Континентов и океанов

Имеющиеся данные гидро-, аэро- и космической магнитной съемки позволяют получить представление о структуре аномального магнитного поля в пределах всех основных геологических областей Земли – как в океанических бассейнах, так и на континентальных блоках.

На рис. 69 приведена карта глобального распределения остаточных магнитных аномалий Т, представляющих разность между нормальным полем гауссового разложения и наблюденным, построенным по данным американских спутников OGO-2, 4, 6. Съемка охватывает полосу Земли шириной по 50° в обе стороны от экватора и выполнена с интервалом одно наблюдение на каждые 50 км, что соответствует примерно градусному осреднению. Максимальные значения аномалий при высоте съемки менее 700 км не превышали ±12 нТ. Анализ карты показывает, что лишь область впадины Тихого океана отображается устойчивыми слабоположительными-слабоотрицательными значениями Т = ±2 нТ.

В остальных районах (как континентальных, так и океанических) наблюдается мозаичное чередование положительных и отрицательных аномалий сравнительно небольших размеров. При более детальном рассмотрении можно отметить приуроченность относительно высоких положительных аномалий к областям древних докембрийских щитов, хотя имеются и исключения (например, Гавайская возвышенность и участок Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе о-ва Пасхи, экваториальная зона Срединно-Атлантического и Аравийско-Индийского хребтов). Однако и это исключение лишь кажущееся, ибо основано на представлениях о резком разделении коры на океаническую и континентальную. На самом деле во всех отмеченных районах известны проявления кислого вулканизма, (Майерхофф, Майерхофф, 1974; Орлёнок, 1980; Пронин, 1977; Резанов, 1979) свидетельствующие о присутствии под молодыми кайнозойскими базальтовыми покровами гранитно-метаморфического фундамента, вероятнее всего, докембрийского возраста. Далее: нельзя не отметить парный характер аномалий, т. е. почти каждая сколько-нибудь интенсивная положительная аномалия имеет сопряженную интенсивную отрицательную аномалию. Следова-

тельно, это не области прямого или обратного намагничивания, а, вероятно, двухполюсные магнитные массы – диполи либо блоки большей и меньшей средней намагниченности. Судя по небольшим размерам аномалий, они продуцируются телами, расположенными в пределах верхов твердой коры. Невыразительность рифтовых хребтов в аномальном магнитном поле по сравнению со структурами щитов является указанием на то, что аномалиеобразующие тела в зоне хребтов лежат на незначительной глубине и имеют небольшие размеры, выходящие за пределы градусного разрешения.

Более детальная картина распределения аномального магнитного поля проявляется при анализе материалов гидромагнитной съемки на уровне моря. Однако необходимо учитывать тот факт, что мы при этом получаем также существенно заниженные величины аномалий. Нормальный вертикальный градиент Т на средних магнитных широтах (40 – 60°) составляет около 20 нТ, следовательно, наблюденные аномалии при средней глубине океана 4000 м будут уменьшены на величину порядка 80 – 100 нТ и более по сравнению с теми, которые могли бы регистрироваться при измерениях на уровне дна. К аналогичным выводам приводят и непосредственные измерения поля АТ над Аравийско-Индийским и Срединно-Атлантическим хребтами, в Северной Атлантике, Баренцевом, Гренландском и Балтийском морях. В условиях суши это адекватно аэромагнитной съемке на высотах 2 – 3 км. Поэтому при непосредственном сравнении материалов магнитных измерений в океанических и континентальных областях необходимо учитывать уровень приземной съемки относительно магнитоактивного фундамента (включая слабомагнитный осадочный слой). В противном случае сглаженные аномалии глубоководной или высотной съемки будут резко контрастировать с интенсивными аномалиями мелководных или приземных наблюдений, особенно в областях с редуцированным осадочным чехлом.

Приведем несколько примеров. Безаномальная зона шириной около 300 км, приуроченная к областям материкового подножия, обычно объясняется немагнитными породами фундамента. Однако на сейсмических разрезах этих областей видно, что безаномальная зона соответствует глубокому погружению фундамента, представляющему собой предматериковый прогиб, выполненный многокилометровой толщей немагнитных осадков. Это подтверждается увеличением интенсивности аномалий Т по мере подъема поверхности фундамента и выхода его из-под осадков.

Аналогичная картина поведения поля Т наблюдается в районе Мексиканского залива, где оно безаномально на шельфе Техаса и над котловиной. И в том и в другом случае фундамент погружен на 5 – 6 км под уровень дна и покрыт толщей слабомагнитных осадков (Орлёнок, 1976). Не выражены, по данным О. В. Соловьева, в магнитном поле шельфы Северной Америки и Канадской котловины.

Как уже отмечалось, недипольная высокочастотная часть аномального магнитного поля Земли определяется намагниченностью верхней части разреза перисферы. Теоретически его амплитуда обусловлена алгебраической суммой составляющих вектора намагниченности всей совокупности напластований горных пород до глубины изотермы 578 – 760°С, соответствующей точке Кюри для наиболее термоустойчивых ферромагнетиков (магнетита и железа соответственно). Поэтому для решения вопроса о природе тех или иных магнитных аномалий необходимо в первую очередь решить проблему разделения интерференционных аномальных магнитных полей с тем, чтобы установить относительный вклад распределенных в пространстве аномалиеобразующих тел. На сегодняшний день эта задача представляется исключительно сложной и вследствие неоднозначности может иметь множество решений.

В первом приближении по форме и амплитуде аномалий Т или Z на разных уровнях трансформаций удается определить размеры и глубину залегания верхних кромок магнитовозмущающих тел, а в отдельных случаях изменения намагниченности – по разрезу и глубине нижних кромок. По совокупности этих данных можно оценить мощность и характер неоднородностей в строении магнитоактивной толщи перисферы. Модельные построения путем перебора комбинаций блоков различной мощности и намагниченности в лучшем случае позволяют подобрать один из множества вариантов, соответствующий данной форме аномалии Т или Z, но не больше. Это следует из того, что любому данному виду магнитной аномалии соответствует множество комбинаций мощности и намагниченности по разрезу той или иной последовательности пород. Поэтому выход за рамки перечисленных возможностей интерпретации магнитных аномалий не имеет удовлетворительного теоретического обоснования. Частично мы уже касались этого вопроса выше, при анализе методов построения палеомагнитной геохронологической шкалы. Теперь рассмотрим характер аномального магнитного поля над различными структурами океанических и континентальных областей и попытаемся проинтерпретировать их, учитывая приведенные выше ограничения.

Наибольший интерес представляет сравнение аномального поля Т (Z) над современными тектонически активными структурами – рифтовыми хребтами, островными дугами, зонами разломов (многие из которых, судя по проявлению вулканизма, имеют связи с мантийным веществом) – и тектонически стабильными структурами, где эти связи утрачены или законсервированы в виде сохранившихся продуктов эффузивного вулканизма или интрузивного магматизма. Вначале необходимо решить принципиальный вопрос: какой вклад в аномальное поле дают намагниченные породы, залегающие на больших глубинах, вплоть до изотермы точки Кюри? С учетом нормального вертикального геотермического градиента в тектонически стабильных областях океанических котловин и континентальных платформ, а также в тектонически активных областях рифтовых хребтов, островных дуг и в альпийском поясе Земли температура 650С под континентами в среднем достигается на глубине 40 км, под океанами – где-то между 11 (130С) и 40 (850С) км (Магницкий, 1965). Геотермический градиент варьирует в широких пределах, что свидетельствует о весьма разнообразном температурном режиме в подошве перисферы Земли.

Приведенные данные указывают на то, что толщина магнитоактивного слоя твердой перисферы весьма изменчива и много больше принимаемой в моделях тектоники плит величины 500 – 2000 м. Поскольку тектонически активные пояса Земли занимают весьма узкие зоны, шириной несколько десятков километров, при решении вопроса о вкладе глубинных частей разреза в аномальное поле Т (Z) следует ориентироваться на данные по районам, характеризующимся небольшими значениями теплового потока, равными 5,0410^-6 Джсм²с, где изотерма Кюри лежит на заведомо больших глубинах. Так, статистический анализ большого числа наблюдений показал, что интервал изменения мощности магнитоактивного слоя достаточно велик и колеблется от 10 – 20 км в тектонически активных и до 40 – 60 км в тектонически стабильных регионах Земли.

Например, картина изменения средней магнитности пород по разрезу дна Охотского моря коррелируется с точностью до 15 – 20% с границами раздела, выделенными по материалам ГСЗ.

Расчет намагниченности производится на каждом уровне трансформации по известной формуле: I_i = T_i/2, где Т_i – амплитуда поля на уровне трансформации. Значение I_i соответствует некоторой эффективной кромке магнитовозмущающего тела, находящегося на i-й глубине. Обозначением «эффективный» мы обращаем внимание на тот факт, что аномалия вызвана взаимным влиянием горизонтальной и вертикальной мощности объекта.