомагнитных пород. Наземный вулканизм на Гавайских островах, по-видимому, приурочен к поверхностным рифтам и пересечениям рифтов зоны разломов Молокаи — Марри [14].

Магнитные свойства вулканических пород

Интерпретация магнитных аномалий, наблюдаемых над вулканическими центрами, невозможна без сведений: а) о направлении и интенсивности естественной остаточной намагниченности пород и б) о восприимчивости и, следовательно, об эффективной индуцированной намагниченности.


В связи с изменением геомагнитной полярности за последние 4 млн. лет [2] при изучении наблюденных аномалий прежде всего следует проанализировать образцы вулканических пород. Очень часто, однако, палеомагнитные данные о направлении намагниченности в образцах поверхностных пород противоречат данным об общем направлении намагниченности вулканического центра [12].

Напряженность остаточного магнитного поля уменьшается с увеличением содержания кремния и уменьшением содержания железо-магнезиальных минералов в породе. Полная намагниченность пород определяет форму и амплитуду магнитной аномалии; ее можно выразить следующим образом:


где К — истинная восприимчивость, Н₀ — интенсивность магнитного поля Земли в том месте, где измерялась J, и J_n — естественная остаточная намагниченность.

Для пород с одинаковым направлением как индуцированной, так и остаточной намагниченности при вычислении размеров и формы аномальных магнитных тел может быть эффективно использована «кажущаяся восприимчивость» К_А (см. стр. 333). Кажущуюся восприимчивость можно определить следующим образом:


где Q — фактор Кенигсбергера.

В табл. 5 приведены наблюденные значения намагниченности для потоков базальтов на Гавайских островах, определенные для образцов пород. Эффективные значения намагниченности вулканов Камчатки и Японии, определенные из анализа магнитных аномалий, приведены в табл. 1 и 2 соответственно.

Намагниченность интрузивных базальтов, по-видимому, превышает намагниченность потоков базальтов. Это различие наблюдалось Малаховым и Буллардом [13] для пород Гавайских вулканов. Анализ данных сейсмических [5] и гравиметрических исследований [20] над вулканами, например над вулканом Коолау, Оаху, показал, что под вулканическими центрами лежат вертикальные вулканические штоки, содержащие дайковые породы большой плотности (до 3,2 г/см³) и характеризующиеся высокой скоростью продольных волн (7,7 км/с). Анализ магнитной аномалии над вулканом Коолау показал, что породы вулканического штока имеют также более высокую среднюю кажущуюся восприимчивость, чем окружающие излившиеся породы. Различие между намагниченностью излившихся и интрузивных пород для Гавайских вулканов имеет величину по меньшей мере порядка 10,0·10^-3 ед. СГСМ; это различие можно объяснить большей плотностью, большей физической устойчивостью и меньшей скоростью охлаждения интрузивных пород по сравнению с экструзивными.

Следовательно, аэромагнитные методы могут быть с успехом использованы при исследовании структуры вулканов. В сочетании с гравиметрическими и сейсмическими данными они помогают определить внутреннюю структуру вулканических центров.

Аналитические методы, применяемые при изучении аэромагнитных аномалий

Почти все магнитные аномалии, наблюдавшиеся над вулканами Гаванских островов, Японии, Новой Зеландии и Камчатки и над другими вулканами, находящимися в средних или низких магнитных широтах, можно разделить на две группы.

1. Локальные дипольные аномалии, связанные с центрами вулканизма, отмеченными поверхностными кальдерами, вулканическими пиками или геологическими структурами, определяющими первоначальные кратеры.

2. Вытянутые дипольные аномалии, ассоциирующие с наблюдаемыми и вероятными дайковыми комплексами, рифтовыми зонами в коре, в которых, по-видимому, могут присутствовать интрузивные породы на глубине, и другими линейными геологическими структурами, связанными с центрами вулканизма.

При изучении этих аномалий следует учитывать пять факторов:

• 1) магнитное влияние вулканического конуса;
• 2) приближенные размеры и форму аномального геологического тела;
• 3) ориентацию магнитного поля Земли на широте исследуемой области;
• 4) глубину до вершины аномального тела;
• 5) различие восприимчивости и естественной остаточной намагниченности окружающих пород и аномального тела.

Приближенные значения вышеуказанных параметров можно получить с помощью различных аналитических методов, основанных на форме аномалии для данной магнитной широты. Параметры могут быть затем определены путем теоретических выкладок с использованием двумерных или трехмерных моделей. После введения поправок (например, поправки, учитывающей влияние рельефа) аномалия или магнитный профиль, полученные в результате вычислений, сравниваются с наблюденными.

Горизонтальные размеры аномального тела можно определить либо путем изучения соотношения между контурами аномалии над теоретическими телами [22], либо с помощью характеристических кривых, описанных Грантом и Уэстом [7]. Глубину до вершины аномального тела можно определить, пользуясь «индексами глубины» [22, 7]. Теоретическое значение различия кажущихся восприимчивостей определяется с помощью таких формул, как


где К — минимальная разность восприимчивостей [22], ΔТ_с — полная амплитуда аномалии, выбранной для соответствующего теоретического тела, согласно вычислениям Вакье и др. [22], Т — интенсивность регионального магнитного поля в точке, в которой находится аномалия, и ΔТ_m — амплитуда действительной аномалии, полученная из наблюдений. Аналогичный метод вычисления теоретической разности кажущейся восприимчивости был предложен Грантом и Уэстом [7].

Можно создать модель, которая бы удовлетворяла вышеизложенным параметрам, и изменять вертикальные размеры этой модели до тех пор, пока не получится удовлетворительное совпадение между наблюдаемой и теоретически вычисленной аномалиями.

Выводы

Изучение аэромагнитных аномалий, наблюдаемых над вулканическими центрами Японии, Камчатки, Новой Зеландии и Гавайских островов, позволяет сделать следующие выводы.

Базальтовые и андезитовые вулканы имеют, по-видимому, различные внутренние структуры. Для базальтовых вулканов характерны отчетливые, обладающие высокой намагниченностью, пронизанные дайками штоки. Андезитовые вулканы имеют менее резко выраженные штоки.

Чтобы свести к минимуму локальные эффекты рельефа, лучше всего производить аэромагнитные съемки над вулканическими центрами при высоте полета, превышающей на 500 м наивысшую точку рельефа.

Влияние рельефа следует обязательно принимать во внимание. Его можно вычислить наилучшим образом, пользуясь значениями естественной и остаточной намагниченностей, определяемых для образцов пород. Современная вычислительная техника и методы сравнения аномалий позволяют значительно ускорить вычисление теоретических аномалий и сравнение их с наблюденными.

Палеомагнитные данные, если они имеются, также должны быть учтены при вычислениях. Часто направления естественной остаточной намагниченности, определенные для взятых с поверхности образцов, не согласуются с направлением эффективной намагниченности вулканического конуса, определенного на основании данных по магнитной аномалии. Интенсивность магнитного поля молодых андезитовых вулканов, вычисленная из наблюденной аномалии, обычно не превышает 8,0—10,0·10^-3 ед. СГСМ; для базальтовых вулканов намагниченность лежит в пределах 20,0—50,0·10^-3 ед. СГСМ. Остаточный магнетизм всегда превышает индуцированный и для базальтовых и для андезитовых вулканов и много больше по величине для первых, чем для вторых.

Примечания

1. Имеется в виду магматическое тело, расположенное под вулканом.