Океанология, 2023, T. 63, № 6, стр. 987-999

ВВЕДЕНИЕ

Восточно-Индийский хребет (ВИХ) в рельефе дна восточной части Индийского океана является самым протяженным асейсмичным хребтом Мирового океана и самым большим линейным океаническим поднятием. ВИХ протягивается более чем на 5.5 тыс. км почти строго в меридиональном направлении вдоль 90° в.д., поэтому его еще называют Хребтом Девяностого градуса (Ninetyeast Ridge).

Основные геолого-геофизические данные, на которых основаны современные представления о строении и природе Восточно-Индийского хребта, были собраны в 70–80-е гг. прошлого века. В тот период здесь выполнялись регулярные рейсы отечественных и зарубежных научно-исследовательских судов. Геофизическая съемка в этих рейсах выполнялась вдоль протяженных региональных профилей. Площадная съемка выполнялась только на небольших участках хребта в районе глубоководных скважин [19, 33, 34] и очень редко на специальных полигонах [3, 13]. При этом использовалась аналоговая аппаратура. Полученные данные обрабатывались вручную, а точность астрономической навигационной привязки данных была невысока.

Позже дополнительные фактические данные были получены на Восточно-Индийском хребте в редких единичных экспедициях [7, 22]. По этой причине новые выводы о строении ВИХ в большой степени стали основываться на результатах анализа спутниковых данных и математического моделирования [например, 24, 30]. Все эти материалы обеспечили общее представление о структуре ВИХ в целом, выявив его сильную морфологическую изменчивость и неоднородность глубинного строения вдоль простирания [11]. Глубоководное бурение однозначно показало, что ВИХ имеет вулканическую природу и его возраст закономерно омолаживается в южном направлении от позднего мела (~80 млн. лет, скв. 758) до позднего эоцена (~40 млн. лет, скв. 254).

История формирования Восточно-Индийского хребта связана с многоэтапной позднемеловой–кайнозойской эволюцией восточной части Индийского океана. В процессе его изучения было сделано множество предположений о природе и эволюции хребта, которые уточнялись по мере получения новых геолого-геофизических данных [11]. В настоящее время наиболее признанной является гипотеза “следа горячей точки”, которая предполагает формирование Восточно-Индийского хребта под воздействием мантийного плюма Кергелен в пределах древней спрединговой зоны хребта Вартон вблизи гигантского трансформного разлома [15, 23]. Однако многие положения этой гипотезы остаются дискуссионными.

В изучении рельефа дна ВИХ можно выделить два этапа. На первом этапе вдоль редких одиночных профилей осуществлялась батиметрическая съемка с однолучевыми эхолотами, по результатам которой строились карты рельефа дна хребта [например, 3, 4, 6], которые передавали общие представления о его неоднородной по простиранию морфологии. Севернее ~10° ю.ш. ВИХ расчленен впадинами относительной глубиной 3–5 км и выглядит как цепочка отдельных массивов, в то время как остальная его часть выглядит относительно монолитной массивной. На втором этапе, когда начала осуществляться площадная съемка акваторий методами спутниковой альтиметрии, эти представления подтвердились и уточнялись по мере сгущения спутниковых маршрутов. Еще больше деталей о рельефе дна ВИХ принесла батиметрическая съемка с многолучевыми эхолотами. К сожалению, пока такой съемкой покрыты небольшие участки хребта [8, 22, 28], тогда как в целом его рельеф, по-прежнему демонстрирует спутниковая карта [11]. Еще в большей степени это относится к изучению аномального магнитного поля (АМП) ВИХ. До сих пор представления о его АМП основаны на редких одиночных профилях судовой магнитной съемки [например, 1, 16].

На участке ВИХ в районе скв. 758 в 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” в 2017 г. была выполнена площадная геофизическая съемка (батиметрия с многолучевым эхолотом, сейсмоакустическое профилирование и магнитная съемка) на полигоне 1 (рис. 1) [10]. В этой статье подробно рассматриваются полученные в этом рейсе данные, которые существенно дополнили и уточнили особенности рельефа дна и морфологии северного сегмента хребта, а также впервые выявили детали структуры его АМП. При построении использованы также данные, полученные на этом участке в рейсе KNOX06RR И/С “Роджер Ревелл” в 2007 г. [7].

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Комплексные геофизические исследования северного сегмента ВИХ на полигонах были начаты в рейсе KNOX06RR И/С “Роджер Ревелл” в 2007 г. [8, 28] и продолжены в 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” [9, 10]. В первом рейсе, где основной целью был выбор точки драгирования, съемка на полигоне 1 выполнялась по нерегулярной сетке вдоль косых разно ориентированных профилей на скорости судна 13 узлов, кроме 2 широтных и 3 меридиональных профилей (6 узлов) (рис. 2б). В 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” съемка на полигоне 1 выполнялась, во-первых, по регулярной сетке широтных (6) и меридиональных (7) профилей с межгалсовым расстоянием ~10 км (рис. 2б) и, во-вторых, на меньшей скорости – 9 узлов. Общий объем съемки в этом рейсе составил около 475 миль.

Батиметрия. В обоих этих рейсах впервые для северного сегмента Восточно-Индийского хребта на полигонах была выполнена детальная батиметрическая съемка с многолучевым эхолотом (мультибим). Полигон 1 размерами ~55 × 65 км расположен в осевой части хребта в районе скв. 758 (рис. 2а).

Высокоразрешающая многолучевая батиметрия в рейсе KNOX06RR И/С “Роджер Ревелл” выполнена с 12 kГц мультбимом Kongsberg Simrad EM120. В зависимости от глубины дна обеспечивалось перекрытие в полосе 10–30 км. В 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” батиметрическая съемка выполнена с судовым многолучевым эхолотом ATLAS HYDROSWEEP DS-2. Полученные в двух рейсах данные обеспечили полное покрытие полигона 1 площадной батиметрической съемкой, позволяя подробно отобразить океанское дно исследованного участка хребта и построить детальную карту его рельефа дна (рис. 2а, 3).

Магнитная съемка. Основой для интерпретации аномального магнитного поля полигона 1 послужили данные геомагнитных съемок, полученные c участием авторов в рейсе KNOX06RR И/С “Роджер Ревелл” (2007) [7] и 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” (2017) [10], а также имеющиеся доступные международные данные [25]. Общий объем обработанных материалов составил 2117 км модульных и градиентометрических съемок. В рейсе KNOX06RR прецизионная градиентная магнитная съемка выполнялась с магнитометром Sea Spy. Первая гондола буксировалась на удалении от кормы судна на расстоянии 350 м, вторая через 100 м от нее. В рейсе 42 АБП магнитная съемка выполнена с магнитометром MPMG-4, являющимся оригинальной разработкой Лаборатории геофизических полей ИО РАН. Гондола магнитометра буксировалась с помощью специального немагнитного кабеля за кормой в кильватерной струе на удалении от судна 250 м. Применение разработанного нами программного комплекса обработки морских магнитных данных “MATROS-IV” позволило успешно объединить всю эту разрозненную информацию и получить кондиционный материал для дальнейшей геолого-геофизической интерпретации. Среднеквадратическая ошибка съемки, оцениваемая по 345 точкам пересечения галсов, составила на полигоне 6.5 нТл – весьма малая величина для открытых океанских акваторий. С использованием всех данных магнитной съемки построена детальная карта аномального магнитного поля полигона 1 (рис. 2б).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Рельеф дна. Детальная площадная батиметрическая съемка с многолучевым эхолотом по равномерной регулярной сетке широтных и меридиональных галсов на полигоне 1 в 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” существенно дополнила представления о рельефе этого участка северного сегмента ВИХ. На батиметрической карте полигона 1 (рис. 2а, 3), построенной по результатам этой съемки и съемки рейса И/С “Роджер Ревелл”, наглядно отражены основные контрастные морфоструктуры этого участка хребта. Полигон 1 охватывает юго-восточную окраину одного из больших вулканических массивов [28] или эшелонированных тектонических блоков северного сегмента ВИХ [3, 12] и узкий перешеек в центральной части глубокой депрессии, соединяющий в виде своеобразного “моста” соседние большие вулканические массивы (рис. 1).

Вершинная поверхность блока находится на глубинах 2750–2900 м и представляет собой выровненную покровом осадков слабоволнистую равнину (рис. 3). В наиболее высокой ее части (северо-запад полигона) широкие ложбины северного простирания разделяют вершинную поверхность на субмеридиональные гряды относительной высотой до 100 м. На восточном склоне блока на глубинах около 3100 м находится широкая ступень, выровненная покровом осадков. Нижняя часть склона на глубинах более 3100 м крутая и ступенчатая, на отдельных участках его крутизна до 40°. В центральной ее части вдоль края ступени протягивается узкий гребень, обрывающийся в котловину крутым уступом (свыше 60°). Подножье склона узкое, крутизна его здесь уменьшается до 4°–10° и переходит в плоское дно котловины с глубинами около 3850 м.

Ступень восточного склона ограничена с севера и юга ложбинами СЗ–ЮВ простирания, глубина вреза которых в нижней части склона доходит до 200 м, а в верховьях – до 50 м. Две ложбины подобного простирания прослеживаются и в центре ступени, но только в верхней части склона и на вершинной поверхности, образуя фестончатый рисунок изобат. На дне котловины на их продолжении прослеживаются уступы. Южная ложбина, наиболее крупная, также имеет СЗ–ЮВ простирание (310°–320°) и прослеживается вниз по склону от глубин 2900–3000 м до 3300–3400 м. Она ограничивает седловину между двумя блоками хребта и отделяет от дна котловины несколько поднятий относительной высотой до 200 м (рис. 4).

Наиболее крупное поднятие относительной высотой более 350 м находится в прилегающей к перешейку (“мосту”) котловине Вартон. Оно имеет асимметричную форму с крутым западным склоном ЮЗ–СВ простирания. Вместе с гребнем на краю ступени оно отграничивает участок котловины ромбовидной формы. Ограничивающие его формы рельефа относительно небольшого размера, но ярко выражены в магнитном поле и названы “врата” котловины (рис. 2а).

Большая часть полигона 1 расположена в широкой глубокой впадине, отделяющей северный массив/блок от следующего к югу массива/блока (рис. 1). ЮЗ–СВ простирание впадины четко подчеркивается крутыми уступами ее северного и южного склонов с азимутом ~55° и ~35° соответственно. Они определяют грабенообразную форму впадины, расширяющейся от ~30 км на северо-востоке в котловине Вартон до ~50 км на юго-западе в Центральной котловине. Эта грабенообразная форма более четко проявляется в северо-восточной части впадины с крутыми склонами, которая является фрагментом дна котловины Вартон, чем в юго-западной части, являющейся фрагментом дна Центральной котловины из-за более пологих склонов (рис. 5).

Центральная поднятая часть впадины с глубинами 3150–3200 м образует седловину между двумя блоками хребта. Склоны этой седловины круто обрываются в прилегающие участки впадины. Глубины к западу от хребта в Центральной котловине более 3580 м, а к востоку в котловине Вартон более 3850 м. Интересно, что южный край этой седловины четко ограничен крутым склоном прилегающего с юга большого блока. Его северным краем является дугообразный узкий хребет (“Восточный хребет”, рис. 2а) с глубинами 2400–2500 м и относительной высотой до 900 м, протягивающийся вдоль южного борта седловины. Этот вулканический гребень на краю южного блока, описанного ранее [4], отмечает образование седловины, разделяющей блоки хребта. Северный край седловины никак не выражен, и она выглядит как естественное продолжение северного большого блока. Депрессии и уступы запад-северо-западного простирания являются наиболее выразительными отрицательными формами в пределах седловины. Эти формы отчетливо выявляются и на морфологической схеме, составленной с помощью программы анализа данных SAGA-GIS [27].

В центральной части седловины возвышаются две подводных горы (рис. 2а, 3). Северная из них имеет овальную форму с длинной осью, вытянутой с ЗСЗ на ВЮВ, глубина вершины менее 2450 м. Крутой западный склон высотой более 700 м обрывается к дну котловины. Северный и южный склоны ниже (высотой около 450 м), северный склон представляет собой крутой уступ высотой более 250 м, подножье которого образовано ступенью с глубинами около 2600 м. С севера она ограничена крутым уступом высотой около 250 м ЗСЗ–ВЮВ простирания. На продолжении этого уступа по простиранию через всю седловину между блоками ВИХ прослеживаются отдельные небольшие впадины и поднятия. Южный склон северной горы более пологий, его подножье переходит в широкую ступень с глубинами около 2900 м. Южнее на этой ступени протягивается узкий гребень высотой 200–250 м. Он отделен узкой ложбиной ЗСЗ–ВЮВ простирания от южной горы относительной высотой около 400 м. Подобная узкая ложбина ограничивает южную гору с юга, а параллельная ей ложбина выделяется еще южнее на дне котловины. На сейсмическом профиле видно, что эти ложбины представляют собой асимметричные узкие депрессии с крутыми бортами и более крутым северным склоном.

Аномальное магнитное поле. Общим свойством АМП на полигоне 1 в северном сегменте ВИХ является его слабая корреляция с рельефом дна. Здесь наблюдаются интенсивные локальные аномалии как приуроченные к локальным структурам рельефа дна и фундамента, так и явно с ними не связанные. Основной массив хребта не везде четко отражается в АМП, что хорошо иллюстрирует рис. 2б.

Магнитные аномалии на полигоне 1 представлены обычно парами сопряженных экстремумов разного знака, несколько вытянутых в субширотном и северо-восточном направлении. Наиболее выразительные аномалии приурочены к основным морфоструктурам полигона – двум подводным горам в центральной седловине, локальным вытянутым поднятиям (“врата” и “Восточный хребет”) в восточной половине полигона (рис. 2). К этому небольшому линейному поднятию в самой юго-восточной части полигона приурочена цепочка слабых (до100 нТл) положительных и отрицательных аномалий, вытянутых в северо-восточном направлении.

Наиболее интенсивные аномалии наблюдаются над северной подводной горой, над ее северным склоном и прилегающей частью массивного северного блока ВИХ, над северной и южной частью “ворот” и над массивной частью южного блока ВИХ на юго-востоке полигона 1. Зоны наибольших градиентов совпадают с центрами этих объектов. Все отмеченные аномалии имеют характерную форму для объектов, образовавшихся в южном полушарии в эпоху нормальной полярности магнитного поля Земли (МПЗ) – отрицательная аномалия на юге сопряжена с положительной на севере. Исключение составляет наиболее выраженная по амплитуде и пространственным размерам аномалия над северной горой. Здесь, наоборот, положительная аномалия на юге сопряжена с отрицательной на севере. Это с большой вероятностью указывает на образование источника этой аномалии в южном полушарии в эпоху обратной магнитной полярности МПЗ.

Результаты палеомагнитного изучения образцов скв. 758 ODP, расположенной в пределах полигона 1, демонстрируют большую однородность этих данных по наклонению остаточной намагниченности, среднее значение составляет около –60° [29]. Близкая оценка получена нами при решении обратной задачи в целом для полигона 1 в предположении однородной намагниченности слагающих его пород: наклонение –64° и склонение +24°. Палеоширота образования всего комплекса в среднем составляет 46° ю.ш. Поскольку источник “главной” магнитной аномалии над северной подводной горой на полигоне 1 отличается от остальных обратной магнитной полярностью, нами была построена “принципиальная” магнитная модель для этого фрагмента карты АМП. Исходное АМП для всего полигона предварительно было пересчитано вверх на 5 км — это существенно ослабило влияние на подбор модели соседних источников и неоднородностей намагниченности. В качестве модели было интерактивно подобрано цилиндрическое тело с неправильной формой верхней и нижней граней, размерами 18 × 19 км, залегающее в диапазоне глубин 3–7 км от уровня моря (0.5–4.5 км ниже дна), намагниченное в направлении 50° по наклонению и 170° по склонению (обратная магнитная полярность для южного полушария) (рис. 2, 6). Объект имеет намагниченность 1.78 А/м. Она близка к измеренной в образцах скв. 758 ODP [29], но имеет противоположное направление (рис. 6). Подобранная модель хорошо соответствует наблюденному магнитному полю, особенно отчетливо это демонстрируется на контрольном профиле АВ, проходящем через вершину северной подводной горы и экстремумы магнитной аномалии (рис. 6б, г). Были также подобраны эквивалентные по полю источники для наиболее характерных магнитных аномалий для других структур полигона 1: южной подводной горы, ее восточного склона, пары островершинных линейных поднятий (“врата”) и центральной части “Восточного хребта” (рис. 2). Для всех этих объектов было рассчитано положение и магнитный момент эквивалентного диполя, аппроксимирующего приуроченные к ним локальные магнитные аномалии [2]. Полученные оценки направления намагниченности для всех этих объектов использовались в качестве начальных приближений и ограничений при решении задачи векторной трехмерной инверсии по определению намагниченности на полигоне 1. Для всех объектов такие оценки направления намагниченности были существенно ближе к горизонтальному направлению. Они лежат в интервале –15°…–35°, что соответствует образованию структур во время прямой магнитной полярности в тропической зоне южного полушария.

Для палеомагнитного анализа отдельных аномалий ∆T_a методом магнитных моментов также использовались рассчитанные аномалии по осям координат ∆X, ∆Y, ∆Z, а для геолого-геофизической интерпретации – решение общей геолого-структурной задачи по полю ∆T_a в векторной постановке [5]. Для нахождения векторной намагниченности по магнитным аномалиям ∆T_a и рельефу использовались 2D-технологии инверсии магнитных аномалий, применявшейся нами для расчета скалярной эффективной намагниченности разрезов [14]. В стабилизирующий функционал мы добавили взвешенную сумму отклонений искомых векторов намагниченности от заданных направлений. В определенном смысле наш способ обобщает хорошо известный метод Паркера для нахождения намагниченности подводных гор [26]. Мы, однако, не постулируем наличие некоторого единственного “среднего” направления намагниченности внутри тела горы, а априорно фиксируем несколько таких направлений, в том числе и противоположно направленных, для конкретных областей рельефа.

Трехмерная постановка задачи резко увеличила ее размерность – для полигона 1 число определяемых параметров составило 27 900 (размер элементарного блока равнялся 1.4 × 1.4 км) при задании массива исходного поля по гриду в 70 020 точках. При таких размерах матрицы (прямой) задачи и сопоставимом количестве дополнительных уравнений-ограничений на направления намагниченности и/или гладкость решения, SVD-способ обращения системы, используемый нами в 2D постановке [14], оказался недостижим из-за недостатка оперативной памяти (32 Гб для этого не хватило) и огромного времени счета. Поэтому мы были вынуждены использовать менее надежный в плане точности и сходимости, но более эффективный в вычислительном отношении метод би-сопряженных градиентов со стабилизацией [31] для обращения системы нормальных уравнений, возникающих на каждом шаге итерационного процесса. При использовании утилиты MATLAB bicgstab, метод обычно сходился за 300–400 шагов с относительной погрешностью 10^–7, время счета составляло до 10 мин. на “внешнюю” итерацию (цикл по контрастному сжатию намагниченности в процессе оптимизации свойств каждого промежуточного решения). Использование такого способа инверсии магнитных данных позволило нам построить устойчивое векторное распределение намагниченности для всего полигона 1 с учетом полученных предварительных оценок направления намагниченности отдельных характерных структур (рис. 6).

На рис. 7 приводятся распределения: (а) намагниченности (с учетом знака), (б) модуля (интенсивности) намагниченности (без учета знака) и (в) возраста структур, рассчитанного по палеоширотам с помощью специального онлайн преобразования [21]. Палеоширота $\phi $, в свою очередь, оценивается по углу наклонения I вектора намагниченности с помощью известного соотношения в предположении, что в масштабе геологического времени главное поле Земли соответствует полю осевого геоцентричного диполя:

Для преобразования значений палеоширот в возраст структур мы использовали эмпирическую зависимость между ними, рассчитанную с учетом положения объекта и палеогеодинамических реконструкций [32].

В распределении намагниченности (рис. 7а), обращает на себя наличие прямой и обратной полярности намагничения, что свидетельствует об образовании магнитных источников на стыке двух геомагнитных эпох. Второй важной особенностью в распределении этого параметра можно считать видимое тяготение участков с прямой полярностью (красный цвет на карте распределения), к более мелким (высоким относительно дна котловин) топографическим отметкам рельефа. Области с обратной полярностью (синий цвет), вероятно, проступают снизу, перекрытые в более высоких областях зонами с прямой полярностью. Учитывая также свойства “принципиальной” модели – наличие мощного глубинного блока с обратной полярностью в северной части полигона 1, мы вправе предположить, что зоны с обратной полярностью являются более древними и слагают цоколь рельефа на полигоне. Самыми магнитными структурами на полигоне являются “врата” (рис. 7б), особенно их южная часть, а также восточный склон южной горы и северный склон южной горы. Можно предположить, что здесь залегают наиболее железистые слабо метаморфизованные базальты с высокими (до 5.5 А/м) значениями намагниченности.

Распределение возраста структур на полигоне отчетливо коррелирует с интенсивностью намагничивания – самые магнитные являются одновременно и самыми молодыми. Несколько выбивается из этого правила северный склон северной горы, хотя и он моложе окружающих его по периметру (кроме востока, где расположены молодые “врата котловины”) участков полигона. В целом, диапазон оценок возраста структур полигона весьма широк – самые молодые образовались примерно 20 млн лет назад, самые древние – свыше 80 млн лет назад.

Для полигона 1 также был проведен анализ гравитационных аномалий в редукции Буге. Из глобальных данных для этой области был исключен билинейный тренд, в результате чего были получены остаточные аномалии в этой редукции (рис. 7г). Эти аномалии, в основном, отражают неоднородности в низах коры – уплотнение/ разуплотнение и/или вариации формы границы кора–мантия. Полученные данные весьма любопытны в свете проведенной нами интерпретации АМП. Так, судя по остаточным гравитационным аномалиям, нижняя граница коры в пределах полигона плавно погружается в СЗ направлении под северный массив ВИХ. При этом наиболее характерные локальные положительные аномалии соответствуют южной горе, “вратам котловины”, особенно, их северной части, и зоне “Восточного хребта”, т.е. совпадают с положением наиболее интенсивных источников магнитных аномалий (положительные локальные аномалии по краям в южной части полигона, скорее всего, связаны с артефактами обработки при удалении тренда и последующей интерполяцией данных). Положительные локальные аномалии Буге, совпадающие в плане с наиболее интенсивными по намагниченности и молодыми по возрасту зонами на полигоне, с большой вероятностью указывают на положение подводящих каналов, по которым поднималась магма на заключительных стадиях формирования данной структуры.

Предварительный анализ магнитных данных, собранных на полигоне 1 в 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров”, показал, что основные морфоструктурные элементы находят свое отражение в аномальном магнитном поле в виде значительных (до 350 нТл) знакопеременных локальных аномалий, приуроченных либо к поднятиям в рельефе, либо к бортам линейных структур [2]. Также были выделены слабо выраженные в рельефе интенсивные локальные магнитные аномалии, которые создают объекты с оцениваемой глубиной до центра магнитных масс ~ 5–7 км ниже поверхности дна, т.е. в слое 3 стандартной модели магнитоактивного слоя океанической литосферы. Подбор модели для источника одной из этих аномалий показал намного более северную палеошироту образования и существенно более молодой возраст по сравнению с окружающим массивом ВИХ.

Отдельный вопрос – выделение линейных магнитных аномалий на Восточно-Индийском хребте. Формирование ВИХ магматизмом мантийного плюма Кергелен, с которым связана мощная тепловая аномалия, предполагает разрушение магнитоактивного слоя с характерными линейными аномалиями в спрединговой коре, подстилающей хребет. В 20-м рейсе НИС “Морской геофизик” были выполнены детальные геомагнитные исследования в северной части ВИХ непосредственно южнее полигона 1 и впервые были выделены линейные магнитные аномалии С31 и С32, соответствующие палеоаномалиям М31 и М32 [16]. Правда А.А. Шрейдер [16] высказывает сомнения в такой интерпретации в условиях комбинации трансформного разлома с горячей точкой, когда размер последней составляет десятки–сотни километров и существенно затрудняет запись геомагнитных хронов. В работе [23, рис. 5] вдоль ВИХ показаны линейные аномалии от 20 до 31, которые выделены всего по одному профилю. В статье М. Деса и др. [20] на основании анализа имеющиеся редких профилей магнитной съемки в полосе 1° ю.ш.–9° с.ш., где расположен полигон 1, рассмотрена эволюция коры северной части Восточно-Индийского хребта. Было выполнено магнитное моделирование с использованием геомагнитной шкалы. Наилучшие модели получены для палеоспредингового центра на 50° ю.ш. Путем корреляции с синтетической моделью на профиле 22 рейса DSDP идентифицированы широтные линейные магнитные аномалии 31–34. Детальная магнитная съемка на полигоне 1 линейных магнитных аномалий не выявила, что согласуется с доминирующей гипотезой происхождения Восточно-Индийского хребта в результате магматизма плюма Кергелен.

ВЫВОДЫ

В рельефе полигона 1 выделяются несколько морфоструктурных планов. Наиболее крупные элементы – блоки ВИХ и седловина между ними – ограничены уступами северо-восточного простирания. Ортогональные к седловине широкие ложбины расчленяют поверхность северного блока ВИХ. Наиболее глубокая из них ограничивает седловину с востока. К югу от нее поверхность седловины расчленяют узкие ложбины ЗСЗ–ВЮВ простирания. Они секут не только поверхность седловины, но и возвышающиеся на ней вулканические сооружения. По-видимому, эти ложбины являются наложенными формами, наиболее поздними по времени образования (рис. 7в).

Магнитные аномалии на полигоне 1 носят сложный интерферирующий характер, вызванный наложением полей от источников, разделенных по намагниченности, пространственному положению и возрасту. Подобная картина наблюдается на 4-х профилях ИС “Чейн” (1971 г.), ортогонально секущих ВИХ между 1° и 4° ю.ш [25]. На всех профилях отмечаются среднеинтенсивные локальные аномалии МПЗ амплитудой от 350 до 500 нТл и шириной несколько десятков км, в то время как ширина основания хребта достигает 350 км (рис. 8).

При этом наиболее четко выражены аномалии, приуроченные к флангам хребта, что свидетельствует в пользу наличия здесь контрастных границ намагниченности. Кроме того, отмечается ряд четких локальных аномалий, приуроченных к небольшим положительным формам рельефа. Расчеты положения источников магнитных аномалий, выполненные с помощью нашего оригинального программного комплекса, уверенно выделяют слой 2 океанической литосферы в абиссальной части профилей, мощность которого варьирует от 0.5 до 1.5 км. В зоне ВИХ наблюдается существенно больший разброс положения источников по глубине, с закономерным выходом верхних кромок на уровень дна в крайней правой (восточной) части почти плоской вершины хребта. Отмечается также наличие в теле ВИХ узких в плане зон со значительным разбросом оценок глубин до источников, возможно, вызванным присутствием контрастных как по геометрии, так и по физическим свойствам границ, что свидетельствует о существенно блоковом строении хребта. В целом же, к поперечному сечению хребта, представленному куполообразным асимметричным поднятием высотой до 2.5 км, не приурочена соответствующая длинноволновая магнитная аномалия, в отличие от гравитационного поля (рис. 8). Наиболее вероятным объяснением отсутствия четкой корреляции рельефа и магнитного поля в области длинных волн, на наш взгляд, может служить представление о сложном и длительном процессе формировании массива хребта. Формирование его магнитной структуры при остывании извергнутой магмы ниже температуры Кюри, по-видимому, захватывало периоды с разной полярностью и/или напряженностью МПЗ и имело несколько пространственных источников, действующих одновременно или поочередно. В результате такого генезиса тело хребта не является однородным с точки зрения магнитных свойств и, скорее всего, представляет собой некое подобие “слоеного пирога”, возникшего в результате многократного перекрытия лавовых потоков с различной или даже противоположной по направлению намагниченностью. Во всяком случае, можно с уверенностью утверждать, что процесс формирования источников магнитных аномалий не был монотонным, быстрым и одноактным.

На основании выделенных ранее по одиночным магнитным профилям в северном сегменте ВИХ линейных палеомагнитных аномалий спрединговой природы, предполагали его тектоническую природу [16]. Детальная съемка на полигоне 1 не подтвердила их, свидетельствуя, в пользу происхождения Восточно-Индийского хребта в результате магматизма плюма Кергелен, как считает большинство исследователей.

Благодарности. Авторы благодарны капитану С.Ю. Андрееву и экипажу НИС “Академик Борис Петров” и членам отряда геофизики и тектоники 42-го рейса за всестороннюю помощь в выполнении научных задач экспедиции.

Источники финансирования. Данная работа выполнена в рамках государственного задания (темы № FMWE-2021-0005, О.В. Левченко, И.А. Веклич, А.Н. Иваненко и № FMMG-2023-0005, Н.Н. Турко).