25
и континентальных областей и попытаемся проинтерпретировать их,
учитывая приведенные выше ограничения.
Наибольший интерес представляет сравнение аномального поля ∆Т
(∆Z) над современными тектонически активными структурами – риф-
товыми 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 эф-
фузивного вулканизма или интрузивного магматизма. Вначале необхо-
димо решить принципиальный вопрос: какой вклад в аномальное поле
дают намагниченные породы, залегающие на больших глубинах,
вплоть до изотермы точки Кюри? С учетом нормального вертикально-
го геотермического градиента в тектонически стабильных областях
океанических котловин и континентальных платформ, а также в текто-
нически активных областях рифтовых хребтов, островных дуг и в аль-
пийском 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 варьиру-
ет в широких пределах, что свидетельствует о весьма разнообразном
температурном режиме в подошве перисферы Земли.
Приведенные данные указывают на то, что толщина магнитоак-
тивного слоя твердой перисферы весьма изменчива и много больше
принимаемой в моделях тектоники плит величины 500 – 2000 м. По-
скольку 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 неболь-
шими значениями теплового потока, равными 5,04⋅10
-6
Дж⋅см
2
⋅с, где
изотерма Кюри лежит на заведомо больших глубинах. Так, статистиче-
ский анализ большого числа наблюдений показал, что интервал изме-
нения мощности магнитоактивного слоя достаточно велик и колеблет-
ся от 10 – 20 км в тектонически активных и до 40 – 60 км в тектониче-
ски стабильных регионах Земли.
Например, картина изменения средней магнитности пород по раз-
резу дна Охотского моря коррелируется с точностью до 15 – 20% с
границами раздела, выделенными по материалам ГСЗ.
Расчет намагниченности производится на каждом уровне транс-
формации по известной формуле: I
i
= ∆T
i
/2
π
, где ∆Т
i
– амплитуда поля
на уровне трансформации. Значение I
i
соответствует некоторой эффек-