287
ложенных между точкой наблюдения и поверхностью относимости.
Сохраняется неопределенность в вопросе, на какую глубину относить
избыток масс в аномалиях Буге. В современной литературе решение
ищут, опираясь на данные сейсмики, и избыток масс помещают выше
границы М, получая тонкую и плотную «океаническую» кору. Однако
сегодня становится все более очевидной ошибочность такой интерпре-
тации из-за несовершенства методики морских сейсмических наблю-
дений (см. §3 настоящей главы).
В связи с этим возникает необходимость продолжить поиски такой
редукции, которая заключала бы в себе ясный физический смысл ис-
толкований морских аномалий силы тяжести и позволяла бы более оп-
ределенно решать вопрос о глубине плотностных неоднородностей.
Известно, что все наблюдения ∆g должны быть отнесены к некото-
рой единой уровенной поверхности, для которой определено нормаль-
ное поле. Соблюдение этого условия особенно важно для решения за-
дач геодезической гравиметрии, где условие отсутствия масс вне уро-
венной поверхности является обязательным. Для геологического ис-
толкования аномалии совершенно безразличны вопросы сохранения
общей массы или общее сохранение формы уровенной поверхности.
Здесь главной задачей является установление особенностей распреде-
ления масс в данной области. При наблюдениях на море мы в силу то-
го, что измерения уже выполняются на уровне геоида, получаем пол-
ную аномалию ∆g = g
n
–
γ
0
, не требующую дальнейшей регуляризации.
Сравнение этих аномалий внутри океанического бассейна при одина-
ковых глубинах не вызывает никаких проблем и обеспечивает решение
геологических задач выявления относительной плотностной изменчи-
вости в коре и мантии внутриокеанических областей. Однако как толь-
ко мы начинаем сравнивать морскую аномалию с сухопутной или даже
с аномалией, полученной над шельфом, немедленно возникает про-
блема регуляризации этих наблюдений. Это требование, как мы виде-
ли, обусловлено неэквивалентностью условий наблюдения на суше
(или мелководье) и в котловине. В первом случае консолидированная
кора расположена непосредственно на уровне наблюдения (или близко
к нему), во втором – отодвинута на тысячи метров и отделена слоем
воды с известной плотностью 1,03 г/см
3
и мощностью Н (см. рис. 80).
Этот слой, существенно отличаясь от плотности консолидированной
коры, маскирует реальную плотность лежащей под ним консолидиро-
ванной коры. Но именно плотность последней нас в первую очередь и
интересует. Однако определить ее можно, лишь исключив из наблю-