CC BY
12
УДК 550.831
А.А. Булычев, Д.А. Гилод, М.И. Верещагина
СТРУКТУРНЫЙ АНАЛИЗ ГРАВИТАЦИОННОГО ПОЛЯ АМЕРИКАНО-АНТАРКТИЧЕСКОГО ХРЕБТА1
В статье исследована структура Американо-Антарктического хребта по данным анализа гравитационного поля. Анализ гравитационного поля в различных редукциях и его трансформант позволил выявить зональные, региональные и локальные особенности структуры поля, сопоставить их с современными представлениями о тектоническом районировании Американо-Антарктического хребта и прилегающих акваторий. Линеаментные структуры поля позволили установить местоположения спрединговых зон, основных трансформных и разломных структур. Сопоставление местоположения этих структур с результатами интерпретации набортных магнитных измерений показало достоверность полученных данных. Результаты проведенных исследований в виде структурных схем являются базовыми для построения модели тектоно-сферы Американо-Антарктического хребта.
Введение. Срединно-океанический Американо-Антарктический хребет (ААХ) расположен в Южной Атлантике и протягивается с северо-востока на юго-запад от точки тройственного сочленения Буве (54° ю.ш., 1° з.д.) до дуги Скотиа (точка тройственного сочленения, находящаяся южнее Южно-Сандвичевых о-вов и известная как точка тройственного сочленения Скотия с приблизительными координатами 24° з.д., 61° ю.ш.). Хребет играет важную роль в па-леогеодинамических событиях в Южной Атлантике. По его осям спрединга проходит конструктивная граница, а вдоль Южно-Сандвичева разлома — трансформная граница между Южно-Американской и Антарктической плитами. Вдоль его западной периферии (фланговой части) по Южно-Сандвичеву желобу проходит конвергентная граница между Южно-Американской и Сандвичевой литосферными плитами.
Акватория Американо-Антарктического хребта и прилегающих к нему областей до сих пор остается слабо изученной геофизическими методами. Гравитационное поле представлено в основном данными спутниковой альтиметрии. Магнитная съемка проведена на небольшом числе профилей, нерегулярно распространенных в районе исследования, что не позволяет построить карту аномального магнитного поля. Тем не менее некоторыми исследователями [Barker et al., 2005] была предпринята попытка идентифицировать наблюдаемые здесь магнитные аномалии.
Если северо-восточное окончание ААХ в настоящее время изучено в значительной мере полно благодаря набортным измерениям гравитационного и магнитного полей, а также батиметрии (совместные российско-итальянские работы 1994 и 1996 г. [Булычев и др., 1997; Пейвеи др., 1994]) и достаточно точно определено положение тройственной точки сочленения Буве, то строение юго-западного окончания ААХ по-прежнему является предметом дискуссии [Шрейдер и
др., 2006]. Не имея в настоящее время данных набортных гравиметрических и магнитных наблюдений, эту проблему в некоторой степени можно решить более детальным рассмотрением структуры Американо-Антарктического хребта и сопредельных тектонических структур в области его юго-западного замыкания по результатам детального анализа структуры гравитационного поля, полученного по спутниковым данным. Этой проблеме наряду с более детальным рассмотрением структуры ААХ и посвящена статья.
Анализ гравитационного поля ААХ. Рассмотрим структуру ААХ, полученную на основе анализа гравитационного поля, и сопоставим результаты с данными, полученными на основе набортных магнитометрических измерений. Интерпретация набортных магнитометрических данных была выполнена рядом зарубежных исследователей и авторами работы [Шрейдер и др., 2006]. Мы также воспользовались всеобъемлющей интерпретацией, проведенной в работе [Müller at al., 1997], результаты которой обобщены в цифровой карте возраста дна.
В основе исследований, проведенных нами для выяснения строения Американо-Антарктического хребта, лежит карта аномалий силы тяжести в свободном воздухе, полученная по данным спутниковой альтиметрии [Sandwelletal., 1997; Smith, Sandwell, 1997]. Для этого использованы числовые значения гравитационного поля по сети ГхГ, по которым были построены карты аномалий силы тяжести в редукциях в свободном воздухе и Буге (плотность промежуточного слоя 2,80 г/см3) (рис. 1).
Методический подход авторов к исследованию строения тектоносферы региона состоит в предварительном тщательном анализе структуры гравитационного поля, выделении его компонент, связанных региональными и локальными особенностями поля, а затем в построении модели строения тектоносферы.
1 Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект N° 07-05-00014-а).
14 ВМУ, геология, № 5
-500-
-1000-
-1500
-1000
Рис. 1. Поле аномалий силы тяжести (плотность промежуточного слоя 2,80 г/см3) на акваторию Американо-Антарктического хребта: А — поле аномалий силы тяжести в редукции в свободном воздухе, сечение изолиний 10—20 мГл; Б — карта аномалий силы тяжести в редукции Буге, сечение изолиний 10 мГл. Рамкой выделена зона детальных исследований Американо-Антарктического хребта, представленная на рис. 3
Анализ структуры гравитационного поля предусматривает разделение его на компоненты, связанные в той или иной степени с гравитационным эффектом от различных слоев и объектов тектоносферы. Для этого был применен комплекс трансформаций поля, позволивший выделить низкочастотную, среднечас-тотную и высокочастотную составляющие. На рис. 2 представлена зональность гравитационного поля, выявленная в результате анализа проведенных трансформаций. По низкочастотной компоненте выделяются четыре зоны, различающиеся по среднему уровню и знаку поля. Две зоны (I и II) имеют резко пониженный средний уровень поля — эта зона Срединно-Атлантического хребта (САХ) с прилегающим флангами на расстоянии до 500 км от оси спрединга и зона хр. Восточный Скотия (Восточное море Скотия). Между их южными окраинами также проходит поло-
са пониженных значений поля шириной до 500 км — зона Американо-Антарктического хребта с флангами шириной до 200 км.
Рассмотрим результаты сопоставления полученной схемы с возрастными особенностями океанического дна [Muller et al., 1997]. Зоны пониженного среднего уровня поля представлены спре-динговыми зонами с прилегающими к ним флангами, имеющими относительно тонкую и молодую литосферу, возможно, с пониженной плотностью по сравнению с более древней океанической литосферой (рис. 2). Карта возраста океанического дна [Muller et al., 1997] определяет возраст такой литосферы в 0—30 млн лет. Фланги САХ, имеющие возраст более 30 млн лет, расположены в зоне IV между зонами I и II и представлены аномальной областью с повышенным средним уровнем поля, что обусловлено более мощной, плотной и более древней литосферой.
В южной части рассматриваемого региона расположена зона повышенных значений среднего уровня поля (зона III). Она включает юго-восточный фланг ААХ с более древней (>30 млн лет), мощной и плотной литосферой. Морфологически эта зона построена просто и представлена в основном обширными региональными аномалиями.
Среднечастотная компонента дает фрагментацию поля в пределах ранее выделенных аномальных зон. Эта фрагментация, скорее всего, связана с фрагментацией литосферы на отдельные крупные блоки (микроплиты), различающиеся по мощности и плотности, что отражается в амплитуде региональных аномалий и их знаке (рис. 2). Эта компонента поля, видимо, представляет гравитационный эффект от мощности и плотностной неоднородности литосферного слоя.
Высокочастотная компонента дает еще большую дифференциацию поля, наследующую ту зональность, которая установлена по низко- и среднечас-тотной компонентам. В целом эти локальные аномалии, вероятнее всего, вызваны вариациями мощности и плотности корового слоя (рис. 2).
Выявленная зональность позволяет установить позицию спрединговой зоны Американо-Антарктического хребта по отношению к тектоническим элементам прилегающих регионов и дать его сравнительную оценку. Судя по амплитуде региональных аномалий этой зоны по сравнению с областями развития САХ и хр. Восточный Скотия, можно предположить, что более высокие значения поля здесь свидетельствуют либо о более глубинном залегании астеносфер-ного (менее плотного) слоя и большей мощности ли-
тосферы, либо о большей плотности астеносферы, либо имеют место оба фактора.
Для структурного районирования Американо-Антарктического хребта проведен детальный анализ поля аномалий силы тяжести и его трансформант. Результаты анализа наряду с полученной структурной схемой приведены на рис. 3.
Полное представление о структуре поля непосредственно на Американо-Антарктическом хребте и прилегающих к нему флангах невозможно без анализа его линейных элементов, представленных градиентными зонами и линейно вытянутыми полосовыми аномалиями, как знакопеременными, так и какого-либо одного знака.
Линеаменты поля характеризуют не только специфическую дифференциацию поля в пределах региональных аномалий и зон, но в первую очередь характер сочленения аномальных зон. На рис. 2 представлены линеаменты, выделенные по трансформантам поля аномалий силы тяжести. Из крупных линеа-ментных структур рассмотрим две, наиболее важные для наших исследований, т.е. связанные с Южно-Сандвичевой суб-дукционной зоной (островная дуга—желоб) и Американо-Антарктическим хребтом (рис. 3).
Южно-Сандвичева зона линеаментов представлена широкой полосой зоны градиентов по низкочастотной компоненте и дугообразными полосовыми аномалиями чередующегося знака по средне- и высокочастотной компонентам (рис. 3). Аномалии в пределах полос имеют высокую интенсивность. Дугообразный характер зоны выражается в смене простираний региональных и локальных аномалий от близ-широтного в северной части к почти меридиональному в центральной, а затем снова к близширотному в южной части. Зона максимального развития глубоководного желоба и островной дуги приходится в основном на центральную близмеридиональную часть. Северное окончание этой зоны расположено в районе 55° ю.ш. и 30° з.д., где она прерывается континентальным блоком о-ва Южная Георгия и поднятием Северо-Восточная Георгия. Южное окончание зоны приходится приблизительно на 25° з.д. и 61° ю.ш., где полосовая аномалия Южно-Сандвичева разлома соединяет линейные полосовые аномалии, связанные с Американо-Антарктическим хребтом, и линейные полосовые аномалии Южно-Сандвичева желоба и островной дуги. Участок южной границы между плитой Восточная Скотия (рис. 2, зона I) и Антарктической плитой (рис. 2, зона III) в интервале от 25 до 35° з.д. и в полосе от ~61 до ~62,5° ю.ш. не носит гради-
Рис. 2. Структурная схема гравитационного поля по результатам анализа поля аномалий силы тяжести и его трансформант с использованием батиметрических данных и карты возраста океанического дна [Шрейдер и др., 2006]: 1 — границы аномальных зон (I—IV); 2 — аномальные области (низкочастотная компонента гравитационного поля) преимущественно положительного (а) и отрицательного (о) знака; 3— региональные аномалии (сред-нечастотная компонента гравитационного поля) преимущественно положительного (а) и отрицательного (о) знака; 4 — оси положительных (а) и отрицательных (о) аномалий по полю аноматий силы тяжести и его трансформантам и рельефу дна; 5— оси положительных (а) и отрицательных (о) аномалий по полю аномалий силы тяжести и его трансформантам;
6 — изолинии возраста океанического дна (в млн лет)
ентный характер в среднечастотной компоненте, а представлен резким изменением простираний локальных полосовых аномалий с близ- широтного со стороны Антарктической плиты на северо-восточное со стороны плиты Восточная Скотия (рис. 3).
Структура Скотия-Антарктической плитной границы к востоку от Южно-Оркнейского микроконтинента до западного окончания Южно-Сандвичева разлома (25°- 40° з.д.) изучена слабо. Граница плит Скотия и Сандвичевой с Антарктической плитой расположена в пределах сложного хр. Южный Скотия, который включает блоки континентальной коры и глубинных бассейнов. Разломная зона, связанная с плитной границей, характеризуется в настоящее время левосторонним сдвигом и растягивающимися смещениями [СаНпсЗо—гакНуаг е! а1., 2004].
Локальные линейные аномалии в центральной части плиты Восточная Скотия, связанные со спре-динговой зоной хр. Восточный Скотия, устанавливаются только по высокочастотной компоненте. Они плохо выражены морфологически и имеют очень небольшую амплитуду, что, по-видимому, связано с тектоническим характером этого спредингового центра, а возможно, и с недостаточной детальностью рассматриваемого поля аномалий силы тяжести, представленного исключительно данными спутниковой съемки.
Зона Американо-Антарктического хребта. Зона спрединговых центров ААХ в целом достаточно удов-
а б а б а б а б
Рис. 3. Структурная схема Американо-Антарктического хребта по трансформантам поля аномалий силы тяжести: А — низкочастотная компонента поля аномалий силы тяжести в редукции Буге (пересчет в верхнее полупространство, Я =50 км); Б — среднечастотная компонента поля аномалий силы тяжести в редукции Буге; В — высокочастотная компонента поля аномалий силы тяжести в редукции Буге; Г — структурная схема Американо-Антарктического хребта; 1 — зоны градиентов; 2 — границы резкого изменения морфологии поля; 3 — оси спрединга; 4 — оси положительных полосовых аномальных зон (а — интенсивные, б — слабоаномальные); 5— оси отрицательных полосовых аномальных зон (а — интенсивные, б — слабоаномальные); 6 — зоны региональных относительно пониженных (а) и относительно повышенных (б) аномалий низкочастотной компоненты поля аномалий силы тяжести в редукции Буге; 7— региональные положительные (а) и отрицательные (б) аномалии среднечастотной компоненты поля аномалий силы тяжести в редукции Буге; 8 — фланговые приосевые
поднятия по батиметрии и гравитационному полю
летворительно прослеживается в рельефе дна и в поле аномалий силы тяжести в редукции в свободном воздухе. Более детальные представления об этой зоне — фрагментарность, простирание и другие аномальные особенности — получены в результате анализа полей трансформант гравитационного поля, особенно его высокочастотной компоненты (рис. 3).
Уже низкочастотная компонента (рис. 3, А) фиксирует четкое разделение Американо-Антарктической спрединговой зоны на три крупных региональных сегмента по их аномальной выраженности — западный, восточный и северо-восточный. Западный и восточный разделены между собой трансформным разломом Булларда с правосторонним смещением на ~500 км. От Южно-Сандвичевой дуги западный сегмент зоны отделен Южно-Сандвичевым трансформным разломом с правосторонним смещением на ~350 км. Третий, самый небольшой северо-восточный сегмент ААХ, непосредственно сочленяющийся с САХ в тройственной точке Буве, смещен относительно восточного сегмента по трансформному разлому Конрада (правосторонее смещение ~200 км).
Западный сегмент по низкочастотной компоненте представлен самостоятельной изолированной аномалией относительно пониженных значений поля по сравнению с аномальными положительными зонами III и IV (рис. 2, 3, А), расположенными к югу и к
северу от него соответственно. Региональная аномалия имеет северо-восточное простирание, она находится между трансформными разломами ЮжноСандвичев и Булларда. Восточный и северо-восточный сегменты приходятся на градиентную по низкочастотной компоненте переходную зону от относительно отрицательной аномалии, представляющей спрединговую зону САХ, к восточному сегменту ААХ.
В полях среднечастотной компоненты (рис. 3, Б) происходит некоторая детализация спрединговой зоны ААХ. Вся зона в целом делится на ряд отрицательных аномалий, но в основном сохраняется общая фрагментарность ААХ, установленная в полях низкочастотной компоненты. Для западного сегмента отмечается разделение его на два меньших сегмента трансформным разломом с небольшим (~50 км) правосторонним смещением. Восточный сегмент представлен самостоятельной региональной отрицательной аномалией северо-восточного простирания, ограниченной с севера и юга трансформными разломами Конрада и Булларда соответственно. Северо-восточный сегмент расположен в градиентной зоне и отдельной аномалией не представлен. Отметим, что установленный ранее размер области тройственного сочленения Буве [Булычев и др., 1997] в поле среднечастотной компоненты представлен региональной от-
рицательной аномалией, на юго-западной градиентной границе которой и расположен северо-восточный сегмент ААХ.
По Южно-Сандвичеву трансформному разлому резко меняется простирание региональных аномалий в пределах этой полосы с близмеридионального на близ- широтное. Региональная положительная аномалия в пределах полосы меридионального простирания, примыкающая с запада к западному сегменту ААХ, представляет, по-видимому, фланг западного сегмента спрединговой зоны ААХ. Вероятнее всего, фланговая зона занимает практически весь участок полосы положительных региональных аномалий меридионального простирания. Можно сказать, что это субдуцирующий фланг западного сегмента ААХ.
Высокочастотная локализация ААХ {рте. 3, В) хорошо проявлена в наблюденном поле аномалий силы тяжести в редукции в свободном воздухе и рельефе дна. Все линеаменты предварительно были выделены по этим картам. Некоторое уточнение их положения и дополнительные характеристики (границы распространения, аномальная выраженность, т.е. интенсивность локальных аномалий, изменчивость их простирания в пределах линеаментной зоны и др.) получены при анализе высокочастотных трансформаций гравитационного поля.
Западный сегмент ААХ состоит из двух сегментов, смещенных один относительно другого по трансформному разлому. Спрединговая зона представлена отрицательными аномалиями топографии и гравитационного поля, фиксирующими центральную спре-динговую долину. Это узкие (шириной до 25 км) линейно вытянутые аномалии, имеющие север-северовосточное (близмеридиональное) простирание. По обе стороны от центральной спрединговой долины в полосе шириной до 50 км расположены изометрич-ные интенсивные положительные аномалии гравитационного поля и топографические поднятия. В этом сегменте центральная зона спрединга и ближайшие к ней фланги, находящиеся по обе стороны от нее, имеют возраст от 0 до 5 млн лет (рис. 2).
Западный фланг спрединговой зоны западного сегмента (5—20 млн лет) представлен чередующимися полосами положительных (достаточно интенсивных) и отрицательных (или относительно отрицательных) аномалий близширотного простирания, которые резко обрываются меридиональными простираниями аномальной зоны Южно-Сандвичева желоба. Восточный фланг в полосе шириной -200 км (до возраста 20 млн лет) в южной части сегмента до трансформного разлома, ограничивающего его на севере, выражен интенсивными положительными аномалиями восток-северо-восточного простирания, аналогичными аномалиям на западном фланге. В северной части сегмента эта полоса несколько шире, но ограничена возрастом ~15 млн лет. К востоку простирание локальных аномалий в правофланговой части спрединговой зоны меняется на запад-северо-западное, интенсивность аномалий снижается. В северной части сегмента восточный фланг представлен слабоинтен-
сивными аномалиями, не имеющими ярко выраженного простирания. После возраста -40 млн лет характер поля меняется — резко возрастает глубина дна, и поле в основном отрицательное со слабыми локальными аномалиями северо-западного простирания (рис. 2, зона III).
Восточный сегмент ААХ в осевой части представлен полосой интенсивных отрицательных аномалий силы тяжести и долиной в рельефе дна. В этом сегменте отсутствуют полосы положительных интенсивных аномалий по флангам спрединговой долины, а положительные аномалии по обе стороны от нее до возраста 10 млн лет в полосе шириной ~200 км имеют близширотное, восток-юго-восточное простирание. Затем интенсивность локальных аномалий уменьшается, но до возраста 20 млн лет они сохраняют простирание на западном фланге, а старше возраста 20 млн лет поле имеет знакопеременный характер, локальные аномалии не имеют четко выраженного простирания. На восточном фланге простирание локальных аномалий старше 20 млн лет резко меняется на северо-западное. До 50 млн лет локальные аномалии достаточно интенсивные, знакопеременные, имеют северо-западное простирание, после чего интенсивность локальных аномалий резко падает, но четко выраженное северо-западное простирание сохраняется на протяжении всей аномальной зоны III.
Северо-восточный сегмент ААХ — самый короткий, он подходит непосредственно к САХ, представлен интенсивной отрицательной аномалией в центральной части, по флангам которой расположены интенсивные положительные аномалии. Этот сегмент ААХ, четко фиксируемый по высокочастотной компоненте, в среднечастотной приходится на пятно тройственной точки сочленения, а в низкочастотной — на градиентную переходную зону от аномальной зоны II к аномальной зоне IV (рис. 2).
В целом Американо-Антарктический хребет на всем протяжении имеет хорошо развитую в рельефе дна срединную долину с шириной -25 км. Примыкающая к ней с обеих сторон зона хребтов четко представлена в западном и северо-восточном сегментах и видоизменена или отсутствует в восточном. Фланговые зоны моложе возраста 20 млн лет шириной около 200 км присутствуют в западном и восточном сегментах и отсутствуют в северо-восточном. Отнесенные еще дальше от оси спрединга фланговые зоны имеют несимметричное строение по обе стороны от оси спрединга. В западном сегменте они вообще отсутствуют, так как субдуцировали под плиту Восточная Скотия, а восточный фланг меняет простирание в целом; простирание локальных аномалий в его пределах тоже меняется и продолжается далее на юго-восток. Восточный сегмент также имеет асимметричное строение флангов после возраста 20 млн лет. Но здесь западный фланг представлен в рельефе дна и гравитационном поле до возраста -40 млн лет, а восточный так же, как и в западном сегменте, до возраста 40 млн лет представлен полем с аномалиями северо-западного простирания.
Выводы. 1. Анализ гравитационного поля и его трансформант позволил разделить поле силы тяжести на компоненты, связанные с аномальным эффектом от слоев тектоносферы — астеносферы, подкоровой литосферы и океанической коры. Низкочастотная компонента характеризует региональное изменение мощности и плотности астеносферы и подкоровой литосферы с возрастом. Среднечастотная компонента более четко подчеркивает дифференциацию этих слоев тектоносферы по мощности и плотности. Высокочастотная компонента связана с изменениями плотности и мощности океанической коры. Низкочастотные линеаменты определяют границы лито-сферных плит, среднечастотная компонента, кроме того, подчеркивает характер (тип) этих границ. Высокочастотная компонента добавляет информацию о внутреннем строении этих пограничных зон и структурных особенностях внутри плит.
2. Проведена сегментация ААХ в региональном плане и дан сравнительный анализ внутренней структуры сегментов. Определены границы ААХ.
3. Положение всех структурных элементов, включая оси спрединга и трансформные разломы, на схе-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Булычев /LA., Гилод Д.А., Куликов Е.Ю. и др. Хронология дна района тройственного сочленения литосферных плит Буве // Океанология. 2000. Т. 40, № 2. С. 257-266.
2. Булычев А.А., Гилод Д.А., Куликов Е.Ю. и др. Детальные геомагнитные исследования точки тройственного сочленения литосферных плит в регионе острова Буве // Там же. 1997. Т. 37, № 6. С. 897-909.
3. Пейве А.А., Зителлини Н., Перфильев А.С. и др. Строение Срединно-Атлантического хребта в районе тройного сочленения Буве //Докл. РАН. 1994. Т. 38, № 5. С. 645-648.
4. Шрейдер А.А., Шрейдер Ал.А., Булычев А.А. и др. Геохронология Американо-Антарктического хребта // Океанология. 2006. Т. 46, № 1. С. 123-132.
5. Barker P.F. Scotia Sea régional tectonic évolution: implications for mantle flow and palaeocirculation // Earth Sci. Rev. 2001. N 55. P. 1-39.
мах представлено по данным анализа гравитационного поля. Проведено сопоставление положения осей спрединга и трансформных зон, представленных в работах [Шрейдер и др., 2006; Müller et al., 1997], с их положением, установленным по результатам проведенного анализа. Учитывая региональный характер работы [Müller et al., 1997] и дискретные данные о поведении этих структурных элементов в работе [Шрейдер и др., 2006], можно считать, что эти структурные элементы на полученных схемах представлены достоверно.
4. Структурная схема, полученная по результатам анализа гравитационного поля и его трансформант, является базой для построения модели строения тектоносферы ААХ. Это подтверждается результатами сопоставления структурной схемы с данными о возрасте океанического дна [Шрейдер и др., 2006; Müller et al., 1997]. Зональность поля низкочастотной компоненты коррелирует с региональными особенностями карты возраста. Линейные структурные элементы поля коррелируют с зонами спрединга, трансформными и разломными структурами, намечаемыми по карте возраста.
6. Galindo-Zaldivar J., Balanya J. С., Bohoyo F. et al. Activ crustal fragmenyation along the Scotia-Antarctic plate boundary east of the Orkney Microcontinent (Antarctica) // Earth and Planet. Sci. Lett. 2002. Vol. 204. P. 33-46.
7. Muller R. IX. Waller /1/1. Royer J.-Y. et al. Digital isochrones of the world's ocean floor // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102, N B2. P. 3211-3214.
8. Sandwell D.T., Smith W.H.F. Marine Gravity Anomaly from Geosat and ERS-1 Satellite Altymetry // Ibid. 1997. Vol. 102, N B5. P. 10039-10054 (ftp://topex.ucsd.edu/pub/).
9. Smith W.H.F., SandwellD.T. Global SeafloorTopography from Satellite Altimetry and Ship Depth Soundings // Science. 1997. Vol. 277 (5334) (ftp://topex.ucsd.edu/pub/, http:// edcwww. cr. usgs.gov/landdaac/gtopo30/).
Поступила в редакцию 11.12.2007
