В настоящей статье региональное гравитационное поле над Атлантическим океаном получено путем осреднения по площадям размером 5x5° значений силы тяжести, наблюденных с помощью гравиметров на надводных судах и маятниковых приборов, установленных на подводных лодках. Эти аномалии соответствуют значительно более высоким гармоникам разложения гравитационного поля по сферическим функциям, чем те. которые определяются в настоящее время при изучении орбит искусственных спутников. Корреляция гравитационного поля с особенностями топографии указывает, что для рассматриваемых длин волн преобладает изостатическое равновесие, но часть компенсационных масс должна располагаться значительно глубже 30 км. Кроме того, в верхней мантии существуют нескомпенсированные глубинные неоднородности.
Для сравнения с гравитационными данными, полученными по наблюдениям за спутниками, было выполнено осреднение регионального гравитационного поля по площадям размером 20х20°.
Гравиметрические измерения на надводных судах
В прошлом изучение гравитационного поля океанов основывалось на маятниковых наблюдениях, выполненных на подводных лодках (фиг. 1). Количество маятниковых наблюдений в южной половине Атлантического океана очень мало. Однако в последнее десятилетие гравиметрическая изученность Атлантического океана резко улучшилась в результате непрерывных наблюдений, выполняемых с помощью гравиметров, установленных на надводных кораблях.
Измерения производились в 1961—1967 гг. на судах «Вима» и «Конрад», принадлежащих Ламонтской геологической обсерватории, как в Северной, так и в Южной Атлантике; кроме того, мы использовали результаты измерений, выполненных в Северной Атлантике на корабле «Снеллиус» по программе «Навадо» [9], и некоторые измерения, выполненные Британским адмиралтейством в Южной Атлантике на корабле «Гекла». Материалы надводных съемок и расположение пунктов маятниковых подводных наблюдений показаны на фиг. 1.
Все гравиметрические наблюдения на надводных судах производились гравиметрами «Граф Аскания Gss-2», установленными на гиростабилизированных платформах. Ошибки измерений в основном связаны с влиянием горизонтальных ускорений. Этот источник погрешностей рассматривался Тальвани [11] на примере измерений, выполненных Ламонтской обсерваторией. Поправки за эти погрешности не вводились. Поскольку значения силы тяжести, использованные в данной работе, являются предварительными и еще подлежат коррекции, то не проводилось и детальной оценки точности измерений. Мы полагаем, что погрешность определения аномалий в свободном воздухе, осредненных по площади размером 5X5°, не превышает 10 мгл.
Усовершенствование систем гравиметров, стабилизированных платформ и навигационных систем (см., например, [12]) позволило существенно повысить точность гравиметрических наблюдений на надводных судах (до ~1—2 мгл). С расширением использования этих новейших систем появилась возможность получать значительно более точные гравиметрические карты океанических районов.
Осредненные значения силы тяжести
Осредненные по площадям размером 5х5° аномалии в свободном воздухе для Северной и Южной Атлантики показаны на фиг. 2. Эти аномалии получены на основе гравиметрических измерений, выполненных по определенным маршрутам на надводных судах, а также маятниковых измерений на подводных лодках. Расположение маршрутов судов и маятниковых пунктов показано на фиг. 1. При вычислении осредненных значений маятниковым определениям был приписан вес 10. а гравиметровым определениям — единичный вес. Таким образом, одному маятниковому наблюдению приписывался такой же вес, как непрерывным наблюдениям с гравиметрами, выполненным на участке длиной 40 км.
На гравиметрической карте Северной Атлантики выделяется минимум над западной котловиной океана, интенсивность которого превышает —60 мгл в районе желоба Пуэрто-Рико. Значения силы тяжести на Антильских островах при вычислении осредненных аномалий не учитывались. Сильные положительные аномалии, связанные с этими островами, в случае их учета сделали бы минимум менее выразительным, однако большая площадь, ограниченная изоаномалами —40 и —20 мгл, позволяет считать, что в прибрежных районах западной котловины останутся сильные отрицательные аномалии даже в том случае, если принять во внимание положительные аномалии, связанные с островами. Аномалии над восточной котловиной Северной Атлантики также отрицательны, однако в противоположность западной котловине интенсивность их существенно меньше (значения аномалий изменяются от 0 до —20 мгл). Срединноатлантический хребет к северу от 20° с. ш. характеризуется положительными аномалиями, превышающими 40 мгл в некоторых районах над центральной частью хребта. Южнее 20е с. ш. гравитационные аномалии над хребтом становятся близкими к 0. Отметим также (фиг. 1), что южнее 20° с. ш. Срединноатлантический хребет развит хуже вследствие пересечения его зонами разломов [2].
В Южной Атлантике количество гравиметрических наблюдений значительно меньше, чем в Северной, поэтому гравитационное поле изучено здесь хуже. Как и в Северной Атлантике, в Южпой Атлантике также наблюдается минимум силы тяжести вдоль западной окраины (фиг. 2). Таким образом, зона отрицательных аномалий протягивается вдоль всей западной части океана от Ньюфаундленда до Фолклендских островов, т. е. примерно до 50° ю. ш. Изолиния —60 мгл около 15° ю. ш. и 25° з. д. построена по наблюдениям вдоль одного маршрута и, возможно, является ошибочной. Вследствие отсутствия необходимого контроля изолиния —20 мгл также может быть ошибочной. Не исключено, что ее истинное положение иное, чем показано на схеме. Над срединноокеаническим хребтом в Южной Атлантике выраженные положительные аномалии отсутствуют и нулевая изолиния севернее 30° ю. ш. проходит к востоку от оси хребта. Восточная котловина характеризуется слабыми положительными значениями. В районе Китового хребта аномалии достигают величины +40 мгл. Таким образом, гравитационное поле над Южной Атлантикой, по-видимому, отличается от поля над северной половиной океана. Это отличие выражается в том, что над хребтом не наблюдается больших положительных аномалий, а поле к востоку от хребта существенно положительно. Однако над срединным хребтом между 10° ю.ш. и 30° с. ш. и южнее 40° то. ш. пока еще проведено слишком мало наблюдений. Необходимо выполнить большой объем работ, прежде чем высказанные выше представления о характере поля можно будем считать окончательно установленными.
На многих профилях над системой срединноокеанического хребта наблюдаются относительные максимумы аномалий, а над прилегающими котловинами — минимумы. Небольшое количество данных по Южной Атлантике не позволяет опровергнуть этот общий вывод.
Кроме того, в Северной Атлантике несколько менее половины территории характеризуется значениями от —20 до +20 мгл, в то время как в Южной Атлантике значительно большая часть территории характеризуется значениями, лежащими в этих пределах, а аномалии, интенсивность которых превышает +20 мгл, образуют на юге узкие вытянутые зоны.
Значение регионального гравитационного поля
Мунк и Мак-Дональд [8] впервые отметили, что негидростатические низкочастотные зональные гармоники гравитационного поля Земли не являются результатом совместного эффекта топографии и ее изостатической компенсации. Возникает вопрос, можно ли региональное гравитационное поле (фиг. 2), включающее гармоники значительно более высоких порядков, объяснить гравитационным эффектом топографических и компенсационных масс?
По-видимому, особенно сильно выраженная корреляция между топографией и региональным гравитационным полем наблюдается в Северной Атлантике. Изолиния +20 мгл над Срединноатлантическим хребтом, изолинии —20 и —40 мгл в районе западной котловины и нулевая изолиния в районе восточной котловины хорошо оконтуривают основные топографические особенности. В Южной Атлантике соответствие между топографией и компенсацией выражено менее четко (но и гравитационное поле в этом районе определено с меньшей точностью).
Если бы изостатическое равновесие осуществлялось локально, то можно было бы ожидать, что аномалии в свободном воздухе, осредненные по пятиградусным площадям, будут близки к нулю и не будут коррелироваться с топографией. Очевидно, что в данном случае наблюдается обратное соотношение. Однако не ясно, нельзя ли объяснить наблюдаемые аномалии в свободном воздухе, основываясь на других гипотезах изостазии. Поэтому мы должны рассмотреть гипотезы, которые учитывают как региональность компенсации, так и большие глубины до компенсационных масс.
Кивиойя [6] вычислил совместный эффект топографии и компенсации но гипотезе Эри—Хейсканена (Т = 30), используя осредненные по площадям размером 5x5° значения высот рельефа для всей Земли. Это эквивалентно вычислению региональной топографо-изостатической поправки (фиг. 3). Значения, полученные им для Атлантического океана, показаны на фиг. 3. Изолинии проведены через 20 мгл. Сравнение фиг. 2 и 3 показывает, что введение изостатической поправки (т. е. вычитание значений, приведенных на фиг. 3, из значений, по которым построена фиг. 2) значительно уменьшает, хотя и не исключает полностью, региональные аномалии Северной Атлантики. Введение изостатических поправок в южной половине Атлантического океана уменьшает значения аномалий над западной котловиной, но увеличивает их интенсивность над восточной котловиной. Абсолютные значения аномалий над хребтом увеличиваются севернее 30' ю. ш. и уменьшаются к югу от этой широты.
Средние значения аномалий (без учета знака) составляют 22 мгл в Северной Атлантике и 16 мгл в Южной Атлантике, а после введения изостатической поправки эти значения становятся равными 15 и 16 мгл соответственно. Это означает, что по крайней мере в Северной Атлантике часть осредненных по площадям размером 5x5° аномалий создана изостатическим эффектом. Однако среднее значение аномалии в 15 мгл (без учета знака), получающееся после введения этой приближенной изостатической поправки, едва ли может быть связано со случайным «шумом», так как районы площадью в несколько миллионов квадратных километров имеют аномалии одного знака, превышающие 10 мгл. Таким образом, значительная часть этих аномалий не может быть объяснена влиянием топографии и ее изостатической компенсации (при площадях размером 5X5° и Т = 30 км).
В дальнейшем необходимо установить, не могут ли другие изостатические гипотезы объяснить аномалии в свободном воздухе. В настоящее время нами проводятся детальные вычисления для различных изостатических гипотез. Однако для Северной Атлантики некоторые общие заключения могут быть сделаны при рассмотрении фиг. 2 и 3. Если бы глубина компенсации была больше, то интенсивность совместного влияния топографии и компенсации усилилась бы как для отрицательных, так и для положительных значений этого влияния, показанных на фиг. 3. Поэтому предположение о большей глубине компенсации лучше соответствует аномальному полю, показанному на фиг. 2. Однако различие между полями региональных аномалий в свободном воздухе над западной и восточной частями океана как Северной, так и Южной Атлантики (фиг. 2), особенно четко выраженное минимумом вдоль западного побережья. не устраняется любой разумной изостатической поправкой. Поэтому мы можем сделать предварительное заключение, что изостатическая компенсация осуществляется на больших глубинах в верхней мантии и что существуют, кроме того, глубинные неоднородности в верхней мантии, неизостатические по своему характеру.
Другие геофизические данные также указывают на неоднородность мантии (вариации скоростей Рn и Sn, вариации в глубине и распространении слоя пониженных скоростей в верхней мантии, а также почти равные значения теплового потока па континентальных и океанических территориях, несмотря па тот факт, что континентальная кора содержит более радиоактивные породы, чем океаническая). Кроме того, плотностные неоднородности можно было бы связать и с конвективными движениями, возможно существующими в мантии. Предпринималось несколько попыток найти корреляцию между гравитационным полем, описываемым низшими гармониками его разложения по сферическим функциям, и другими геофизическими параметрами. Когда данные, аналогичные описанным выше, будут получены для всех океанов, то более высокие гармоники разложения гравитационного поля будут определены лучше, что приведет к более плодотворным сопоставлениям.
В предыдущих исследованиях [1, 10, 14, 16], в которых структура коры (или ее полная мощность) определялась по гравитационным аномалиям, обычно предполагалось, что не существует горизонтальных вариаций плотности на глубинах, превышающих 50 км. Признание существования латеральных изменений плотности вещества мантии должно изменить полученные разрезы коры. В общем эти изменения будут незначительными, так как большая часть разрезов коры, полученных сейсмическими методами, оказывается уравновешенной, если использовать соотношения между сейсмическими скоростями и плотностью пород по Нейфу и Дрейку. Кроме того, большие горизонтальные градиенты аномалий Буге не могут быть связаны с очень глубокими плотностными неоднородностями. Однако все эти критерии должны быть рассмотрены более внимательно. Безусловно, связь между скоростями сейсмических волн и плотностью не очень тесная, и даже в случае значительных горизонтальных градиентов аномалий Буге часть этих аномалий может быть вызвана глубинными неоднородностями. В упомянутых выше исследованиях земной коры изменения аномалий Буге составляли 2UU—30U мгл. Региональные аномалии, описанные в настоящей статье, могут достигать 20—30 мгл. Таким образом, по-видимому, около 10% аномалий Буге, которые связывались в предыдущих работах исключительно с изменением глубин до раздела Мохоровичича и с другими неглубокими плотностными неоднородностями, могут быть объяснены вариациями плотности в мантии. Следует отметить, что аномалия около 20 мгл соответствует очень небольшому изменению плотности мантии: аномалию такой величины может вызвать слой мощностью 100 км, имеющий аномальную плотность 0.UU5 г/см3.
Аномалии в свободном воздухе, определенные по спутниковым данным
Каула [4] рассмотрел различные решения для коэффициентов сферических гармоник геопотенциала, полученные путем анализа орбит спутников Земли. На фиг. 4 и 5 показаны аномалии в свободном воздухе, полученные по значениям коэффициентов сферических функций, определенных по спутниковым данным. Мы использовали коэффициенты зональных гармоник (до седьмой степени), данные Каулой (средние значения из четырех решений), и коэффициенты тессеральных гармошек до 12 порядка, полученные Гапошкиным (решение G8 в работе Каулы [4]). Для того чтобы получить аномалии в свободном воздухе, приведенные к международному эллипсоиду, мы исключили значения коэффициентов второй и четвертой зональных гармоник, отвечающие международной формуле силы тяжести, из соответствующих гармоник, полученных по спутниковым данным. При вычислениях нами принято постоянное значение γ(a/r)n = 980 см/сек2 (использовано обозначение Каулы [3]).
Для сравнения спутниковых данных со значениями, полученными при наблюдениях на кораблях, последние были осреднены нами по площадям размером 20X20°. В результате эти данные стали примерно соответствовать полю, описываемому сферическими функциями до девятого порядка, т. е. стали сравнимыми со спутниковыми данными. На фиг. 4 и 5 показаны гравитационные аномалии, полученные по спутниковым данным, а также осредненные по площадям размером 20X20° гравиметровые и маятниковые данные, наблюденные на кораблях и подводных лодках. В Северной Атлантике совпадение их очень хорошее. Более сильные отрицательные аномалии в западной части Северной Атлантики, полученные при осреднении морских наблюдений, частично объясняются тем, что при осреднении не учитывались положительные аномалии. В Южной Атлантике это соответствие выражено хуже. Тем пе менее отрицательные значения над западной котловиной и положительные значения над срединным хребтом и к востоку от него отмечаются как на карте, построенной по спутниковым данным, так и на карте, построенной по морским наблюдениям.
Однако при сравнении фиг. 2. построенной по результатам морских наблюдений, осредненных по площадям размером 5х5°, с фиг. 4 и 5 ясно видно, что на фиг. 2 отражено значительно больше особенностей гравитационного поля. Например, на фиг. 4 и 5 в отличие от фиг. 2 очень слабо заметна связь поля с топографией дна океана. Ясно, что результаты морских гравиметрических съемок было бы очень полезно использовать при изучении высших гармоник гравитационного поля Земли и его связи со строением верхней мантии.
Большая детальность результатов морских гравиметрических съемок иллюстрируется также профилями, пересекающими Атлантический океан с северо-запада на юго-восток (фиг. 6, 7). На них показаны для сравнения результаты морских наблюдений, выполненных гравиметрами на надводном судне, а также аномалии, полученные в результате осреднения морских наблюдений по площадям размером 5х5°; кроме того, показаны аномалии, снятые с карты, построенной по спутниковым данным. Азимут профиля, изображенного на фиг. 6, неудачен для представления данных, полученных по спутниковым наблюдениям. Если бы профиль проходил с северо-востока на юго-запад, то аномалии лучше согласовывались бы между собой.
