ДРЕЙФ МАТЕРИКОВ. ПАЛЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ ОКЕАНОВ

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ АНОМАЛЬНОГО МАГНИТНОГО ПОЛЯ И ГЛУБИНЫ ДНА ОКЕАНА. Инверсии, смена магнитного полюса Земли

МЕТОДИКА КИНЕМАТИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ АНОМАЛЬНОГО МАГНИТНОГО ПОЛЯ ОКЕАНОВ И РЕЗУЛЬТАТОВ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ НА КОНТИНЕНТАХ

Палеомагнитные данные позволяют реконструировать геометрию перемещения литосферных плит и, следовательно, помогают определить местоположения границ литосферных плит, где происходили различные геологические события, чьи следы запечатлены в структуре литосферы планетарных поясов сжатия, как современных, так и отживших. Благодаря развитию палео магнитного метода исследования геофизика приобрела те элементы историзма, которые сделали ее в полном смысле слова составной частью геологии как науки об истории эволюции Земли

С конца 40-х — начала 50-х годов геофизики стали целенаправленно изучать величину и направление вектора остаточной намагниченности ориентированных образцов разновозрастных горных пород, отобранных на различных континентах. В 60-х годах появилась новая модификация палеомагнитных исследований — геоисторическая интерпретация маршрутной и площадной магнитной съемки Мирового океана. Развитие этого направления позволило за 10—12 лет получить каче- ственно новую информацию о возрасте дна и истории эволюции литосферы современного океана.

Принципиальная возможность геоисторической интерпретации аномального магнитного поля океана, т. е. определение возраста дна по рисунку аномалий ЛТа, впервые была показана в 1963 г. Ф. Вайном, Д. Мэтьюзом и Л. Морли . Они правильно объяснили полосчатый и линейный характер магнитных аномалий в океане ( 13) как результат сочетания трех фундаментальных и независимо установленных факторов. Первый — разрастание дна океана, при котором каждая новая порция мантийных дифференциатов, застывая в рифтовой трещине, намагничивается под влиянием главного маг- иитного поля, а затем, «припаиваясь» к дивергентным краям двух плит, разрывается примерно посредине. Второй — изменение полярности главного магнитного поля. Оно происходит достаточно быстро за первые тысячи лет, а один и тот же знак геомагнитного поля сохраняется на протяжении нескольких десятков и сотен тысяч лет.

Осредненное за такое время главное магнитное поле Земли (геомагнитное поле) может быть с хорошим приближением описано полем теоретического магнитного диполя, направленного по оси вращения и расположенного практически в центре нашей планеты. Наконец, третий факт, важный для геоисторической интерпретации аномального магнитного поля океана, — это существенное преобладание у пород океанической коры остаточной намагниченности (приобретенной в момент их образования в рифтовой трещине) над индуктивной, обусловленной воздействием современного геомагнитного поля.

Итак, сущность разгадки причины образования полосчатого аномального магнитного поля океана, симметричного относительно рифтовой оси, состоит в следующем. В процессе разрастания морского дна магма, поднимаясь в рифтовой трещине и застывая, образует новые порции океанической литосферы. По мере остывания поднявшийся к поверхности мантийный расплав проходит через температуру Кюри, и после этого новорожденная океаническая литосфера намагничивается в прямом или обратном направлении по отношению к современному полю в зависимости от направления главного магнитного поля в момент ее застывания. Таким образом, новообразованная кора приобретает остаточную намагниченность, направление которой определяется геомагнитным полем во время ее рождения. Но практически сразу после рождения, едва успев остыть, новая порция океанической литосферы разрывается посредине, наращивая каждый из дивергентных краев двух плит. Когда направление геомагнитного поля меняет свой знак, порции новорожденной в рифтовой трещине коры, остывая, приобретают остаточную намагниченность, обратную по отношению к обрамляющим участкам.

Таким образом, благодаря инверсиям главного магнитного поля создается различие в направлении первичной термоостаточной намагниченности океанической коры, которое сохраняется при ее последующих перемещениях в составе литосферных плит по 'поверхности Земли. Следовательно, океаническую кору можно рассматривать как магнитоактивный слой, в первом приближении состоящий из последовательности прямо и обратно (по отношению к современному полю намагниченных тел, вытянутых параллельно рифтовой трещине и симметричных относительно нее. В каждом конкретном случае ширина полосы аномального поля Л Та океанического дна определяется как произведение линейной полускорости раскрытия рифтовой трещины на интервал времени, в течение которого геомагнитное поле сохраняет одинаковую полярность.

Весьма важное свойство дивергентной границы океанических литосферных плит — это симметричное образование новой океанической литосферы по разные стороны от нее. Но из теории магниторазведки известно, что в общем случае симметричное наращивание океанической литосферы не должно сопровождаться абсолютной симметрией магнитных аномалий, хотя генеральная симметрия проявляется. Истинная форма каждой единообразно намагниченной области океанического дна достаточно сложна из- за различных динамических и термических условий ее образования в природе ( 14).

Закономерные особенности аномального магнитного поля океана, обусловленные направлением простирания дивергентной границы плит и ее географической широтой, хорошо известны геофизикам, и теоретическое поле Л Га может быть рассчитано для различных моделей. Гео историческая интерпретация аномального магнитного поля океана на практике обычно осуществляется путем сравнения наблюдаемого поля Л Та с рассчитанным теоретически.

При вычислении теоретических профилей геофизики задают: во-первых, наиболее вероятное направление простирания дивергентной границы плит; во-вторых, среднюю географическую широту, на которой происходит разрастание; в-третьих, среднюю полускорость раскрытия рифтовой трещины; в-четвертых, шкалу времени инверсий главного магнитного поля Земли. Кроме того, вычисление модели поля Л Та каждого одинаково намагниченного блока океанической коры проводится для некоторых заданных глубин его верхней и нижней границ, а также эффективной намагниченности. Рассчитанную при этих условиях теоретическую аномалию сравнивают с наблюдаемой кривой ЛТа. Эта наблюдаемая кривая по сравнению с теоретической (последнюю при условии справедливости исходных положений можно рассматривать как эталон «полезного сигнала»), как правило, в большей или меньшей степени искажена «шумом». Источниками этого «шума» могут быть: вариации рельефа магнитной поверхности дна, не учтенные моделью; отличие реальных магнитных тел от двумерных, что особенно существенно близ зон трансформных разломов; неучет вариаций полной намагниченности, а также и погрешности измерения и обработки результатов гидромагнитной съемки.

Главный итог всей мировой гидромагнитной съемки, проведенной за последние 15 лет, — это доказательство принципиальной справедливости определения возраста дна Мирового океана по характеру аномального магнитного поля.

Первая шкала времени палеомагнитных инверсий была построена в 1968 г. в Ламонтской геологической обсерватории Дж. Хейртцлером и другими для всего кайнозоя и для самого позднего мела (до 75—80 млн. лет) по аномальным зонам Южной Атлантики. Заметим, что даже в случае самой быстрой скорости разрастания дна эталонная палеомагнитная шкала, полученная по данным морской магнитной съемки, будет неизбежно срезана со стороны высоких частот. Действительно, съемка, проведенная с поверхности океана, имеет среднюю высоту около 4 км над магнитоактивным слоем и может зафиксировать аномалии от пластов, имеющих ширину в крест простиранию порядка нескольких километров. Из-за неучтенных изменений в скорости раскрытия рифтовых трещин первая кайнозойская палеомагнитная шкала инверсий была получена с погрешностью 10—15%.

Благодаря глобальности и быстроте смены знака главного магнитного поля Земли (характерное время одной инверсии — несколько тысяч лет) разработанная на основании гидро- магнитной съемки абсолютная шкала времени смены знака геомагнитного поля может быть с успехом использована для стратиграфии кайнозойских и позднемезозойских отложений не только на дне океана, но и на суше. Поэтому остановимся подробнее на рассмотрении точности этой шкалы ( 16). Анализ результатов проведенных исследований позволяет считать, что точность абсолютной шкалы времени прямой и обратной полярности главного магнитного поля Земли для ближайших к нам 10 млн. лет составляет 3—4%. В интервале времени от 10 до 75 млн. лет пока нельзя исключать вероятности отдельных погрешностей, близких к 10%.

Сравнение последнего варианта кайнозойской шкалы времени инверсий геомагнитного поля с другими, в которых для коррекции ламонтской шкалы также были использованы биостратиграфические результаты глубоководного бурения, позволяет считать, что среднеквадратическая погрешность в интервале от 10 до 75 млн. лет близка к 6—7% наибольшее расхождение (до 10—12%) выявлено для позднего палеоцена — раннего эоцена.

Построенная на основании геоисторического анализа поля А Та океана (конечно, с учетом результатов глубоководного бурения) палеомагнитная шкала инверсий мелового и поздне- юрского времени менее детальна и менее точна, чем кайнозойская. Трудность проблемы построения мезозойской шкалы заключается в том, что в юрское и меловое время имели место два длительных периода прямой полярности, которые и обусловили зоны спокойного магнитного поля Мирового океана.

Первая схема возраста дна океана была составлена по советским и опубликованным зарубежным геофизическим данным в 1972 г. (Ушаков, Федынский, Шабалин, 1972). Затем была опубликована карта возраста дна Мирового океана (Pitman, Larson, Herron, 1974). Эта карта, а также данные, полученные советскими исследователями в Арктическом бассейне (Ка- расик, 1974), позволили представить современную карту возраста дна Мирового океана ( 17). С учетом масштаба карты и точности исходной информации были выделены области дна, образованные в плейстоцене и плиоцене (0—6 млн. лет), в миоцене (возраст коры 6—21 млн. лет), в оли- гоцене (21—37 млн. лет), в эоцене (37—59 млн. лет), в палеоцене (69—65 млн. лет), в позднемеловое время (65—100 млн. лет), в раннеме- ловое (100—135 млн. лет) и поздне- юрское (135—160 млн. лет) время. Таким образом, результаты геоисторического анализа аномального магнитного поля океана, проверенные и дополненные биостратиграфическими результатами глубоководного бурения, позволили получить представление о наиболее важных событиях и основных геометрических закономерностях формирования дна впадин Атлантического, Индийского и Тихого океанов.

Существенная отличительная особенность разрастания дна Атлантического и большей части площади Индийского океанов по сравнению с Тихим заключается в том, что разрастание этих молодых океанических впадин пространственно достаточно жестко связано с перемещением обрамляющих их материков. Поэтому, восстанавливая по полосовым магнитным аномалиям картину конечной относительной кинематики разрастания отдельных бассейнов в пределах каждой из этих впадин, можно тем самым описать и геометрию относительного конечного перемещения тех пар материков, которые входят в состав литосферных плит по разные стороны от общей рифтовой оси. Благодаря возможности совмещения одновозрастных линейных магнитных аномалий можно представить геометрические очертания каждой из этих молодых океанических впадин в любой момент геологического времени их развития в прошлом, но при одном очевидном условии, что магнитные аномалии достаточно уверенно выделены. Для литосферы Тихого океана, которая погружается под обрамляющие его материки и островные дуги, можно реконструировать лишь геометрию разрастания океанической литосферы в рифтовой трещине.

В настоящее время благодаря геофизическому анализу поля ЛТа известно, что первая океаническая кора современного Атлантического океана образовалась в раннеюрское время (около 160—170 млн. лет назад) в результате откола Северо-Американского материка от Африканского и разделения Пангеи на Гондвану и Лавразию. Также благодаря геоисторическому анализу аномального магнитного поля океана, подтвержденному данными глубоководного бурения, теперь хорошо известно, что раскол Гондваны произошел на границе юрского и мелового времени, когда Индостан откололся от Африки и от современной Восточной Антарктиды. Последняя в свою очередь откололась от Африки и Южной Америки, а эти современные материки разделились между собой. Ведь возраст самой древней океанической коры в Южной Атлантике и Индийском океане не превышает 120—130 млн. лет.

Самая молодая, недавно рожденная океаническая впадина — это Калифорнийский залив; Калифорнийский полуостров отделился от Мексики всего несколько миллионов лет назад. Впадина Красного моря древнее Калифорнийского залива, но скорость ее разрастания невелика, а скорость накопления осадков значительна, поэтому в Красном мор е типичные океанические полосовые магнитные аномалии установлены линь в приосе- вой зоне. В этом отношении Красное море может служить хорошим примером того, как в условиях быстрого осадконакопления на начальной стадии раскрытия океанической впадины могут формироваться в пределах континентального подножия зоны спокойного аномального магнитного поля, даже когда главное геомагнитное поле инверсирует достаточно часто.

Вся океаническая литосфера в полярной и субполярной областях Атлантики образовалась в кайнозое, ибо только в самом позднем мелу Гренландия начала откалываться от С езер- ной Америки и от Европы. В кайнозое нынешний подводный хребет Ломоносова оторвался от современного арктического склона Европы и, удаляясь, привел к образованию Евразийской котловины (Нансена — Амундсена) в Северном Ледовитом океане, которая разрастается до сего времени. Только для Канадской котлозины Арктического бассейна пока ке получено достоверных результатов геоисторической интерпретации аномального магнитного поля.

Для приближенных оценок возраста океанической коры при условии небольшой толщины. осадочного слоя (0,5 км) можно использовать среднюю глубину дна океана. Действительно, начиная с работы Кс. Ле Пи- шона многими исследователями была проверена справедливость эмпирического соотношения, связывающего глубину дна с его возрастом. В настоящее время можно считать установленным, что в интервале от 0 до 70 млн. лет глубина дна океана увеличивается по мере удаления от рифтовой трещины пропорционально корню квадратному из возраста океанической коры. Эту эмпирическую зависимость можно представить достаточно наглядно, откладывая по горизонтальной оси не величину возраста t, а величину tm\ тогда увеличение глубины дна от 0 до 70 млн. лет с хорошим приближением аппроксимируется прямой линией ( 18).

Как показывают теоретические модели (Сорохтин, 1973), характер увеличения толщины океанической литосферы с возрастом в первом приближении также пропорционален tm и увеличение глубины дна есть прямое следствие сжатия мантийного вещества литосферы при его остывании по мере старения и удаления от рифтовой трещины. Увеличение глубины дна и толщины океанической литосферы с возрастом — два следствия одного и того же процесса — остывания. В самом первом приближении эмпирическая формула изменения глубины дна h в функции возраста литосферы для интервала времени 0=^*^70 млн. лет имеет вид: h(t) = 2,5 + 0,35*^2, где h — глубина в километрах; t — время в миллионах лет. Толщина литосферы Н того же интервала времени определяется формулой: H(t) =Н0 + Ktm, где.Я — толщина литосферы в рифтовой трещине. Как свидетельствуют эмпирические данные, она несколько варьирует в зависимости от линейной скорости разрастания: при быстрой скорости" спре- динга Н0 несколько меньше, при медленной — больше, а в среднем Н0 близка к 5 км. Величина К, рассчитанная теоретически, в зависимости от принимаемых параметров литосферы (температура плавления и кристаллизации, удельная теплоемкость и теплопроводность) варьирует от 7 до 9,5. Поэтому средняя теоретическая формула изменения толщины океанической литосферы в интервале времени 0sS £^ 70 млн. лет имеет вид: Н= 5х St1/2, где Н дается в километрах, a t — в миллионах лет.

Причина изменения характера увеличения глубины дна с возрастом, когда последний превышает 70— 80 млн. лет, пока не имеет однозначного объяснения. Одна из возможных гипотез — это уменьшение содержания расплава в астеносфере по мере удаления от рифтовой трещины. Эмпирическая зависимость h(t) для £>70 млн. лет имеет вид: h(t) = 6,4—3,2exp (t/63), где h в километрах, а / в миллионах лет. Для очень грубых оценок при палеореконструк- циях можно принимать, что h >6 км, если £>100—120 млн. лет. При этом, как свидетельствует анализ эмпирических данных, при t > 80 млн. лет осред- ненные глубины отклоняются от эмпирической кривой на первые сотни метров. Это может быть обусловлено различной толщиной осадочного слоя, различной средней плотностью мантийного вещества и, как следствие, структурой астеносферных течений.

Гораздо больше разброс средних глубин в районе гребня рифтовых хребтов; в частности, в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта глубина варьирует от 4—4,5 км до нескольких сот метров, а в районе Исландии она выше уровня океана. Изменяется средняя глубина гребня хребта и в зависимости от возраста океанического бассейна. В молодых океанических впадинах, в которых океаническая литосфера начала образовываться менее 20 млн. лет назад, глубина гребня — 1,8 км, а если бассейн имеет возраст более 150 млн. лет, то глубина гребня хребта в нем около 3 км. Сравнительно малые глубины осевой зоны в очень молодых океанических впадинах получают объяснение с помощью модели восходящих мантийных потоков. Если под воздействием такого потока происходит образование и развитие новой океанической впадины, то из-за меньшей средней плотности мантии в пределах такого потока и глубина осевой зоны, и зависимость h(t) в целом для бассейна будет меньше, чем средняя.

Модель восходящего потока позволяет объяснить и аномально высокий рельеф осевых зон, например в Исландии и на Галапагосских островах. Аномально большие глубины осевых рифтовых зон (h >4,0 км) до некоторой степени обусловлены влиянием трансформных разломов, а также динамикой нарастания океанической литосферы на дивергентных границах плит. Кроме того, существенное осложнение в рельеф дна (и в осевых зонах, и на флангах хребта) вносят цепочки подводных вулканических гор как из-за аномальной толщины коры, так и из-за прогибания океанической литосферы под тяжестью вулканической надстройки (Ушаков и др., 1979). Поэтому области подводных гор были исключены при выводе эмпирической зависимости глубины дна от его возраста. Естественно, что объяснение генерального изменения глубины дна в функции возраста коры с позиции тектоники плит является фундаментальным достижением новой теории и ее развитие требует теперь объяснения намеченных отклонений от средней зависимости h(t).