Гравитационное поле в океанах рассматривается как один из показателей геологической природы океанического дна.
По мнению Е. Н. Люстиха, в этом отношении наиболее выразительны аномалии силы тяжести, приводимые в редукции Буге, которыми мы в дальнейшем и будем пользоваться. На современной стадии гравиметрической изученности Мирового океана имеющиеся данные освещают лишь незначительную его часть — отдельные аномалии по маршрутам некоторых океанографических экспедиций, занимавшихся гравиметрическими определениями. Мировая карта гравитационных аномалий океанов составлена П. Н. Кропоткиным.
Всем океанам, за исключением шельфа и материкового склона, свойственны положительные аномалии порядка +150 млг и более. По мере удаления от берегов и увеличения глубины океана положительная аномалия возрастает, достигая +200, +450 млг при глубинах в 4000 м и более. Намечается определенная связь аномалий силы тяжести с подводным рельефом. У берегов Северной Америки континентальному шельфу свойственны аномалии порядка +50 млг, при переходе же к материковому склону они возрастают до +150 млг. С последующим увеличением глубины в западной части Атлантического океана аномалии достигают 300 млг. Подобным же образом гравитационное поле изменяется в Тихом океане от +50 млг в прибрежной области у Японских островов до +300 млг на больших глубинах. Над Срединным Атлантическим хребтом аномалия силы тяжести резко уменьшается до +114, +145 млг на подводном плато в районе Азорских островов, тогда как на окружающем пространстве она достигает +300 млг. Подводное плато Рио-Гранде в Атлантическом океане тоже отличается резким уменьшением аномалии до +150 млг при господствующих вокруг аномалиях, в два раза больших. Наибольшей сложностью гравитационного поля отличаются современные геосинклинальные океанические бассейны и абиссальные желоба. Среди современных геосинклинальных районов особенно подробно гравитационное поле морей было изучено у островов Индонезии, а также Карибского моря. На этих пространствах Вейнинг-Мейнес выявил резко выраженные отрицательные аномалии, получившие название поясок Мейнеса. Эти аномалии от —100 до —200 млг приурочены к абиссальным желобам и характеризуются большими горизонтальными градиентами силы тяжести. Поблизости располагаются также значительные аномалии с положительным знаком. Природу поясов резких отрицательных аномалий объясняют по-разному.
Гипотеза Вейнинг-Мейнеса, пользующаяся большим распространением, объясняет их глубоким прогибом земной коры. Этот прогиб, типа синклинальной складки, ставится в зависимость от бокового давления; накопление легких масс коры в области прогиба, по мнению Вейнинг-Мейнеса, ведет к образованию пояса отрицательных гравитационных аномалий. Хесс разработал гипотезу «тектогена», объясняющую образование этих аномалий накоплением осадков и последующим развитием складчатых деформаций.
Взгляды Вейшшг-Мейнеса и Хесса подверглись критике со стороны В. В. Белоусова и Е. Н. Люстиха. Последний, объясняя пояса отрицательных гравитационных аномалий, связывает их с гравитационной дифференциацией вещества на глубине. В этом случае «сравнительно легкое вещество (близкое или тождественное по составу с веществом, слагающим земную кору) поднимаясь из внутренних геосфер по глубинным разломам, оттесняет в стороны более тяжелое вещество (слагающее океаническое дно) и образует линейные поднятия, связанные с минимумами силы тяжести».
Более приемлемым представляется объяснение, предложенное недавно М. Юингом и Б. Хизеном, которые считают, что в формировании океанических желобов преобладающее значение имели силы растяжения, а не сжатия; в результате растяжения кора оказалась очень тонкой, но на ней отложились рыхлые осадки большой мощности. Уэрзел и Шербет также приходят к заключению, что под океаническими желобами по сравнению с соседними частями океанического дна кора должна иметь вследствие растяжения меньшую мощность. Вполне возможно, что растяжение коры под океаническими желобами находится в прямой связи с горизонтальными движениями вдоль линии глубинных разломов, фиксируемых при изучении глубокофокусных землетрясений.
Очевидно, что геологическое толкование гравиметрических данных по океанам может быть более обоснованным с учетом сравнительно более изученных соотношений гравитационного поля и структуры материков. Для выяснения основных закономерностей в распределении гравитационного поля материков воспользуемся новыми данными П. Н. Кропоткина, Е. Н. Люстиха и др. В отношении материков известно, что отрицательные аномалии силы тяжести здесь приурочены к областям молодых поднятий — горных стран или же к омоложенным участкам древних платформ, вообще же платформенные области отличаются слабо выраженными положительными аномалиями. По результатам исследований Е. Н. Люстиха также известно, что гравитационные аномалии на материковых платформах создаются главным образом в результате горизонтального перемещения вещества в подкоровом слое, процессы же сжатия и расширения имеют меньшее значение. С. И. Субботин, наоборот, полагает, что сжатия и расширения являются определяющими вертикальные движения земной коры и формирования гравитационного поля. Тем же изменениям подкорового вещества ведущее значение в оценке гравитационных аномалий ранее отводил В. В. Белоусов.
Возвращаясь к гравиметрической характеристике океанического дна, можно указать на следующие основные закономерности:
1) пространствам шельфа свойственны слабо выраженные аномалии силы тяжести, вполне сравнимые с таковыми на материковых платформах; таким образом, гравиметрическими данными подтверждается представление, что шельф является продолжением материковых платформенных структур;
2) на материковом склоне в большинстве известных случаев аномалии силы тяжести резко меняются; наиболее вероятно, что изменение гравитационного поля со значительными градиентами здесь связано с изменениями геологических условий, в особенности с разрывами и разломами коры, обусловливающими неотектонические и современные движения;
3) ровное дно океанических котловин и подводные океанические хребты в гравитационном отношении резко различны.
Океаническим хребтам свойственны отрицательные аномалии силы тяжести с большими градиентами, что может служить указанием проявления здесь тектонических, в частности неотектонических движений; возможность последних подтверждается данными о их сейсмичности, а также характером подводного рельефа.
Наоборот, однообразное гравитационное поле океанических котловин отвечает представлению об их платформенной структуре. В отличие от материковых платформ, характеризующихся небольшими положительными аномалиями силы тяжести, океаническим платформам свойственны значительные гравитационные аномалии с положительным знаком. Причиной такого различия может служить уплотнение вещества в процессе опускания океанического дна, на что обратил внимание В. В. Белоусов.
Самостоятельный интерес представляют абиссальные желоба со свойственными им резко выраженными поясами отрицательных гравитационных аномалий. Наиболее вероятной причиной этого служат растяжения земной коры, резкое сокращение ее мощности при накоплении осадочных пород большой мощности.
Из приведенного сопоставления гравитационных полей материковых и океанических пространств видно, что имеющиеся данные по гравиметрии не дают повода для утверждения того, что геологическая природа материковой и океанической земной коры различна, а также для резкого разделения структур материкового и океанического типов. Имеющиеся различия вполне объяснимы историческими условиями развития океанических и материковых пространств земного шара.