Исследования аномального магнитного поля, проведенные за последние десятилетия на акватории Мирового океана, привели к открытию уникальной полосчатой структуры его магнитного поля. Результаты интерпретации магнитного поля океанов рассматриваются многими морскими геологами и геофизиками как одно из сильнейших подтверждений, выдвинутых в последние годы неомобилистских гипотез и, в первую очередь, гипотезы разрастания (раздвижения) океанического дна. Поскольку принятие такой точки зрения приводит к весьма важным последствиям для многих отраслей науки о Земле и, в первую очередь, для геотектоники, возникает настоятельная необходимость, с одной стороны, рассмотреть справедливость и корректность широко распространенного истолкования магнитных аномалий океана в духе разрастания океанического дна и, с другой стороны, оценить возможности иных предложенных объяснений, которые базируются на традиционных представлениях, вполне успешно используемых при интерпретации магнитных аномалий на материках. Рассмотрению этих вопросов и посвящена настоящая работа.

СТРУКТУРА АНОМАЛЬНОГО МАГНИТНОГО ПОЛЯ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ

В настоящее время источником сведений об аномальном магнитном поле океанов являются материалы гидро- и аэромагнитных исследований различного характера. Обширные площади в северо-восточной части Тихого океана, в Северной Атлантике, в Северном Ледовитом океане и в других районах охвачены систематическими региональными площадными съемками. На многочисленных небольших участках акватории проведены крупномасштабные, как правило, комплексные исследования, которые позволяют дать детальную геолого-геофизическую характеристику отдельных структур океанического дна. Маршрутные магнитные измерения по отдельным, обычно далеко отстоящим друг от друга профилям, выполняются либо специально (шхуна «Заря» [Иванов, 1966], проект «Магнит»), либо попутно с промером.

В настоящее время наиболее полно изучены срединно-океанические хребты и непосредственно прилегающие к ним участки глубоководного ложа. Как известно, интенсивность и конфигурация аномалий среди прочих факторов определяются простиранием намагниченного тела и наклонением геомагнитного поля. Срединные хребты, будучи развиты во всех океанах, располагаются практически на всех широтах и имеют самые различные простирания. В силу одних лишь этих причин магнитному полю мировой системы срединно-океанических хребтов в целом должен быть свойствен широкий диапазон изменений интенсивности и конфигурации аномалий. Несмотря на это предсказываемое теорией и существующее в действительности большое разнообразие облика аномалий, анализ материалов, представляемых обычно в виде карт и профилей аномальных приращений модуля полного вектора геомагнитного поля, позволяет выделить ряд типичных признаков, присущих магнитным аномалиям мировой системы срединно-океанических хребтов.

1. Структура аномального магнитного поля анизотропна и образована системой линейных параллельных аномалий, ориентированных по простиранию оси срединного хребта (рис. 1). Генеральное единство простираний и взаимная параллельность аномалий прослеживаются на расстоянии до 3000 км от оси хребта (Восточно-Тихоокеанское поднятие).

Непрерывность аномалий в ряде мест нарушена по слабоизогнутым линиям, которые, как правило, ориентированы перпендикулярно оси срединного хребта в месте пересечения с нею. Эти нарушения, интерпретируемые как разломы или зоны разломов океанического дна, выделяются обычно по смещениям аномальных контуров по разные стороны разлома, сопровождающимся резким изменением интенсивности аномалий непосредственно на самом разломе.

В рельефе дна зонам разломов, как правило, отвечают крупные поперечно ориентированные формы рельефа, чаще всего симметричные или асимметричные хребты, сопровождающиеся с одной или с обеих сторон вытянутой впадиной. Таковы, например, зоны разломов Мендосино, Пайонир, Меррей, Сервейор, Элтанин - в Тихом океане; Романш, Вима, Чарли - в Атлантическом; Амстердам и Оуэн - в Индийском; безымянный разлом, увенчанный горой им. Ленинского комсомола, - в Северном Ледовитом океане и многие другие.

Наряду с описанными существуют разломы другого типа, изученные, по-видимому, значительно менее полно. Выделяемые по изменению интенсивности и некоторой перестройке структуры поля и не сопровождающиеся смещением аномальных контуров, эти разломы имеют более скромное морфологическое выражение, проявляясь в виде пар (или цепочек) подводных гор и вулканов, которые располагаются на гребнях срединных хребтов по разные стороны рифтовой долины и могут образовывать ее перемычки, обусловливая эшелонированный характер рифта [Loncarevic et al., 1966; Карасик, 1968].

2. Аномальное поле срединных хребтов знакопеременно и представляет собой последовательность положительных и отрицательных значений (∆Та), сменяющих друг друга в виде полос по всей ширине структуры поля. Эта особенность поля, непосредственно связанная с природой магнетизма пород океанического дна, заслуживает более подробного рассмотрения.

Знакопеременность аномалий срединных хребтов предопределена самим способом разделения на нормальную и аномальную составляющие путем сглаживания наблюденного поля, и это дало основание некоторым исследователям [Peter, 1966] оспаривать знакопеременность аномального поля океана. Однако в подавляющем большинстве случаев размах аномалий превосходит вероятную ошибку определения уровня нормального поля, и это подтверждает различие знака океанических аномалий.

Но значительно важнее то обстоятельство, что сам облик отрицательных аномалий, как правило, не позволяет рассматривать их только как сопутствующие положительным пикам минимумы, которые отражали бы влияние нижних кромок прямо намагниченных тел. Поэтому естественно предположить, что отрицательные аномалии соответствуют обратно намагниченным породам океанического дна. В пользу этого предположения свидетельствует и опыт количественной интерпретации аномалий. Попытки объяснить аномалии над срединными хребтами с помощью только индуктивной намагниченности неизменно приводят к таким расчетным значениям кажущейся восприимчивости, которые выходят за рамки установленного диапазона магнитной восприимчивости пород океанического дна [Vine, 1966]. Анализируя материалы детальной съемки, выполненной на гребне Карлсбергского хребта, Дж. Канн и Ф. Вайн [Cann, Vine, 1966] выделили магнитные аномалии отдельных форм рельефа и установили, что среди этих форм рельефа встречаются как прямо, так и обратно намагниченные.

Все это дает основание считать, что над срединными хребтами положительные и отрицательные аномалии являются равноправными, а их источники с одинаковой априорной вероятностью могут быть представлены прямо и обратно намагниченными телами.

3. Следующая характерная особенность магнитного поля срединных хребтов состоит в наличии отчетливой осевой аномалии, приуроченной к оси хребта. Над рифтовыми. долинами в высоких и средних широтах осевая аномалия обычно резко отличается от окружающих своей повышенной интенсивностью (рис. 2); над Восточно-Тихоокеанским поднятием, лишенным рифтовой долины, она не выделяется по интенсивности среди соседних и проявляется прежде всего как ось симметрии (см. далее). На всех срединных поднятиях появление осевой аномалии успешно объясняется существованием прямо намагниченного тела, залегающего на небольшой глубине под дном океана на оси хребта [Heirtzler, le Pichon, 1965; Loncarevic et al., 1966; Vine, 1966].

Осевая аномалия может отсутствовать над ныне не активными срединными хребтами; в области вырождения срединных хребтов, например, в южной части Срединно-Арктического хребта [Карасик, 1968], и в местах пересечения хребта зонами разломов [Heirtzler, Le Pichon, 1965]. Несмотря на это, осевая аномалия является таким же устойчивым диагностическим признаком оси активного срединного хребта, как и его повышенная сейсмичность, слой с сейсмической скоростью 7,3-7,9 км/сек и повышенный тепловой поток. Благодаря этому аэромагнитная съемка оказывается средством быстрого обнаружения и прослеживания неизвестных срединных хребтов, примером чего может служить история открытая и изучения подводного Срединно-Арктического хребта - хребта Гаккеля [Деменицкая и др., 1962, 1964, 1967; Рассохо и др., 1967; Карасик, 1968].

4. Структура поля генерально однородна. За исключением осевой аномалии и относительно немногочисленных локальных пиков, связанных с отдельными подводными горами или зонами разломов, магнитные аномалии характеризуются относительно узким диапазоном изменения амплитуд и длин волн, образуя генерально однородную структуру поля, границы которой, как правило, уверенно выделяются по изменению характера поля. Средняя интенсивность аномалий в целом подчинена расположению структуры в системе геомагнитных координат, однако отдельные регионы обнаруживают заметные отклонения от этой закономерности. Так, активные срединные хребты Северного Ледовитого океана характеризуются относительно низкой средней интенсивностью поля [Ostenso, 1968; Карасик, 1968].

5. Структура поля зональна. При генеральной однородности отчетливо видны отдельные зоны, которые отличаются интенсивностью и коррелированностью аномалий. Обычно выделяют [Vine, 1966; Карасик, 1968] осевую зону интенсивных короткопериодных аномалий, которая приурочена к гребню хребта (см. рис. 2, рис. 3, 4); фланговую зону менее интенсивных и более длиннопериодных аномалий, совпадающую со склоном хребта, и, наконец, окраинную зону более интенсивных и длиннопериодных аномалий, которая расположена в области подножий хребта. Перечисленные зоны распределены симметрично относительно оси хребта, а ширина зон тем больше, чем шире структура аномального поля в целом.

На отдельных срединных хребтах (например, к северу от Исландии и в Индийском океане) могут отсутствовать части зон и даже целые зоны, а также может быть иной, чем указано выше, геоморфологическая приуроченность отдельных зон, однако существование несколько различающихся по спектральному составу частей структуры поля устанавливается практически на всех развитых срединных хребтах (см. рис. 4).

6. Замечательной особенностью поля срединных хребтов является его упорядоченность, регулярность, состоящая в закономерном последовательном расположении характерных элементов структуры относительно оси хребта и друг относительно друга. Совокупность аномалий по всей ширине структуры поддается идентификации путем введения некоторой произвольной нумерации: либо полной, когда каждой аномалии приписывается свой номер, либо избирательной, когда оцифровываются лишь отдельные, наиболее характерные аномалии [Heirtzler et al., 1968]. Рассматривая профили магнитных аномалий над срединными хребтами, находящимися в самых различных районах земного шара, но имеющими близкие простирания в геомагнитные широты, можно убедиться в их сильном сходстве и даже полном подобии (см. рис. 3, А, верхняя половина). Различие ограничивается в основном лишь несовпадением горизонтального и вертикального масштабов профилей, но не затрагивает самой внутренней закономерной структуры поля.

Благодаря этому удается прокоррелировать магнитные аномалии над срединными хребтами на протяжении многих тысяч километров, несмотря на наличие многочисленных зон разломов (см. рис. 4). Непрерывность аномалий по разные стороны зоны разлома, как правило, может быть полностью восстановлена путем относительного перемещения всей структуры поля как целого, а требуемая для этого амплитуда и знак смещения являются характеристиками зоны разлома [Менард, 1966].

Корреляция одноименных аномалий позволяет проследить региональные изменения структуры поля. Так, по разные стороны зоны разлома расстояния одноименных аномалий от оси хребта либо совсем не изменяются, либо незначительно изменяются в одной и той же пропорции. Аналогичное соотношение наблюдается при сравнении осевых зон различных хребтов, для которых масштабы подобных кривых аномального поля связаны постоянным коэффициентом (см. рис. 3, А, верхняя половина). Наконец, для отрезков профилей, относящихся к внешним зонам, отношение расстояний одноименных аномалий от оси хребта остается неизменным в пределах самого хребта, но неодинаково на разных хребтах, плавно увеличиваясь или уменьшаясь по мере удаления от их осей (рис. 5).

7. Еще одной замечательной особенностью срединных хребтов является билатеральная физическая симметрия магнитных аномалий, выражающаяся в том, что одноименные аномалии располагаются по разные стороны, но на приблизительно или строго одинаковом расстоянии от оси (см. рис. 2, 3, А). Степень симметрии поля не одинакова в различных районах. На меридиональных срединных хребтах вне экваториальной области физическая симметрия может приобретать форму почти идеальной, геометрической симметрии, указывая на близкое к строго симметричному, относительно оси, распределение источников аномалий внутри магнитоактивного слоя. В таких случаях симметрия обнаруживается при простом сопоставлении обеих половин профиля или карты без привлечения каких-либо математических методов анализа морфологии поля.

На срединных хребтах, нарушенных многочисленными, близко расположенными зонами разломов, симметрия может быть полностью или частично утрачена. Наконец, в низких и средних широтах это свойство структуры поля может вообще не проявиться, ибо при неблагоприятных простираниях даже строго симметрично распределенные источники создают несимметричные магнитные аномалии. В таких случаях подбор модели магнитоактивного слоя неизменно подтверждает генеральную билатеральную симметрию источников аномального поля.

Таким образом, несмотря на разнообразие облика аномалий, обусловленное глобальным характером и региональными особенностями мировой системы срединно-океанических хребтов, примеры которых были приведены выше, ее аномальное поле характеризуется однотипной, а в основных чертах - тождественной структурой, которая свидетельствует о единстве и глобальных масштабах механизма формирования магнитоактивного слоя.

Для определения принадлежности магнитного поля того или иного района Мирового океана к рассмотренному океаническому типу можно использовать установленную выше полную систему признаков, в которой первые пять признаков можно рассматривать как необходимые, а два последних - упорядоченность и билатеральную симметрию - как достаточные.

Действительно, признаки океанической структуры поля полностью или частично обнаружены также в ряде районов Мирового океана, которые не являются срединными хребтами: в районе зоны разлома Галапагос [Herron, Heirtzler, 1967; Raff, 1968], между Алеутскими и Гавайскими островами [Elvers et al., 1967], к югу от центральной части Алеутской дуги [Hayes, Heirtzler, 1968] и в Аляскинском заливе [Pitman, Науes, 1968]. Близкие по облику, хотя и не поддающиеся прямой корреляции с полем срединных хребтов линейные аномалии выявлены к востоку от Японии и Курильских островов [Соловьев, 1961; Uyeda et al., 1967]. По данным Гриффитса и др. [Griffiths et al., 1964] и Института геологии Арктики [Трубятчинский и др., 1970], полосчатые знакопеременные аномалии, нарушенные системой ортогональных к ним разломов, развиты в проливе Дрейка, между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Число примеров можно было бы умножить, но достаточно напомнить, что в данном выше описании поля срединных хребтов к этой категории были отнесены аномалии абиссальных котловин Нансена и Амундсена в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана (см. рис. 1).

Таким образом, область развития полосчатого, знакопеременного, упорядоченного и симметричного магнитного поля в Мировом океане значительно обширнее площади, занимаемой срединными хребтами. Наряду с этим имеются весьма значительные по размерам районы, где океаническая структура поля отсутствует. На возможных причинах этого мы остановимся далее, пока же важно отметить, что весь опыт изучения магнитного поля океанов является убедительной иллюстрацией того, как площадь, занятая полосчатой структурой поля, постепенно увеличивалась за счет сокращения белых пятен на акватории океана.

Океаническая структура поля принципиально отличается от материковой. При сравнении отдельных океанических и материковых, аномалий, рассматриваемых вне структуры поля в целом, никакого различия между ними может и не быть. Но это может указывать лишь на то, что диапазоны изменения свойств источников - элементов залегания и намагниченности слагающих их пород - в условиях океанов и материков перекрываются.

Различие аномальных полей материков и океанов становится очевидным при сопоставлении структур аномального поля.

Аномальное поле под материками отличается большим разнообразием: как известно, районам с различным геологическим строением соответствуют различные магнитные поля. Но даже если отвлечься от крупной неоднородности структуры поля над материками, в целом отражающей неоднородность строения материковой коры, то даже в отдельных районах материка все равно не удается найти сколько-нибудь полной аналогии океанической структуры поля.

В некоторых материковых районах обнаруживаются отдельные черты такого сходства; полосчатость и знакопеременность, смещения аномальных контуров по зонам разломов, а иногда - в небольших пределах - даже грубая симметрия или упорядоченность пород. Однако масштабы этих редких проявлений сходства невелики, и до настоящего времени на материках ни в одном случае не выявлена структура поля, обладающая такой совокупностью признаков, которая позволяла бы рассматривать ее как океаническую.

Различие характера аномального магнитного поля материков и океанов означает, что механизмы формирования и строение магнитоактивного слоя в условиях материковой и океанической коры безусловно различны. Нельзя считать свидетельством сходства океанических и материковых аномалий также и близость статистических параметров - дисперсии и радиуса корреляции аномального поля, рассчитываемых по длинным сводным магнитным профилям, ибо применяя методы математической статистики для характеристики свойств поля, не следует забывать, что при этом игнорируется важнейшая особенность распределения аномалий в океанах - его детерминированный характер, который находит отражение в упорядоченности и симметрии поля. Кроме того, имея целью охарактеризовать случайное поле, т. е. случайную функцию трех координат, нельзя делать обоснованных выводов о ее структуре по статистическим свойствам» лишь одномерной случайно ориентированной реализации. Поэтому при поисках причин образования уникальной океанической структуры поля опыт интерпретации магнитных аномалий материков сказывается недостаточным. Любое истолкование аномального поля океанов должно объяснять появление всей совокупности его признаков океанического поля, которые образуют таким образом жесткий критерий для оценки справедливости предложенных гипотез.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ АНОМАЛЬНОГО МАГНИТНОГО ПОЛЯ

Рассматривая многочисленные, предложенные в различное время объяснения океанической структуры магнитного поля, приходится констатировать, что подавляющее число выдвинутых гипотез оказалось не в состоянии удовлетворительно объяснить всю совокупность отмеченных признаков.

Так, опираясь на результаты детальных геолого-геофизических исследований на гребне Срединно-Атлантического хребта (22° с. ш.), при которых были установлены очевидные проявления процессов метаморфизма, Т. ван Андел и Г. Боуэн [van Andel, Bowin, 1968] объяснили грубую симметрию структуры аномального магнитного поля одновременным наступлением фронта метаморфизма в обе стороны от рифтовой трещины. Эта интерпретация, подкупающая своей геологической конкретностью и обоснованностью, в то же время оказывается неприемлемой в качестве общей гипотезы происхождения океанического аномального поля, ибо она не объясняет причин глобальной упорядоченности поля и заведомо приложима лишь к рифтовым хребтам, которые не исчерпывают всего разнообразия мировой системы срединно-океанических хребтов.

До настоящего времени, по-видимому, не утратила значения гипотеза, связывающая возникновение структуры магнитных аномалий с образованием системы разрывных нарушений океанического дна [Peter, 1966].

В этой интерпретации линейные положительные аномалии соответствуют разломам, заполненным породами с повышенной намагниченностью, и полосчатость аномалий получает таким образом простое и наглядное объяснение, находящееся к тому же в полном соответствии с успешным опытом интерпретации узких линейных аномалий на суше. В пользу такого подхода свидетельствует также и несомненная «разломная» природа осевой аномалии, которая устанавливается по независимым данным.

Однако рассматриваемая гипотеза пока что не в состоянии объяснить всех наблюдаемых особенностей поля, и, в частности, его упорядоченности и симметрии. Эти свойства поля выдвигают механически трудноразрешимую проблему возникновения глобальной системы параллельных разломов, протягивающихся на десятки тысяч километров и расположенных симметрично относительно оси хребта и в определенном ритме, который совпадает с ритмом инверсий геомагнитного поля. Если бы эту проблему удалось решить, то гипотеза смогла бы конкурировать с другими предложенными объяснениями поля и, по-видимому, вновь привлечь сторонников, которых она сейчас постепенно теряет. Однако нынешнее состояние вопроса, не позволяя окончательно отвергнуть гипотезу разломного происхождения океанических аномалий, вынуждает считать ее весьма маловероятной.

По степени разработанности и распространенности эта и другие, ныне оставленные концепции значительно уступают гипотезе Вайна - Мэтьюза [Vine, Matthews, 1963; Vine, Wilson, 1965; Vine, 1966], которая представляет собой следствие и дальнейшее развитие гипотезы разрастания океанического дна (sea-floor spreading).

Появление гипотезы разрастания океанического дна в 1961-1962 гг. [Дитц, 1964; Dietz, 1961; Hess, 1962] было подготовлено предшествовавшим бурным развитием морских геологических и геофизических исследований, которые привели к установлению множества новых фактов - прежде всего в области геофизики и морфологии океанического дна, - не находивших удовлетворительного объяснения в рамках существовавших геотектонических концепций.

Основным содержанием этой гипотезы является представление о поступлении вещества из недр Земли по трещинам, рассекающим гребни срединных поднятий, о латеральном переносе этого вещества в разные стороны от оси поднятия под влиянием конвективных течений в мантии и, таким образом, о непрерывном разрастании, обновлении океанического дна, возраст которого должен быть тем старше, чем дальше оно расположено от гребня поднятия.

Гипотеза Вайна-Мэтьюза рассматривает геомагнитный аспект этого процесса, который совершается в условиях регулярных инверсий главного геомагнитного поля. Если новообразующееся вещество базальтового состава, охлаждаясь при подъеме и проходя при этом через свою температуру Кюри, приобретает остаточную намагниченность при различных полярностях геомагнитного поля и затем сохраняет ее при последующих движениях, то результатом этого процесса со временем, после нескольких инверсий, явится формирование магнитоактивного слоя, который будет состоять из симметричной относительно оси поднятия последовательности прямо и обратно намагниченных тел, причем в центре этой последовательности, на оси поднятия, расположится прямо намагниченное тело, соответствующее современному направлению геомагнитного поля. Породы такого гипотетического магнитоактивного слоя - будем называть его инверсионным - могут быть подобны во всех отношениях, кроме направления вектора естественной остаточной намагниченности, которое зависит от знака главного геомагнитного поля во время охлаждения породы через температуру Кюри.

Таким образом, гипотеза Вайна-Мэтьюза в качестве теоретических оснований имеет следующие представления [Vine, 1966]: а) теорию инверсий главного геомагнитного поля; б) представление о преобладании остаточной составляющей в суммарной намагниченности пород океанического дна; г) гипотезу разрастания океанического дна.

Что касается теории инверсий главного геомагнитного поля, то, принимая во внимание результаты исследований намагниченности материковых пород и глубоководных осадков, ее можно считать в настоящее время полностью и окончательно доказанной [Храмов, Шолпо, 1967; Яновский, 1964]. Более того, определения возраста лав калий-аргоновым методом позволили точно восстановить историю инверсий геомагнитного поля за последние 4 млн. лет (см. рис. 2, Б), в которой существовали периоды различной полярности поля [Сох et al., 1967].

Определения магнитных свойств базальтов, поднятых при драгировании в различных районах океана, в настоящее время проведены на нескольких сотнях образцов. Все они неизменно указывают на то, что океанические и континентальные базальты характеризуются близкими средними значениями магнитной восприимчивости и сильно различающимися средними значениями естественной остаточной намагниченности, причем у океанических пород последняя превышает индуктивную в десятки раз.

В пользу представлений о палеомагнитной природе магнетизма океанического дна свидетельствуют также определения намагниченности ориентированных базальтов из экспериментальной скважины EM-7 [Сох, Doell, 1962], при которых была обнаружена обратная намагниченность образцов. Однако для окончательного решения вопроса необходимы обширные и представительные измерения на ориентированном каменном материале, который должен быть извлечен из недр магнитоактивного слоя. До этого вполне уместны сомнения, если не в отношении преобладания остаточной, в том числе обратной намагниченности, то по поводу количественной репрезентативности имеющихся ныне данных для всей толщи магнитоактивного слоя.

Итак, необходимым условием для принятия гипотезы Вайна-Мэтьюза является доказательство справедливости гипотезы разрастания океанического дна. Однако, исходя из взаимного соотношения этих концепций, естественнее было бы проверять геотектоническую гипотезу по ее геофизическому следствию, т.е. искать подтверждение разрастания океанического дна в пригодности инверсионной модели магнитоактивного слоя для объяснения магнитных аномалий. Именно так и обстоит дело с проверкой этих предположений на практике.

Как следует из гипотезы Вайна-Мэтьюза, структура инверсионного слоя должна определяться возрастом инверсий геомагнитного поля. Это следствие поддается прямой проверке. Сопоставление расстояний магнитных аномалий от оси хребта с независимой временной палеомагнитной шкалой различных полярностей геомагнитного поля (см. рис. 3, Б) показывает, что ритм в расположении положительных и отрицательных аномалий осевой зоны хребтов Рейкъянес, Хуан де-Фука и Восточно-Тихоокеанского поднятия строго совпадает с ритмом инверсий, т.е. оказывается именно таким, каким он должен быть согласно гипотезе [Vine, 1966]. Этот результат, неизменно получавшийся также при анализе поля других срединных хребтов, безусловно не является случайным совпадением. Он раскрывает конкретное содержание отмеченного выше признака структуры океанического магнитного поля - его упорядоченности - и создает предпосылки для проведения более тщательной проверки гипотезы на основе подбора моделей инверсионного магнитоактивного слоя.

При построении таких моделей границы между противоположно намагниченными телами считаются вертикальными и располагаются в соответствии с возрастом инверсий геомагнитного поля. Абсолютная величина намагниченности центрального тела принимается вдвое больше, чем у остальных тел, для которых обычно используется значение 5 x 10^-3 ед. СГС. Верхнюю кромку намагниченных тел отождествляют с генерализованной поверхностью коренного рельефа, а вертикальную мощность магнитоактивного слоя полагают равной 1,5-2,0 км, хотя это условие не является критическим и можно использовать иное соотношение между намагниченностью и мощностью слоя.

Такой выбор параметров модели содержит минимальный произвол. Единственное принудительное условие, наложенное на намагниченность центрального блока, находит объяснение при рассмотрении механизма формирования намагниченных тел на оси срединного поднятия. Если внедрение даек, образующих в совокупности намагниченное тело, происходит не строго по оси хребта, а с некоторым разбросом относительно него, то контаминация ранее образовавшихся боковых тел дайками противоположной намагниченности, в сочетании с совпадением знака намагниченности даек, образующих центральное тело, может дать постулируемое соотношение намагниченности [Vine, 1966]. Оценки вероятного разброса даек относительно оси поднятия в предположении нормального закона распределения мест их внедрения дали величину стандартного отклонения 3-5 км [Matthews, Bath, 1967; Harrison, 1968]. Предлагались и другие объяснения повышенной интенсивности осевой аномалии [Harrison, 1968].

Поскольку расстояния аномалий от оси хребта пропорциональны возрастам инверсий геомагнитного поля, коэффициент пропорциональности имеет размерность скорости и физический смысл скорости отодвижения источников аномалий от оси хребта (скорости разрастания). Поэтому модели магнитоактивного слоя на гребнях различных срединных хребтов могут отличаться друг от друга горизонтальными размерами намагниченных тел, т.е. горизонтальными масштабами.

Результаты подбора горизонтального масштаба осевой зоны описанной модели магнитоактивного слоя, с одной стороны, дают хорошее соответствие наблюденных и расчетных, т. е. модельных аномалий и, с другой стороны, указывают на несовпадение скоростей разрастания на различных срединных хребтах по крайней мере в последние 4 млн. лет (см. рис. 3). [Pitman, Heirtzler, 1966; Vine, 1966].

Успешная интерпретация поля в осевой зоне стимулировала дальнейшие попытки проверки гипотезы на основе экстраполяции шкалы инверсий геомагнитного поля в прошлое, за пределы отрезка шкалы, датированного калий-аргоновым методом [Dickson et al., 1968; Le Pichon, Heirtzler, 1968; Pitman et al., 1968].

Вне осевой зоны использованы однотипные модели магнитоактивного слоя, которые получены путем нелинейных трансформаций горизонтального масштаба модели, подобранной для северной части Восточно-Тихоокеанского поднятия по профилю аномального поля [Heirtzler, et al., 1968]. Степень соответствия наблюденных и расчетных аномалий следует признать весьма высокой (см. рис. 4), хотя все же могут возникнуть сомнения в корректности такого частичного изменения внутренней структуры модели вне осевой зоны. Однако в пользу его правомерности свидетельствует то, что относительные изменения горизонтального масштаба той или иной модели носят не скачкообразный, а плавный характер, отвечающий наблюдаемому изменению расстояния отдельных аномалий от оси хребта (см. рис. 5), т.е. произведены не произвольно, а в соответствии с закономерностями самой структуры поля.

Таким образом, во всех без исключения случаях с помощью одной модели удалось воспроизвести наблюдаемое распределение аномалий, варьируя лишь горизонтальный масштаб магнитоактивного слоя отдельных срединных хребтов. Этот результат убедительно свидетельствует в пользу гипотезы Вайна-Мэтьюза, а следовательно, и в пользу гипотезы разрастания океанического дна.

Сказанное не означает, что гипотеза Вайна-Мэтьюза лишена слабых мест. Очевидные неясности существуют в представлениях о носителе магнетизма океанского дна. Рассматривая процесс добавления молодого намагниченного вещества в первую очередь в форме внедрения даек по оси хребта и помещая инверсионную модель во «второй», базальтовый слой океанической коры, гипотеза Вайна-Мэтьюза до настоящего времени не дала адекватного решения проблемы вклада третьего слоя и многочисленных лавовых потоков в структуру магнитного поля срединных хребтов. Несмотря на эти и некоторые другие недостатки гипотезе Вайна-Мэтьюза удается с поразительным успехом решить главную задачу - объяснить структуру магнитного поля срединных хребтов по всей ее длине и ширине.

Принятие гипотезы Вайна-Мэтьюза равносильно признанию того, что картина распределения магнитных аномалий в океане отражает геологическую историю развития океанического дна, зафиксированную в палеомагнетизме слагающих его пород. Иными словами, карта осей коррелируемых аномалий (рис. 6), трактуемая в духе Ф. Вайна и Д. Мэтьюза, представляет собой карту изохрон возраста океанического дна. Датировка возраста дна в таких картах находится в прямой зависимости от абсолютной временной привязки шкалы инверсий, экстраполированной за пределы 4 млн. лет (см. рис. 4). Хейрцлер и др. [Heirtzler, et al., 1968] определяли возраст аномалий, пользуясь данными датировки океанических осадков, образцов коренных пород и отдельных сейсмических горизонтов. Аномалии № 32, самой древней в последовательности коррелируемых аномалий, был приписан меловой возраст, 76 млн. лет, а возраст других аномалий определялся в предположении постоянства скорости разрастания в Южной Атлантике.

Точность использованного способа датировки невелика, ибо возраст древнейших осадков, залегающих близ подошвы осадочного слоя, не был известен. Ошибки в определении возраста отдельных аномалий возможны и из-за допущения неизменной скорости разрастания в Южной Атлантике. Не исключено также, что временная протяженность всей шкалы в целом преуменьшена из-за того, что авторами не учитывались некоторые данные, указывающие на эпизодичность процесса разрастания, который мог прерываться продолжительными периодами тектонического покоя, имевшими глобальный характер [Ewing, Ewing, 1967].

Эпизодичность разрастания создает предпосылки для объяснения аномального магнитного поля всех районов с океаническим типом коры с единых позиций, не прибегая к представлениям о различной природе магнетизма пород дна в пределах океанической структуры аномалий и вне ее. Так, полосчатые аномалии океанического облика у побережья Японии и Курильских островов [Соловьев, 1961; Uyeda et al., 1967], которые не удается прямо коррелировать с аномалиями срединных хребтов, могут иметь более древний возраст, нежели аномалия № 32 [Hayes, Heirtzler, 1968]. Обширные участки спокойного пониженного (отрицательного поля) на периферии Северной Атлантики связывались с продолжительным периодом обратной полярности геомагнитного поля в позднем палеозое - магнитным интервалом Кайамен [Heirtzler, Hayes, 1967].

Можно надеяться, что результаты глубокого бурения в океане позволят проверить эти предположения, а также абсолютную датировку возраста дна. До этого шкалу Хейрцлера и др. (рис. 4) следует рассматривать как предварительную и использовать скорее для относительных, чем для абсолютных оценок возраста и скорости разрастания дна. Однако благодаря наличию независимой палеомагнитной Шкалы инверсий указанное ограничение не распространяется на период, охватывающий последние 4, а может быть, и 10 млн. лет. Надежность оценок скоростей разрастания и абсолютного возраста аномалий, относящихся к этому периоду, определяется в первую очередь точностью калий-аргоновой датировки этой шкалы.

Произведенные вычисления современных скоростей разрастания на различных срединных поднятиях дали величины, заключенные в диапазоне от 0,7 до 6,0 см/год. Последнее значение соответствует максимальной скорости раскрытия океанического бассейна в южной части Тихого океана 12 см/год [Le Pichon, 1968].

Скорости разрастания варьируют вдоль оси срединного поднятия. Границами между участками океанического дна, движущимися с различной скоростью, являются зоны разломов, которые принадлежат к особому классу дизъюнктивных нарушений, выделяемому Дж. Вильсоном на океаническом дне - трансформным разломам [Wilson, 1965]. Благодаря широкому развитию разрывных нарушений океаническая кора имеет блоковое строение, будучи разбита на большое число полос, размеры которых вкрест простирания хребта в зрелых океанических бассейнах могут значительно превосходить их размеры по простиранию. По-видимому, возможно и более дробное деление на блоки, если принимать, что внутри каждой полосы участки дна, соответствующие отдельным зонам аномального магнитного поля, сформировались во время различных эпизодов разрастания. В отличие от гетерогенной материковой коры блоки океанической коры весьма однородны, по крайней мере в пределах одноименных зон аномального магнитного поля.

По современным представлениям, в движении океанического дна принимает участие мощный слой литосферы, включающий земную кору и верхнюю часть верхней мантии, а не только тонкая океаническая кора, как предполагалось ранее.

Сейсмологические исследования, свидетельствующие о проскальзывании океанической литосферы под островные дуги Тонга и Кермадек [Oliver, Isaaks, 1968], и др., а также результаты анализа и обобщения большой совокупности фактов из области морской геологии и геофизики послужили основой для выдвижения гипотезы мобильной литосферы, которая синтезировала идеи разрастания океанического дна, трансформных разломов и дрейфа материков. Эта гипотеза, претендующая на роль новой геотектонической концепции, рассматривает поведение верхней оболочки Земли, обладающей высокой прочностью, как систему горизонтальных движений некоторого числа литосферных блоков на подстилающей и а астеносфере - слое пониженной вязкости.

Ориентировка трансформных разломов, распределение вычисленных скоростей разрастания вдоль оси срединного хребта и направления напряжений в очагах землетрясений указывают на то, что движение блоков литосферы носит вращательный характер, причем поворот каждого блока совершается вокруг своего полюса, координаты которого могут быть вычислены по перечисленным выше данным [Morgan, 1968].

Исходя из этих представлений, Ле Пишон [Le Pichon, 1968] сделал попытку построить глобальную картину современных и прошлых движений верхней оболочки Земли, поделив всю поверхность земного шара на шесть мегаблоков литосферы. Рассматривая движение этих блоков как систему простых поворотов вокруг полюсов вращения, координаты которых были определены по морфологическим и магнитометрическим данным, Ле Пишон получил гармоничную и внутренне непротиворечивую картину относительного движения и взаимодействия блоков литосферы для всей Земли. Предвычисленные им направления и скорости дифференциальных движений на границах мегаблоков, соответствующих зонам погружения или сжатия литосферы, оказались в хорошем соответствии с независимыми сейсмологическими данными [Isaaks et al., 1968].

Этот результат может расцениваться как еще одно подтверждение гипотезы Вайна-Мэтьюза, достигнутое на более высоком уровне, чем при интерпретации аномального поля, ибо теперь успешным оказалось объяснение не только генеральной структуры аномального магнитного поля, но и глобальных закономерностей распределения расчетных скоростей разрастания.

В заключение еще раз подчеркнем, что обнаружение глобальной океанической структуры аномального магнитного поля явилось одним из важнейших открытий последних лет в области наук о Земле. Для объяснения причин возникновения океанической структуры поля традиционный подход оказался недостаточным и потребовалось привлечение новых идей. Гипотеза Вайна-Мэтьюза, являющаяся геофизическим следствием гипотезы разрастания океанического дна, весьма успешно объяснила магнитные аномалии океана в глобальном масштабе, чего до настоящего времени не удалось достичь другим предложенным гипотезам.

Литература

Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. Итоги изучения геологического строения земной коры в центральной Арктике геофизическими методами. В кн. «Проблемы Арктики и Антарктики», вып. И, Изд-во «Морской транспорт», 1962.

Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. Строение земной коры в Арктике. В кн. «Геология дна морей и океанов». Изд-зо «Наука», 1964.

Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. Новые данные о геологическом строении дна Северного Ледовитого океана по материалам геофизических исследований. В кн. «Методика, техника и результаты геофизической разведки». Изд-во «Недра», 1967.

Дитц Р.С. Эволюция океанов как следствие разрастания площади их дна. В кн. «Дрейф континентов, горизонтальные движения земной коры». Изд-во «Мир», 1966.

Иванов М.М. Магнитная съемка океанов. Изд-во «Наука», 1966.

Карасик А.М. Магнитные аномалии хребта Гаккеля и происхождение Евразийского суббасейна Северного Ледовитого океана. В сб. «Геофизические методы разведки в Арктике», вып. 5, НИИГеологии Арктики, 1968.

Менард Г.У. Геология дна Тихого океана. Изд-во «Мир», 1936.

Рассохо А.И., Сенчура Л.И., Деменицкая Р.М. и др. Подводный срединный Арктический хребет и его место в системе хребтов Северного Ледовитого океана. Докл. АН СССР, т. 172, № 3. 1967.

Соловьев О.Н. Аэромагнитная съемка в районе Курило-Камчатской островной дуги. В кн. «Прикладная геофизика», вып. 29, Гостоптехиздат, 1961.

Трубятчинский Н.Н., Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Щелованов В.Г. Линейные магнитные аномалии южной части пролива Дрейка. В сб. «Тезисы докладов VIII конференции по вопросам постоянного геомагнитного поля, магнетизма горных пород и палеомагнетизма», ч. 1, Постоянное геомагнитное поле. ИФЗ АН СССР, 1970.

Храмов А.Е., Шолпо Л.Е. Палеомагнетизм. Изд-во «Недра», 1967.

Яновский Б.М. Земной магнетизм. Изд-во Ленингр. ун-та, 1964.

Andel T.H. van, Воwin G.O. Mid-Atlantic Ridge between 22 and 23° north latitude and the tectonics of mid-ocean rises. J. Geophvs. Res., v. 74, No. 4, 1968.

Cann J.R., Vine F.J. An area of the crest of the Carlsberg Ridge: petrology and magnetic survey. Philos. Trans. Roy. Soc. London, A, v. 259, No. 11 099, 1966.

Cox A., Dalrymple G.B., Doell R.B. Reversals of the earth's magnetic field. Scient. Amer., v. 216, No. 2, 1967.

Cox A., Doell R.B. Magnetic properties of the basalt in hole EM-7, Mohole Project. J. Geophys. Res., v. 72, No. 10, 1962.

Dickson G.O., Pitman W.C., Heirtzler J.R. Magnetic anomalies in the South Atlantic and ocean floor spreading. J. Geophys. Res., v. 73, No. 6, 1968.

Dietz R. Continent and ocean basin evolution by spreading of the sea floor. Nature, v. 190, No. 4779, 1961.

Elvers D.J., Mathewson C.C., Kohler R.E., Moses R.L. Systematic ocean surveys by the USC and GSS Pioneer 1961-1963. Coast and Geodet. Surv. Operat. Data Rep.; C. and GSDR-1, 1967.

Ewing M., Ewing J.I. Sediment distribution on the midocean ridges with respect to spreading of the ocean floor. Science, v. 156, No. 3782, 1967.

Griffiths D.H., Riddthough R.P., Cameron H.A.D., Kennet P. Geophysical investigation of the Scotia Arc. Brit. Antarct. Surv. Sci., Rep. No. 46, 1964.

Harrison C.G.A. Formation of anomaly pattern by dyke injection. J. Geophvs. Res., v. 73, No. 6, 1968.

Hayes D.E., Heirtzler J.R. Magnetic anomalies and their relation to the Aleutian arc. J. Geophys. Res., v. 73, No. 14, 1968

Heirtzler J.R., Le Pichon X. Crustal structure of the mid-ocean ridges 3. Magnetic anomalies over the mid-Atlantic ridge. J. Geophys. Res., v. 70, No. 16, 1965.

Heirtzler J.R., Hayes D. Magnetic boundaries in the North Atlantic Ocean. Science, v. 157, No. 3785, 1967.

Heirtz1er J.R., Dickson G.O., Herron E.M. et al. Marine magnetic anomalies, geomagnetic field reversals and motions of the ocean floor and continents. J. Geophys. Res., v. 73, No. 6, 1968.

Herron E., Heirtzler J.R. Sea-floor spreading near the Galapagos. Science, v. 158. No. 3802, 1967.

Hess H.H. History of ocean basins. Petrological studies: a volume in honour of A.F. Buddington (ed. A.E.J. Engel, H.L. James and B.F. Leonard). N. Y. Geol Soc. Amer., 1962.

Isaaks B., Oliver J., Sykes L.R. Seismology and the new global tectonics. J. Geophys. Res., v. 73, No. 18, 1968.

Le Pichon X. Sea-floor spreading and continental drift. J. Geophys. Res., No. 12, 1968.

Le Pichon X, Heirtzler J.R. Magnetic anomalies in the Indian Ocean and sea floor spreading. J. Geophys. Res., v. 73, No. 6, 1968.

Loncarevic B.D., Mason C.S., Matthews D.H. Mid-Atlantic ridge near 45° north. The median valley. Canad. J. Earth -Sci., v. 3, No. 3, 1966.

Matthews D.H., Bath J. Formation of magnetic anomaly pattern of mid-Atlantic Ridge. Geophys. J. Roy. Astron. Soc., v. 13, No. 1-3, 1967.

Morgan W.J. Rises, trenches, great faults and crustal blocks. J. Geophys. Res., v. 73, No. 6, 1968.

Oliver J., Isaaks B. Structure and mobility of the crust and mantle in the vicinity of island arcs. Canad. J. Earth Sci., v. 5, No. 4, 1968.

Ostenso N.A. Geophysical studies in the Greenland sea. Geol. Soc. Amer Bull., v 79 No. 1, 1968.

Peter G. Magnetic anomalies and fracture pattern in the north-east Pacific Ocean. J. Geophys. Res., v. 71, No. 22, 1966.

Pitman W.C., Hayes D.E. Sea-floor spreading in the Gulf of Alaska. J. Geophys. Res., v. 73, No. 20, 1968.

Pitman W.C., Heirtzler J.R. Magnetic anomalies over the Pacific-Antarctic ridge. Science, v. 154, No. 3753, 1966.

Pitman W.C., Herron E.M., Heirtzler J.R. Magnetic anomalies in the Pacific and sea-floor spreading. J. Geophys. Res., v. 73, No. 6, 1968.

Raff A.D. Sea-floor spreading-another rift? J. Geophys. Res., v. 73, No. 12, 1968.

Uyeda S., Vacquier V., Yasui M. et al. Results of geomagnetic survey during the cruise of R/V Argo in Western Pacific 1966 and the compilation of magnetic charts of the same area. Bull. Earthquake. Res. 1st. Tokyo Univ., v. 45, No. 3, 1967.

Vine F.J. Spreading of the ocean floor: new evidence. Science, v. 154, No. 3755, 1966.

Vine F.J., Matthews D.H. Magnetic anomalies over ocean ridges. Nature, v 199. No. 4897, 1963.

Vine F.J., Wi1sоn J.T. Magnetic anomalies over a young ocean ridge off Vancouver island. Science, v. 150, No. 3695, 1965.

Wilson J.T. A new class of faults and their bearing in continental drift. Nature, v. 207, No. 4995, 1965.

Ссылка на статью:

Карасик А.М. Магнитные аномалии океана и гипотеза разрастания океанического дна // Геотектоника. 1971. № 2. С. 3-18.