Нерифтовые (глыбовые) остаточные возвышенности

В отличие от структур, испытывающих в настоящее время активное растяжение на своде и относимых к рифтовым образованиям, глыбовые остаточные возвышенности океанических и континентальных областей характеризуются в целом полем аномалий Т значительно меньшей интенсивности, обычно не превышающей 200 – 300 нТ на уровне съемки. Например, на хребте Ширшова аномалия Т имеет довольно однородный вид, а ее амплитуда составляет 100 – 200 нТ, на Китовом хребте – 200 – 300 нТ, хребте Хуан-де-Фука – 200 – 500 нТ, подводном Фареро-Исландском плато – до 300 нТ и т. д. Узкие зоны интенсивных аномалий (100 – 500 нТ), наблюдаемые над глыбовыми возвышенностями, приурочены, как правило, к краевым зонам, где, по данным сейсмопрофилирования, они коррелируются с погребенными под осадками вулканическими образованиями. Например, на плато Воринг над такими структурами аномалия Т достигает 100 нТ. Цепочки молодых (преимущественно кайнозойских) вулканических гор фиксируются вдоль склонов многих асейсмичных глыбовых возвышенностей. Они, вероятно, отражают поздний этап опусканий дна прилегающих участков котловин и заложены вдоль обрамляющих эти возвышенности линий глубинных разломов. В отличие от рифтовых структур магнитное поле асейсмичных возвышенностей наряду с зонами малоамплитудных узких знакопеременных аномалий имеет участки слабодифференцированных полей протяженностью 20 – 40 км и более.

Трансформация таких полей в верхнее полупространство приводит к быстрому исчезновению высокочастотных составляющих (на высотах 5 – 10 км) и сохранению региональных длинноволновых аномалий на уровнях свыше 10 – 15 км. При пересчете вниз эти аномалии не распадаются. Такие аномалии получены под хребтом Ян-Майен. Слабодифференцированное длинноволновое поле Т имеют хребет Хуан-де-Фуко и Маскаренский хребет. Поле Т над Исландским плато и Фареро-Исландским порогом имеет нерегулярный вид – мелкие неоднородности исчезают при пересчете до 5 – 7 км, а общий региональный фон, соизмеримый с размерами плато, остается. Над хребтом Кергелен поле Т характеризуется высокой интенсивностью (свыше 500 нТ) и дифференцированностью с длинами волн от 5 – 10 до 50 – 200 км. Здесь известны проявления четвертичного вулканизма, чем, вероятно, и обусловлен интенсивный высокочастотный фон.

Хорошо видны увеличение интенсивности и высокочастотности аномалий в зонах молодого и современного магматизма хребта Колбенсей и понижения интенсивности и нерегулярный характер поля над областями Исландии, Ян-Майена и Бореального хребта, имеющих относительно спокойный тектонический режим (рис. 72).

Резюмируя сказанное по глыбовым (нерифтовым) возвышенностям, мы должны признать более спокойный и длинноволновый характер поля Т над ними, что заметно контрастирует с рифтовыми областями. С другой стороны, появление здесь высокоаномальных зон обычно служит указанием на проявление молодого вулканизма и разломной тектоники. Устойчивость крупных аномалий при трансформациях в верхнее полупространство указывает на значительные глубины залегания аномалиеобразующих тел, т. е. имеются основания говорить об увеличении мощности магнитоактивного слоя под асейсмичными возвышенностями до 20 км и более. Не следует ожидать унифицированности полей Т над всеми глыбовыми структурами. И на суше, и в океане они могут иметь различный возраст. При этом одни возвышенности длительное время были выведены на поверхность и, следовательно, покрывающие их осадочные и кристаллические породы подвергались глубокому разрушению и денудации. Другие лишь недавно сформировались, и деструкция еще не затронула их в значительной мере (сохранился даже осадочный чехол). Первые характерны для континентальных областей, вторые – для океанических. При абразии древних возвышенностей ближе к поверхности окажутся породы нижних горизонтов коры, частично претерпевшие сильное зеленокаменное перерождение. Такие породы обладают низкой намагниченностью и будут характеризоваться малыми или отрицательными аномалиями. Примером может служить Урал, осевая часть которого характеризуется низкими или отрицательными аномалиями (до 400 нТ). Аналогичная картина слабых или отрицательных магнитных аномалий известна на Тянь-Шане, Памире, Казахском мелкосопочнике и во многих других областях древних остаточных возвышенностей с палеозойским магматизмом.

Рис. 72. Рельеф и магнитное поле (точками) Бореального хребта

в Гренландском море