CC BY
13
УДК 550.831
А.А. Булычев, Д.А. Гилод
ДВУМЕРНОЕ ГРАВИТАЦИОННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕКТОНОСФЕРЫ АКВАТОРИИ АМЕРИКАНО-АНТАРКТИЧЕСКОГО ХРЕБТА1
Изложены результаты двумерного плотностного моделирования по ряду пересечений Американо-Антарктической спрединговой системы. В качестве фактического материала использованы данные батиметрии и поля аномалий силы тяжести по спутниковой альтиметрии и данные о возрасте дна океана. Для построения стартовой модели привлечены результаты предварительного трехмерного моделирования и анализа поля полного нормированного градиента. Проведен качественный анализ поведения основных границ тектоносферы по сегментам Американо-Антарктической спрединговой системы.
Ключевые слова: Американо-Антарктический хребет, спутниковая альтиметрия, поле силы тяжести, тектоносфера, двумерное плотностное моделирование, метод полного нормированного градиента.
The results according to 2D gravity modeling of the tectonosphere on American-Antarctic Ridge aquatic area over range lines are represented in this article. The bathymetry and gravity data by satellite-altimetry survey and the digital age grid of the ocean floor by magnetic field were used to create the tectonosphere model. The results of the preliminary 3D gravity modeling and analysis by the complete standardized gradient method were used to create the starting model. It had been performed the qualitative examination of the main boundaries behavior over the all segments of the American-Antarctic spreading system.
Key words: The American-Antarctic Ridge, satellite-altimetry data, gravity anomaly, tectonosphere, 2D gravity modelling, complete standardized gradient method.
Введение. Район исследований охватывает акваторию спрединговой системы Американо-Антарктического хребта (ААХ), расположенной в Южной Атлантике. Этот район слабо охарактеризован геофизическими данными из-за его труднодоступности и сложных погодных условий. В качестве основного фактического материала мы использовали батиметрические данные и карту аномалий силы тяжести в свободном воздухе, рассчитанную по спутниковым альтиметрическим наблюдениям [Sandwell, Smith, 1997; Smith, Sandwell, 1997], данные о возрасте дна океана [Muller et al., 1997] и результаты интерпретации нескольких магнитных профилей, пересекающих Американо-Антарктический хребет [Шрейдер и др., 2006]. Точность этих данных предполагалась достаточной для проведения предварительного трехмерного моделирования тектоносферы исследуемого региона: грид аномалий силы тяжести и батиметрии представлен сеткой 1x1°, численный грид возраста океанического дна — сеткой 6x6°.
Так как для исследуемого региона существует очень редкая сеть профилей с магнитными наблюдениями, то естественно ожидать, что здесь могут быть и максимальные погрешности в определении возраста дна. Сопоставление данных возраста [Muller et al., 1997] с переинтерпретированными возрастными данными, приведенными в работе [Шрейдер и др.,
2006], подтверждает это предположение. В связи с этим мы предприняли попытку откорректировать данные о возрасте дна, опубликованные в работе [Ми11ег й а1., 1997], по результатам анализа поля аномалий силы тяжести и батиметрии, что позволило представить положение осей спрединга, трансформных и нетрансформных разломов, которые хорошо согласуются с результатами работы [Шрейдер и др., 2006]. Откорректированные данные были использованы при составлении двумерной плотностной модели строения тектоносферы.
Формирование модели. Разрез тектоносферы представлен четырьмя основными слоями, гравитационный эффект от которых, судя по анализу структуры гравитационного поля, имеет разные частотную и амплитудную характеристики [Булычев и др., 2008]: 1) водный слой с подошвой, определяемой рельефом дна, и с плотностью 1,03 г/см3; 2) слой океанической коры с кровлей, представленной рельефом дна, и подошвой, совпадающей с границей Мохо, и с переменными значениями плотности; 3) слой подкоровой литосферы с кровлей, определяемой границей Мохо, и подошвой, рассчитанной по аналитической зависимости возраст дна—мощность литосферы [Лукашевич, Приставакина, 1984], и с переменной плотностью, зависящей от возраста литосферы; 4) астеносфера с кровлей, проведенной по подошве литосферы и
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 07-05-00014а).
ограниченная по глубине до 110 км, с переменной плотностью в зависимости от глубины и расстояния от спредингового центра. Плотность подкоровой литосферы изменяется от 3,25 г/см3 под осью спрединга до 3,30 г/см3 и более при возрасте старше 60 млн лет. Плотность астеносферы изменяется от 3,15 г/см3 под осью спрединга до 3,29 г/см3 при возрасте дна старше 60 млн лет.
Исходя из этих допущений была составлена трехмерная модель строения тектоносферы по методике, изложенной в статье [Булычев и др., 2005]. Полученная модель тектоносферы учитывает принятые нами допущения и в региональном плане отвечает гравитационному полю. Однако, во-первых, эта модель отражает региональные особенности строения тектоносферы, но не локальные особенности. Во-вторых, необходима проверка корректности принятых допущений при построении модели, которые касаются как мощности, так и распределения плотности в слоях тектоносферы.
С этой целью и для получения более детального представления о плотностных характеристиках тек-тоносферы исследуемой области выполнено двумерное плотностное моделирование. В основу создания стартовых двумерных моделей тектоносферы по ряду профилей, пересекающих область Американо-Антарктической спрединговой системы, были положены результаты предварительного трехмерного моделирования. В процессе двумерного моделирования корректировке в первую очередь подвергался слой океанической коры, для которого подбиралось плот-ностное распределение, и в связи с этим исправлялось положение границы Мохо. Корректировалось также положение границы подошвы литосферы с учетом изменения плотности в подкоровой литосфере и астеносфере.
Для формирования двумерной модели необходимо иметь представление о распределении аномальных масс в разрезе. Такие данные для проведения плот-ностного моделирования получают по результатам других геолого-геофизических исследований (сейсмических, магнитных, бурения и др.). До настоящего времени таких данных на район исследования не существует, поэтому эти сведения было необходимо, хотя бы в первом приближении, почерпнуть из интерпретации гравитационного поля. Наша практика интерпретации гравитационного поля в условиях резкой недостаточности априорной информации в континентальных и морских регионах показывает эффективность применения различных его трансформант, в том числе метода полного градиента силы тяжести [Березкин, 1988]. Этот метод сложен для интерпретации, но тем не менее с его помощью можно в определенной степени ввести ограничения на структурные и плотностные особенности разреза при подборе плотностной модели и в какой-то мере уменьшить неоднозначность результатов. С целью исследования возможностей этого метода были
просчитаны различные варианты тестовых моделей, по структуре близких к моделям строения спредин-говых зон.
Идея метода в общих чертах заключается в том, что по аномальному гравитационному полю рассчитываются его вертикальная и горизонтальная производные для значений глубин, заданных с определенным шагом от поверхности наблюдения до интересующей интерпретатора глубины. По этим значениям вычисляется полный градиент силы тяжести, который нормируется на среднее значение этого градиента на каждой глубине расчета. Однако вычисление высших производных аномального поля в нижнем полупространстве неустойчиво. Для повышения устойчивости применяют низкочастотную фильтрацию исходных данных. В результате такой трансформации при заданных частотных полосах пропускания можно получить характер изменения полного нормированного градиента с глубиной.
Тестовые расчеты показали, что в различных диапазонах частоты морфологические и аномальные особенности поля полного нормированного градиента свидетельствуют о поведении контактных плотност-ных границ (одной или нескольких) и распределении аномальных масс в слоях, ограниченных ими. В изучаемом регионе основными контактными границами являются рельеф дна, подошва океанической коры (граница Мохо), подошва литосферы. Латеральное изменение поля полного нормированного градиента в нижнем полупространстве отражает вариации мощности слоя и изменение в нем плотности. При резком изменении плотности в слое, что может быть характерно для океанического слоя коры, по полю полного нормированного градиента в определенном диапазоне частот можно выделить в пределах коры блоки с разными значениями плотности.
По результатам анализа поля полного нормированного градиента в разных диапазонах частоты по каждому профилю проведены границы Мохо, подошвы литосферы и получено представление о качественном характере распределения плотности в каждом слое. Эти данные добавлены в стартовую двумерную модель по каждому профилю. Дальнейший подбор заключался в постепенном включении, если это было необходимо, данных о плотностном распределении глубинных слоев (подкоровой литосферы и астеносферы).
Отметим, что плотность в каждом слое модели задается постоянной в пределах отдельных «блоков», а не меняется градиентно по латерали и глубине. Это в определенной мере можно допустить для распределения плотности в коре, но вряд ли в той же степени правомерно для слоя подкоровой литосферы, а тем более для астеносферы. Такое «неградиентное» задание плотности не меняет принципиальной картины распределения аномальных масс, но может сказаться на точности подбора. Мы имели возможность сопоставить результаты, полученные при градиентном
задании плотности и постоянном значении плотности в блоке. Можно утверждать, что для регионального моделирования (которое в данном случае проводится нами для Американо-Антарктического хребта) дискретное задание плотности не меняет картины аномального распределения масс в разрезе. Поле полного нормированного градиента дает возможность получить представление об изменении плотности вдоль аномального слоя и установить преобладающий характер ее изменения — градиентное или дискретное, а в отдельных случаях определить, какое распределение присутствует в каждом слое.
Двумерное моделирование разреза тектоносферы. Схема расположения профилей, для которых проведено двумерное моделирование строения тектонос-феры, представлена на рис. 1. Положение профилей выбирали таким образом, чтобы они по возможности ортогонально пересекали структуру Американо-Антарктической спрединговой системы, захватывали ее фланги на как можно большее расстояние от оси спрединга, находились в середине сегмента спрединговой системы на равном расстоянии от ограничивающих его трансформных разломов и по возможности представляли все сегменты спрединго-
вой системы. Не все эти условия одинаково хорошо выполняются для региональной и локальной составляющих гравитационного поля и батиметрии. Так, региональные особенности аномалий силы тяжести Буге, обусловленные мощностью подкоровой литосферы, астеносферы и плотностным распределением в этих слоях, имеют преобладающее северо-восточное простирание, аналогичное изменению возраста дна. Поэтому практически широтное простирание профилей не является секущим простиранием для выявления региональных особенностей разреза. Рельеф, гравитационные аномалии средне-, а в основном высокочастотного диапазона представляют поведение спрединговой системы в зоне, ближайшей от оси спрединга. Радиус этой зоны в среднем может составлять около 100—200 км. Простирание локальных форм рельефа и гравитационных аномалий в этой зоне либо не ярко выраженное (практически изометричные локальные аномалии), либо в целом образует линеаментные структуры, совпадающие по простиранию с трансформными разломами, ограничивающими сегменты спрединговой системы по широте. Все это дополнительно сказывается на достоверности результатов двумерного моделирования
Рис. 1. Положение профилей двумерного плотностного моделирования. Наложены на карту аномалий силы тяжести в свободном воздухе: 1 — зоны градиентов аномалий силы тяжести; 2 — региональные границы резкого изменения морфологии поля; 3 — оси спрединга; 4 — оси положительных полосовых аномальных зон гравитационного поля: а — интенсивных, б — слабоаномальных; 5 — оси отрицательных полосовых аномальных зон гравитационного поля: а — интенсивных, б — слабоаномальных; 6 — слабовыраженные отрицательные полосовые аномалии. 7 — линии профилей двумерного моделирования
помимо, по-видимому, преобладающего фактора, заключающегося в отсутствии априорной информации о разрезе. Приведем результаты двумерного моделирования по нескольким профилям.
Профиль 3 (рис. 2, А). Профиль имеет широтное простирание и пересекает северо-восточный сегмент ААХ с запада на восток (начало профиля 17° з.д., 57° ю.ш., окончание — 6° в.д., 55° ю.ш., длина 1450 км) в его центральной части, равноудаленной от трансформных разломов Конрад и Буллард, ограничивающих сегмент с севера и юга соответственно. Рельеф дна в радиусе 150 км от оси спрединга меняется от —2 км до —(3,5^4) км с амплитудой локальных выступов и прогибов до 0,5 км. Спрединговая долина в рельефе выражена очень слабо.
Аномалии силы тяжести в редукции в свободном воздухе в этой части профиля имеют минимум над спрединговой долиной (амплитуда до 40 мГал) и расположенные по его краям максимумы такой же интенсивности. За пределами этого центрального участка рельеф дна на восточном фланге в региональном плане представляет прогиб с центром на коллизионной границе Американо-Антарктической и Индо-Антарктической плит. Локальные структуры рельефа дна имеют радиус около 100 км и в свою очередь осложнены более короткопериодными знакопеременными формами рельефа с амплитудой ~250 м и размером ~50 км. На западном фланге ААХ в пределах профиля на фоне погружения рельефа до 5 км также наблюдаются относительные поднятия и прогибы с амплитудой до 500 м. Отметим, что по рельефу дна фланги этого участка спрединговой системы в региональном плане асимметричны.
В поле аномалий силы тяжести в свободном воздухе оба фланга почти симметричны. Средний уровень поля — ~15 мГал, на его фоне наблюдаются локальные аномалии с периодом ~250 км и амплитудой до 50 мГал, которые осложнены более коротко-периодными аномалиями (до 100 км) с амплитудой до 20 мГал.
Поле аномалий силы тяжести в редукции Буге имеет над осью спрединга интенсивный (до 50 мГал) минимум с шириной около 400 км. Далее на флангах поле несимметрично. Восточный фланг представлен интенсивной положительной региональной аномалией с амплитудой ~60 мГал и периодом ~400 км, а на западном фланге значения поля регионально увеличиваются более чем на 100 мГал в пределах профиля. Такое поведение аномалий Буге хорошо коррелирует как с возрастом литосферы (на восточном фланге возраст изменяется от нулевого значения на оси спрединга до 25—30 млн лет, а на западном фланге — до 40 млн лет в пределах профиля), так и с мощностью литосферы, которая возрастает с увеличением возраста.
На рис. 2, А представлена модель, полученная в результате подбора. Анализ поля полного нормированного градиента подтвердил плановое
положение в разрезе подошвы литосферы, а также показал, что в пределах океанической коры можно уверенно выделить два слоя: верхний, интенсивно дифференцированный по плотности (диапазон высоких частот) с плотностью от 2,75 до 2,85 г/см3, и нижний, менее дифференцированный по плотности (2,90—2,95 г/см3). Кроме того, результаты анализа поля полного нормированного градиента повлияли и на поведение плотности в астеносферном клине. Плотность в центральной части профиля (возраст дна от 0 до 15 млн лет) изменяется как по латерали, так и по глубине. В целом характер распределения плотности в подкоровой литосфере и поведение подошвы литосферы практически не отличаются от таковых по результатам трехмерного моделирования. Введение дифференцированного распределения плотности в верхнем слое океанической коры и включение второго (нижнего) слоя коры с постоянной плотностью (против одного слоя океанической коры с постоянной плотностью в трехмерной модели) незначительно и только на локальных участках изменило положение поверхности Мохо.
В целом получена следующая картина разреза тектоносферы по профилю 3. Западный фланг имеет максимальный возраст 37 млн лет, восточный — 25 млн лет. Восточный фланг на расстоянии 1300 км от начала профиля проходит через коллизионную границу между Американо-Антарктической и Индо-Антарктической плитами, что, вероятно, обусловило утолщение океанической коры почти в 2 раза по сравнению с мощностью коры того же возраста на западном фланге. В соответствии с построенной нами моделью это утолщение обусловлено раздутием нижнего слоя коры. Западная часть профиля проходит по Американо-Атлантической плите и имеет возраст до 37 млн лет, что отражено в увеличенной мощности подкоровой литосферы.
Профиль 4 (рис. 2, Б). Профиль 4, как и профиль 3, пересекает северо-восточный сегмент ААХ в широтном направлении с запада на восток (начало профиля 27,5° з.д., 57,5° ю.ш., окончание 5° в.д., 57,5° ю.ш., длина 1700 км). Он расположен в непосредственной близости к трансформному разлому Буллард в 50 км на север от него. Простирание структурных форм рельефа дна, а соответственно и аномалий силы тяжести в редукции в свободном воздухе, близко к широтному в центральной части профиля на расстоянии 100—200 км по обе стороны от оси спрединга.
На этом профиле приосевая часть спрединго-вой системы (спрединговая долина и приосевые поднятия) хорошо выражена и в рельефе дна, и в поле аномалий силы тяжести в свободном воздухе. Фланговые участки за пределами центральной части в рельефе дна до некоторой степени асимметричны — восточный фланг приподнят примерно на 1 км относительно западного. Аномалии рельефа дна и поля аномалий силы тяжести в свободном воздухе хорошо коррелируют. Поле силы тяжести в свободном
Рис. 2. Графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге, возраста дна и плотностные модели вдоль профилей 3 (А) и 4 (Б),
значение плотности в модели в г/см3
воздухе осложнено региональными и локальными аномалиями с амплитудой около 30 мГал и периодом до 100 км. Поле аномалий силы тяжести в редукции Буге имеет асимметричный минимум, связанный с приосевой частью спрединговой зоны и имеющий амплитуду ~60 мГал. Фланговые участки к востоку и западу от оси спрединга резко асимметричны. На восточном фланге поле представлено положительной региональной аномалией с периодом около 500 км, на западном фланге непосредственно от оси спре-динга поле возрастает на 150 мГал, имеет локальные аномалии амплитудой до 30 мГал. В целом характер поведения поля соответствует возрастным характеристикам литосферы. Возраст на восточном конце профиля на 15 млн лет моложе, чем на западном, и составляет 30 млн лет, а на западном — 45 млн лет.
Стартовая модель тектоносферы вдоль профиля 4, созданная по результатам трехмерного моделирования, при первом просчете показала, что гравитационный эффект от модели на приосевом спредин-говом участке профиля в интервале 650—1050 км от начала профиля не совпадает с наблюденным полем. В первую очередь это связано с тем, что возраст дна, использованный при создании трехмерной модели строения тектоносферы, на этом участке оказался смещен в западном направлении относительно оси спрединга. Положение оси спрединга сдвинуто на 25 км, а на краях с возрастом до 15 млн лет сдвиг достигает 100 км. Поэтому сразу после этого расчета модель откорректировали с учетом полученного нами возраста дна и результатов анализа поля полного нормированного градиента. По этим данным исправлено положение границ Мохо и подошвы литосферы. Отметим, что за пределами центральной части профиля положение подошвы литосферы практически не изменилось. Соответственно новому положению мантийного диапира на профиле исправлены значения плотности в слоях подкоровой литосферы и астеносфере. Океаническая кора была представлена в виде двух слоев и задана их плотностная дифференциация. Дальнейшая корректировка сводилась к незначительным исправлениям положения границ и значений плотности океанической коры. Результаты моделирования представлены на рис. 2, Б.
Профиль 5 (рис. 3, А). Профиль в широтном направлении с запада на восток пересекает восточный сегмент ААХ, расположенный между трансформными разломами Буллард на севере и Вулкан на юге (начало профиля 34,5° з.д., 57,2° ю.ш., окончание 7,5° з.д., 57,2° ю.ш., длина 1700 км) (рис. 1). Его западная половина пересекает Сандвичеву дугу и выходит на плиту Восточную Скотиа. Восточная половина профиля пересекает Американо-Антарктическую плиту. В рельефе дна на этой части профиля присутствует региональное поднятие амплитудой ~2 км. Ему соответствует положительная региональная аномалия в свободном воздухе амплитудой ~40 мГал с центром над осевой частью спрединговой области Американо-
Антарктического хребта. Приосевая часть спредин-говой системы состоит из спрединговой долины и приосевых фланговых поднятий, представленных и в поле аномалий силы тяжести в свободном воздухе, причем западный фланг выражен ярче, а восточный имеет аномалии меньшей амплитуды. Западное при-осевое фланговое поднятие имеет амплитуду ~2 км и положительную аномалию силы тяжести с амплитудой ~40 мГал, а восточное приосевое фланговое поднятие представлено поднятием с амплитудой ~1 км, а в поле силы тяжести оно четко не проявлено. Фланговые части ААХ на расстоянии более 100 км по обе стороны оси спрединга представлены постепенным региональным снижением значений аномалий силы тяжести и погружением рельефа дна — интенсивным (до 5 км) на западном фланге и очень слабым (не более 1 км) на восточном. На фоне этой региональной составляющей и поле аномалий силы тяжести и рельеф имеют локальную короткопериодную составляющую, представленную знакопеременными аномалиями небольшой амплитуды.
Южно-Сандвичева дуга (Сандвичева субдук-ционная зона, желоб—островная дуга) в рельефе дна представлена интенсивным прогибом, желобом шириной ~50 км и амплитудой ~2 км (со стороны ААХ) и хребтом шириной более 100 км с амплитудой до 4 км со стороны плиты Восточная Скотиа. В поле аномалий силы тяжести в свободном воздухе это соответствует резкому минимуму со средней амплитудой ~200 мГал над желобом и максимуму со средней амплитудой ~60 мГал над хребтом. Средний уровень рельефа дна и поля аномалий силы тяжести со стороны ААХ ниже примерно на 1 км и 20—30 мГал соответственно, чем со стороны плиты Восточной Скотиа. Плита Восточная Скотиа осложнена в структурном отношении присутствием спре-дингового центра хр. Восточный Скотиа, который и в рельефе дна и в поле аномалий силы тяжести в редукции в свободном поле представлен аномалиями с гораздо меньшей амплитудой и размерами вкрест простирания, чем спрединговая зона ААХ на этом же профиле. Далее на запад профиль пересекает еще одну аномалию в рельефе дна и поле силы тяжести, представленную прогибом в 0,5 км и соответствующим ему минимумом силы тяжести амплитудой до 40 мГал. Морфологически этот структурный и аномальный комплекс аналогичен сочленению западного фланга Американо-Антарктической спрединговой системы и Южно-Сандвичевой дуги, но меньше более чем в 3 раза, как в амплитудном, так и в пространственном отношении. Указанное позволяет предположить, что эта структурная особенность соответствует прежнему положению Сандвичевой островной дуги, а в настоящее время является западной границей плиты Восточной Скотиа, сформированной спрединговым центром хр. Восточного Скотиа. В целом аномалии силы тяжести и рельеф дна на протяжении всей длины профиля коррелируют между собой.
Рис. 3. Графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге, возраста дна и плотностные модели вдоль профилей 5 (А) и 6
(Б), значение плотности в модели в г/см3
О корреляции между аномалиями силы тяжести в редукции Буге и мощностью (возрастом) литосферы по этому профилю нельзя сказать что-либо однозначно и определенно. Во-первых, для части профиля, проходящей через Южно-Сандвичеву дугу, нет возрастных характеристик, а для плиты Восточной Скотиа их очень мало. Восточная половина профиля, охватывающая литосферу, созданную спрединговым центром ААХ, имеет возрастную картину, типичную для спрединговой системы. Поле аномалий силы тяжести в редукции Буге здесь в целом коррелирует с возрастной характеристикой литосферы. Центральная, наиболее аномальная часть возрастного минимума совпадает с гравитационным минимумом аномалий силы тяжести в редукции Буге, что свидетельствует о структурных особенностях литосферы, связанных с возрастом. Ширина гравитационного минимума ~200 км, яланги минимума асимметричные. На восточном фланге расположена интенсивная положительная аномалия силы тяжести с амплитудой ~40 мГал, осложненная локальными аномалиями с разными амплитудой и знаком. Далее на восток профиль выходит на средний уровень поля ~310 мГал. Это на 30 мГал выше, чем средний уровень поля на западной половине профиля на плите Восточной Скотиа. Таким образом, по описанному характеру полей аномалий силы тяжести в редукциях в свободном воздухе и Буге, рельефу дна и возрасту очевидно, что мощность литосферы и мощность коры и, по-видимому, их плотные характеристики по обе стороны от Сандвичевой дуги различны.
Моделирование тектоносферы по профилю 5 аналогично моделированию для профилей 3 и 4. Этот профиль так же, как и профиль 4, пересекает ЮжноСандвичеву дугу и выходит на плиту Восточную Скотиа. Модель рассчитана для всей длины профиля. Это связано с тем, что интересно сопоставить спре-динговые центры двух систем — Американо-Антарктической и хр. Восточного Скотиа. Учитывая, что данные для трехмерного моделирования были только на восточную часть профиля, а данные о возрасте дна отсутствуют на район Южно-Сандвичевой дуги и лишь частично представлены для Восточного моря Скотиа, большая часть нагрузки при составлении модели легла на результаты интерпретации по методу полного нормированного градиента. Сложность интерпретации обусловлена тем, что профиль пересекает разные тектонические структуры, плиты, две генетически разные спрединговые зоны, субдукционную зону, а также характеризуется плотностными неод-нородностями в океанической коре, образованной разными спрединговыми системами и региональными особенностями плотностного распределения в слоях подкоровой литосферы и астеносферы. Распределение плотности, установленное в этих слоях по трехмерному моделированию для тектоносферы Американо-Антарктического хребта, может быть несколько иным для тектоносферы Восточного
моря Скотиа. Все это, несомненно, отразилось на качестве и достоверности модели. Тем не менее мы представляем результаты моделирования вдоль профиля 5 (рис. 3, А), поскольку они показывают разное тектоническое строение флангов Американо-Антарктического хребта. Западный фланг субдуцирует под Сандвичеву плиту, а восточный — претерпевает совсем иной путь развития. Это отразилось и в рельефе дна — более спокойном на западном фланге и более дифференцированном на восточном, и в поле аномалий силы тяжести в свободном воздухе — на западном фланге происходит достаточно резкое региональное уменьшение значений поля, а на восточном более слабое.
Аномальный характер полей силы тяжести в редукции в свободном воздухе и Буге над спрединго-выми центрами хр. Восточного Скотиа и ААХ свидетельствует о различном строении литосферы, а возможно, и всей тектоносферы в областях спрединга с возрастом моложе 15 млн лет. В районе спрединговой системы хр. Восточного Скотиа амплитуды аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге в несколько раз меньше, чем над Американо-Антарктическим хребтом. Отличие в полях над этими спрединговыми системами проявляется не только в высокочастотной компоненте полей, но также в средне- и низкочастотной компонентах. Указанные особенности структуры гравитационного поля отражают специфику строения тектоносферы этих спрединговых систем. Результаты моделирования представлены на рис. 3, А.
Профиль 6 (рис. 3, Б). Профиль 6 проходит примерно на 70 км южнее профиля 5 и пересекает ААХ в области его пересечения с трансформом Вулкан (начало профиля 32,5° з.д., 58° ю.ш., окончание 4,5° з.д., 58,5° ю.ш., длина 1600 км) (рис. 1). Этот профиль сложнее для моделирования, чем профиль 5 и расположенный в 70 км на юг от него профиль 7, поскольку часть профиля проходит вдоль трансформного разлома Вулкан.
Профиль 6, аналогично профилю 5, пересекает с востока на запад акваторию Американо-Антарктического хребта, Южно-Сандвичеву дугу и плиту Восточную Скотиа. Таким образом, в разрезе по этому профилю также представлена тектоносфера двух спрединговых систем — Американо-Антарктической и хр. Восточного Скотиа.
Сопоставление полей аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге, возраста и батиметрии по профилям 5 и 6 показало, что участки профилей к западу от Южно-Сандвичевой дуги практически идентичны по этим характеристикам. Оба профиля прошли через интенсивную локальную положительную гравитационную аномалию, представленную поднятием в рельефе дна с координатами 58,5° ю.ш., 25° з.д. Эту аномалию разные авторы [Bruguier, Livermore, 2001; German et al., 2000; Leata et al., 2004] интерпретируют в основном как блок плотных (2,90 г/см3) пород основного состава (на восток от
гор Нельсон и Кемп, принадлежащих вулканической островной дуге).
Возраст участков на профиле 6 в пределах акватории Американо-Антарктического хребта несколько отличается от возраста участков на профиле 5, что обусловлено, скорее всего, положением участков на плане. Так, если на профиле 5 оба фланга спре-динговой системы представлены без искажений, обусловленных влиянием расположенных недалеко линейных структур, то на профиле 6 восточный фланг проходит практически рядом с трансформным разломом Вулкан, что повлияло на мощность и плотность океанической коры.
Модель подтверждает те же основные особенности строения тектоносферы, которые установлены для профиля 5. Если на расстоянии ~150 км по обе стороны от спрединговой оси хр. Восточного Ско-тиа фланги симметричны, то на спрединговой зоне Американо-Антарктического хребта в этой же зоне и по обе стороны от нее на запад и восток симметрия нарушена. На восточном фланге наблюдается менее градиентное возрастание значений аномалий Буге и возраста дна, чем на западном, а поэтому мощность коры, а также подкоровой литосферы на одном и том же расстоянии от оси спрединга на западном фланге больше, чем на восточном. Асимметрия касается
и регионального распределения плотности в слоях подкоровой литосферы и астеносферы: плотность быстрее увеличивается в западном направлении, чем в восточном. Локальные изменения поля (аномалии с периодом менее 100 км) и соответствующая им дифференциация коры по мощности и плотности на профилях 5 и 6 в основном идентичны (рис. 3, Б).
Профиль 7 (рис. 4). Профиль 7 пересекает с запада на восток сегмент Американо-Антарктического хребта между трансформными разломами Вулкан и ЮжноСандвичев (начало профиля 32,5° з.д., 58,2° ю.ш., окончание 10° з.д., 59,4° ю.ш., длина 1300 км). Западная часть профиля пересекает Южно-Сандвичеву дугу и выходит на плиту Восточную Скотиа, пересекая спрединговую систему хр. Восточного Скотиа (рис. 1).
Практически симметричная картина аномалий силы тяжести, возраста и батиметрии в региональном плане относительно спрединговых систем Американо-Антарктического хребта и хр. Восточного Скотиа несколько нарушена в локальном плане. Это касается поведения аномалий силы тяжести и рельефа дна на флангах Американо-Антарктической спрединговой системы с возрастом моложе 25 млн лет. В плане поле аномалий силы тяжести и рельеф дна практически симметричны по обе стороны от оси спрединга. Асим-
Рис. 4. Графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге, возраста дна и плотностная модель вдоль профиля 7, значение
плотности в модели в г/см3
метрия возникает в результате смещения по широте хребтов (приосевых поднятий), расположенных по обе стороны от оси спрединга. Так как профиль находится в зоне структурного и тектонического влияния Южно-Сандвичева трансформа, то такое смещение объясняется, по-видимому, простиранием ЮжноСандвичевой трансформной зоны, которая имеет дугообразную форму с выпуклостью на север, так что западная ветвь ее имеет простирание западо—юго-за-пад, а восточная — востоко—юго-восток. В остальном модель тектоносферы вдоль этого профиля мало чем отличается от модели вдоль вышеописанных профилей (рис. 4).
Сопоставление результатов моделирования по профилям. Модели разреза тектоносферы представляют все сегменты Американо-Антарктической спединговой системы (рис. 1): северо-восточный сегмент между трансформными разломами Конрад и Буллард представлен моделями вдоль профилей
3 и 4; центральный сегмент между трансформными разломами Буллард и Вулкан представлен моделями вдоль профилей 5 и 6; юго-западный сегмент между трансформными разломами Вулкан и Южно-Сандвичев представлен моделью вдоль профиля 7.
Модель cеверо-восточного сегмента (профили 3 и 4, рис. 2): а) центральная спрединговая зона с возрастом моложе 10 млн лет (в радиусе 150 км от оси спрединга). В рельефе дна спрединговая долина более развита на профиле 4, приосевые поднятия на обоих профилях имеют превышение 2 км. Мощность верхнего слоя коры на обоих профилях составляет 3,5 —
4 км, плотность на профиле 3 — 2,75—2,80 г/см3, на профиле 4 — 2,75 г/см3. Мощность базальтового слоя на профиле 3 около 5 км, плотность — 2,95 г/см3, на профиле 4 мощность базальтового слоя составляет 5—6 км, плотность — 2,90 г/см3. Положение границы подошвы литосферы и плотностное распределение в слоях подкоровой литосферы и астеносферы на обоих профилях практически одинаково.
Отмечается слабая асимметрия в строении коры — по глубине рельефа дна разница составляет не более 1 км, мощность коры изменяется не более чем на 1 км, а плотность земной коры максимум на 0,05 г/см3. В строении глубинных горизонтов можно отметить слабую асимметрию на профиле 4, причем в целом мощность литосферы изменяется от 0 до 17 км, плотность подкоровой литосферы — от 3,25 до 3,28 г/см3, плотность астеносферы — от 3,24 до 3,26 г/см3;
б) фланговые участки с возрастом от 10 до 20 млн лет. Мощность верхнего и нижнего слоев земной коры на восточном фланге остается такой же, как и в центральной зоне (профиль 3), а на западном фланге мощность нижнего слоя сокращается на 1—2 км (профиль 3); на профиле 4 мощность коры остается прежней. Мощность подкоровой литосферы увеличивается с 17 до 30 км при плотности 3,29 г/ см3, плотность астеносферы возрастает с 3,26 до 3,27 г/см3.
В целом фланги симметричны, за исключением слабых локальных вариаций;
в) фланговые участки с возрастом более 20 млн лет. На восточном фланге профиля 3 кора имеет такую же мощность, как и на соседнем к западу фланге, а на профиле 4 мощность несколько возрастает (примерно на 2—3 км); плотность в верхней и нижней коре не отличается от таковой на соседнем западном фланге. На западном фланге мощность коры практически не меняется. Строение слоев подкоровой литосферы и астеносферы на западном и восточном флангах резко асимметрично, что связано, как упомянуто выше, с разным возрастом литосферы на этих фланговых участках. На западном фланге глубина подошвы литосферы погружается до 55 км при увеличении плотности с 3,29 до 3,31 г/см3, в астеносфере плотность возрастает с 3,27 до 3,29 г/см3. На восточном фланге минимальная глубина подошвы литосферы в месте сочленения Американо-Антарктической и Индо-Антарктической плит достигает 45—50 км.
В целом в северо-восточном сегменте ААХ асимметрия строения тектоносферы увеличивается от центральной спрединговой области (возраст от 0 до 10 млн лет), где она практически отсутствует, к краевым участкам профилей. Ярко проявлена региональная асимметрия, вызванная возрастными особенностями литосферы по обе стороны от центральной спрединговой зоны. Локальные особенности связаны в основном со структурными особенностями коры.
Модель центрального сегмента. Центральный сегмент пересечен двумя профилями, по которым рассчитывались двумерные плотностные модели тектоносферы Американо-Антарктической спрединговой зоны — профили 5 и 6 (рис. 3). Профиль 5 пересекает центральную часть сегмента, равноудаленную от ограничивающих сегмент с севера и юга трансформных разломов Буллард и Вулкан. Профиль 6 пересекает южную часть сегмента в непосредственной близости от трансформного разлома Вулкан: а) центральная спрединговая зона с возрастом моложе 10 млн лет — результаты моделирования показали, что в целом при одинаковой мощности коры плотность ее на этом участке профиля 6 несколько меньше, чем на профиле 5. Это, вероятно, можно объяснить влиянием трансформного разлома. И сдвиг, и возможное растяжение в трансформном разломе (что подтверждается значениями локальных аномалий Буге) увеличивают трещиноватость коры и ее проницаемость для воды, оба эти фактора снижают плотность пород коры. Плотность верхнего слоя коры на профиле 5 составляет 2,68—2,73 г/см3, нижней коры — 2,95 г/см3; на профиле 6 — 2,65—2,73 г/см3 и 2,90 г/см3 соответственно. Но при этом глубина до поверхности асте-носферного клина на профиле 6 на 2 км больше, что, по-видимому, и повлияло на уменьшение амплитуды аномалий силы тяжести Буге на 10 мГал;
б) фланговый участок с возрастом более 20 млн
лет — уже в центральной зоне отмечается асимметрия строения тектоносферы относительно оси спрединга. На фланговых участках она становится еще больше. Глубина подошвы литосферы на восточном фланге профиля 5 возрастает с 25 до 40 км на расстоянии около 400 км от оси спрединга, а на западном фланге увеличение глубины происходит на расстоянии менее 200 км. На профиле 6 асимметрия подошвы литосферы выражена меньше. Такую разницу можно, вероятно, объяснить тем, что профиль 5 находится в зоне влияния трансформного разлома Буллард, смещение по которому (а соответственно и сдвиг всех поверхностей тектоносферы) в несколько раз превосходит смещение по трансформному разлому Вулкан, в зоне максимального воздействия этого разлома и проходит профиль 6.
Далее на запад фланговые части спрединговой системы с возрастом около 26—28 млн лет на обоих профилях субдуцируют под Южно-Сандичеву плиту, образуя субдукционные структуры желоба и задугового хребта с последующим задуговым спредингом в море Восточное Скотиа. На обоих профилях в общих чертах представлены эти структуры коллизионной зоны между Сандвичевой и Американо-Атлантической плитами.
Модель юго-восточного сегмента. Юго-восточный сегмент пересечен профилями 7 и 8. Оба профиля пересекают сегмент в центральной части, равноудаленной от трансформных разломов Вулкан и Южно-Сандвичев, ограничивающих его с севера и юга соответственно. Отметим, что смещения по этим трансформным разломным зонам также резко отличаются, как и в предыдущем сегменте: смещение по Южно-Сандвичеву трансформному разлому в несколько раз превосходит смещение по трансформу Вулкан. Поэтому проанализируем строение этого сегмента Американо-Антарктической системы по профилю 7 (рис. 4), находящемуся дальше от ЮжноСандвичева разлома и потому менее подверженному его влиянию, чем профиль 8:
а) центральная спрединговая зона с возрастом моложе 10 млн лет. Ширина зоны по профилю составляет 200 км. Батиметрическая и геофизическая характеристики симметричны относительно оси спрединга. Отмечена локальная асимметрия в рельефе дна и аномалиях силы тяжести в свободном воздухе. Это свидетельствует, что строение тектоносферы, за исключением слоя верхней коры, относительно оси спрединга практически симметрично. Мощность коры на этом участке составляет около 6 км. Плотностные характеристики коры в этой зоне практически не отличаются от таковых в других сегментах спрединговой системы, то же самое можно сказать о мощности и плотности глубинных слоев;
б) фланговые участки профиля с возрастом более 20 млн лет также представлены симметричным гравитационным полем и рельефом дна, который нарушается лишь незначительно, что связано, по всей видимости, с плотностной дифференциацией верхнего слоя коры и слабыми вариациями ее мощности, хорошо соответствующей рельефу дна. Западный фланг при возрасте около 25 млн лет субдуцирует под Сандвичеву плиту. На восточном фланге возраст в пределах профиля увеличивается до 35 млн лет, соответственно повышается мощность литосферы с постепенным увеличением плотности в слоях подко-ровой литосферы и астеносферы.
Модель строения тектоносферы в основном симметрична относительно оси спрединга.
Заключение. В таблице приведены основные результаты двумерного плотностного моделирования тектоносферы по профилям, пересекающим с запада на восток спрединговую систему Американо-Антарктического хребта. Приводятся положение профиля в спрединговой системе, изменение глубин рельефа дна, глубины подошвы верхней коры Мохо (мощность коры), подошвы литосферы, диапазон изменения плотности в слое верхней коры, нижней коры, в подкоровой литосфере и астеносфере в направлении от оси спрединга вдоль флангов.
Глубина и плотность слоев тектоносферы Американо-Антарктической спрединговой системы
Профили Глубина дна, км * Глубина подошвы верхней коры, км Глубина подошвы нижней коры (Мохо), км Глубина подошвы литосферы, км Диапазон изменения плотности в верхней коре, г/см3 Диапазон изменения плотности в нижней коре, г/см3 Диапазон изменения плотности в литосфере, г/см3 Диапазон изменения плотности в астеносфере, г/см3
Северо-восточный сегмент ААХ
3 2-3+4 (5) 4,5-5+6 (6+7) 10-10 +12 (8+10) 10-44 (55) 2,75-2,85 2,90-2,98 3,27-3,31 3,24-3,30
4 2-4+4,5 (5) ~6-6,5 (6,5) 11-15 (12) 11-49 (60) 2,72-2,85 2,90-2,95 3,27-3,31 3,24-3,29
Центральный сегмент ААХ
5 2,5-4,5 (5) 6,5-7 (8) 9-14 (12,5) 9-41 (50) 2,68-2,90 2,90-2,95 3,27-3,30 3,24-3,29
6 2,5-5 (5) 7-9 (8) 9-12 (11-12) 12-54 (45) 2,65-2,84 2,90 3,27-3,30 3,24-3,29
Юго-западный сегмент ААХ
7 2,0-5 (4,5) 8-9 (9) 10-13 (13) 11-50 (50?) 2,65-2,85 2,90 3,26-3,31 3,24-3,31(?)
* В скобках — глубина на левом, западном фланге.
Сопоставление по всем профилям характеристик разреза тектоносферы, полученных в результате двумерного моделирования, позволяет сделать следующие выводы об их изменении вдоль Американо-Антарктической спрединговой системы (с севера на юг от северо-восточного сегмента до юго-западного включительно):
— глубина океанического дна над спрединговой осью составляет 2—2,5 км. На правом (восточном) фланге дно погружается до 4 км на профиле 3 и до 5 км на профиле 7, а на левом (западном) фланге — до 5 км. Глубина дна практически симметрична в региональном плане относительно оси спрединга;
— глубина подошвы верхнего слоя коры в региональном плане асимметрично погружается относительно оси спрединга с 4,5 км под осью спрединга до 5—9 км на восточном фланге и до 6—8 км на западном, причем глубина подошвы этого слоя на обоих флангах увеличивается от северо-восточного сегмента к юго-западному;
— глубина подошвы нижнего слоя коры (граница Мохо) над спрединговой осью изменяется от 10—11 км в северо-восточном и юго-западном сегментах и до 9 км в центральном сегменте. На восточном фланге граница Мохо погружается до 12—14 км (с минимальным значением 10 км на профиле 3 и максимальным значением 15 км на профиле 4), а на западном фланге — до 8—13 км (минимальное значение отмечено на профиле 3, максимальное значение — на профиле 7);
— глубина до подошвы литосферы под спредин-говой осью составляет в северо-восточном сегменте 10—11 км, в центральном — 10—12 км, в юго-западном — 11—12 км. В целом среднее значение равно 11 км, что при разбросе значений в ±1 км находится в пределах точности;
— плотность в верхнем слое коры убывает от 2,70—2,85 г/см3 в северо-восточном сегменте до 2,65—2,85 г/см3 в юго-западном сегменте;
— плотность в нижнем слое коры 2,90—2,95 г/см3. Максимальное значение, равное 2,98 г/см3, получено для центральной спрединговой зоны северовосточного сегмента; 2,95 г/см3 — для центральной спрединговой зоне и 2,90 г/см3 — для юго-западного сегмента;
— плотность подкоровой литосферы меняется в пределах 3,27—3,31 г/см3 во всех сегментах.
— плотность астеносферы варьирует в пределах 3,24-3,30 г/см3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Березкин В.М. Метод полного градиента в геофизической разведке. М.: Недра, 1988.
Булычев А.А., Гилод ДА., Кривошея К.В. и др. Трехмерное моделирование тектоносферы в районе акватории трансформной зоны Романш (Экваториальная Атлантика) по гравиметрическим данным // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2005. № 5. С. 74-80.
Таким образом, выявлены следующие главные особенности строения тектоносферы по результатам двумерного плотностного моделирования:
— плотность океанической коры в центральной спрединговой зоне уменьшается от северо-восточного сегмента (максимальное значение) по направлению к юго-западному (минимальное значение), что может быть связано с изменением химического состава мантийного расплава, образующего океаническую кору;
— глубина до подошвы верхнего слоя океанической коры увеличивается с северо-востока ААХ на юго-запад с 4 до 8 км;
— уменьшение глубины границы Мохо от 10—11 км под осью спрединга в северо-восточном и юго-западном сегментах до 9 км в центральном сегменте, скорее всего, связано с тем, что центральная спрединговая зона (0—10 млн лет) на профиле 6 находится в непосредственной близости от трансформного разлома Вулкан;
— глубина подошвы литосферы и распределение плотности в слоях подкоровой литосферы и астеносферы изменяются только в зависимости от возраста литосферы.
Двумерное плотностное моделирование прояснило следующие аспекты строения тектоносферы: 1) откорректировано положение подошвы литосферы в центральной спрединговой зоне, где оно первоначально было задано по редкому возрастному гриду;
2) подтверждена правильность предположения, принятого при трехмерном моделировании, о зависимости плотностных характеристик подкоровой литосферы и астеносферы от возраста (повышение плотности с увеличением возраста). Моделирование также подтвердило правильность предположения о связи глубины залегания литосферы с ее возрастом — при увеличении возраста глубина подошвы литосферы возрастает;
3) с определенной степенью достоверности получено распределение плотности в слоях океанической коры. Конечное распределение плотности было установлено в результате моделирования и подбора гравитационного эффекта от модели к наблюденным значениям аномалий силы тяжести в свободном воздухе. При полном отсутствии априорных сведений о плотностных характеристиках океанической коры решению задачи способствовала интерпретация гравитационного поля методом полного нормированного градиента.
Булычев А.А., Гилод Д.А., Верещагина М.И. Структурный анализ гравитационного поля Американо-Антарктического хребта // Там же. 2008. № 5. С. 27-32.
Лукашевич И.П., Приставакина Е.И. Плотностная модель верхней мантии под океанами // Изв. Ан СССР. Физика Земли. 1984. № 2. С. 103-107.
Шрейдер А.А., Шрейдер Ал. А., Булычев А.А. и др. Геохронология Американо-Антарктического хребта // Океанология. 2006. Т. 46, № 1. С. 123-132.
Bruguier N.J., Livermore R..A. Enhanced magma supply at the southern East Scotia Ridge: evidence for mantle flow around the subducting slab? // Earth and Planet. Sci. Lett. 2001. Vol. 191. P. 129-144.
German C.R., Livermore R.A., Baker E.T. et al. Hydrothermal plumes above the East Scotia Ridge: an isolated high-latitude back-arc spreading centre // Ibid. 2000. Vol. 184. P. 241-250.
Кафедра геофизических методов исследования земной коры геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова, профессор, докт. физ.-мат. н., e-mail: [email protected] Кафедра геофизических методов исследования земной коры геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова, науч. сотр., e-mail: [email protected]
Leata P.T., Pearceb J.A., Barker P.F. et al. Magma genesis and mantle flow at a subducting slab edge: the South Sandwich arc-basin system // Ibid. 2004. Vol. 227. P. 17- 35.
Muller D.R., Roest W.R., Royer J.-Y. et al. Digital isochrones of the world's ocean floor // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102, N B2. P. 3211-3214.
Sandwell D.T., Smith W.H.F. Marine Gravity from Geosat and ERS-1 Satellite Altymetry // Ibid. 1997. Vol. 102, N B5. P. 10039-10054.
Smith W.H. F., Sandwell D.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings // Science. 1997. Vol. 277. P. 1956-1962.
Поступила в редакцию 23.12.2008
