Рифтовые хребты

Магнитное поле рифтовых океанических хребтов имеет выраженный аномальный характер на профилях гребневой зоны и рифтовой долины. Интенсивность аномалий DТ здесь достигает 300 – 800 нТ и постепенно уменьшается в сторону флангов (рис. 70, 71).

Рис. 70. Обзорная карта района гидромагнитных

исследований в Гренландской котловине:

1 – магнитная съемка; 2 – магнитный профиль

Рифтовая аномалия на уровне съемки, совпадающем с уровнем моря, чаще всего положительна и имеет сложную интерференционную форму.

При съемках на уровне дна рифтовые аномалии либо сохраняют интерференционную форму, либо распадаются на отдельные знакопеременные аномалии шириной от нескольких сот метров до 2 – 4 км и переменной интенсивностью от 200 до 1200 нТ. В пределах гребневой области шириной до 200 км отмечается чередование зон сильных аномалий с относительно спокойным полем (100 – 200 нТ). Ширина этих аномалий даже на последнем уровне трансформации нередко превышает 10 – 20 км. Наличие таких нераспадающихся аномалий DТ на уровне дна служит указанием на присутствие в гребневой зоне участков магнитоактивного слоя мощностью свыше 5 – 10 км, а также блоков коры – слабо намагниченных и сравнительно однородных. Это подтверждается анализом трансформаций в верхнее полупространство. При этом наблюдаются исчезновение локальных интенсивных аномалий на высотах 1 – 5 км и сохранение длинноволновых аномалий на высотах более 10 км. Под гребневой зоной глубина магнитоактивного слоя местами не превышает 10 км, и, по данным статистической обработки, под флангами хребта мощность магнитоактивного слоя увеличивается до 20 км.

Исчезновение интенсивных коротковолновых аномалий (1 – 4 км) на высотах пересчета 1 – 5 км свидетельствует о том, что образующие их магнитоактивные тела располагаются в самых верхних этажах разреза (на глубине 2 – 4 км) и, видимо, соответствуют молодым магматическим образованиям. Поперечные разломы, секущие рифтовые хребты (так называемые трансформные разломы), характеризуются значительным уменьшением интенсивности поля DТ. Расчет верхних кромок по наиболее дифференцированным аномалиям на последнем (наиболее глубоком) уровне передает глубины, в среднем совпадающие с уровнем дна (табл. X.1).

Приведенные данные являются доказательством довольно большой мощности магнитоактивного слоя под рифтовыми хребтами. Изотерма Кюри испытывает подъем до 10 км от уровня дна в узкой гребневой зоне и погружается на флангах хребтов на глубины свыше 20 км. Все это свидетельствует о дифференцированном строении верхов перисферы рифтовых хребтов. Об этом же свидетельствует и широкий диапазон гипоцентров землетрясений (5 – 33 км), на что мы указывали ранее в связи с рассмотрением вопроса о релаксационных свойствах толщи породы, подстилающей Срединно-Атлантический хребет. Наличие на таких глубинах жестких подвижек блоков свидетельствует о локализации эвтектических камер и разделении их жесткими блоками,

находящимися в условиях сравнительно низкого температурного режима. Это и предопределяет относительно глубокое и сложнодифференцированное расположение подошвы изотермы Кюри, а вместе с ней и толщины магнитоактивного слоя под рифтовыми и остаточными возвышенностями, как в океанических, так и в континентальных областях.

Полосовой характер аномалий гребневой зоны отражает линии глубинных разломов, причем интенсивность поля DТ вдоль них, видимо, пропорциональна возрасту магматических и интрузивных внедрений. Самым молодым из них соответствуют более интенсивные аномалии DТ, и наоборот. Эти разломы отражают билатеральное растяжение свода крупной остаточной возвышенности (каковыми являются рифтовые хребты) вследствие погружения по обе стороны от нее сегментов перисферы. Видимо, не случайна поэтому приуроченность наиболее глубоких впадин к нижним флангам таких хребтов (например, зона абиссальных холмов Атлантического океана с глубинами около 6000 м).

Наличие магматизма и частые землетрясения вдоль рифтовой долины гребневой зоны и отсутствие таковых вдоль субширотных разломов, что находит отражение и в разной интенсивности поля DТ над ними, свидетельствуют о более интенсивном растяжении в субширотных направлениях по сравнению с субмеридиональными. Это и привело к заложению рифтовых разломов, корни которых, возможно, связаны с астеносферой.

Проведенный статистический анализ интервалов широтного сегментирования хребтов показал (Орлёнок, 1980), что преобладающая дистанция между субширотными разломами Восточно-Тихоокеанского и Срединно-Атлантического хребтов составляет примерно 200 – 220 км, т. е. около 20° по меридиану. Это, видимо, критическая кривизна сферы, при которой начинается ее сегментация вдоль меридионального направления при общем полюсном сжатии Земли. Максимальные амплитуды широтных смещений рифтов отмечаются в приэкваториальных областях Земли с постепенным уменьшением сдвигов при удалении к высоким широтам. Высокоширотные участки Восточно-Тихоокеанского, Западно- и Восточно-Индийского хребтов, хребта Гаккеля практически не имеют субширотных разломов.

Таким образом, положительные и отрицательные линейные магнитные аномалии отражают не вертикальную слоистость коры, а весьма сложную гетерогенную ее структуру, представленную напластованием различно намагниченных лав, влиянием косого намагничивания, геометрией самих тел и положением их нижних кромок. Аналогична природа магнитных аномалий в Красном море, Аденском и Калифорнийском заливах, расположенных по простиранию океанического рифта. То же самое относится и к Восточно-Африканским разломам, и к Байкальскому рифту. Интенсивность аномалий DТ во всех случаях зависит от глубинности разломов и их связи с мантийными расплавами. Молодые рифты, не имеющие такой связи, будут характеризоваться меньшей интенсивностью аномалий DТ, и наоборот: зрелые рифты, имеющие такую связь, будут обогащены высокомагнитным материалом вследствие подъема кайнотипных базальтовых лав, что и найдет отражение в увеличении амплитуд магнитных аномалий. Так, слабо аномальное поле Байкальского рифта свидетельствует об отсутствии связи этого разлома с мантией и о молодости самой структуры.