CC BY
2
Посвящается 270-летию МГУ имени М.В. Ломоносова
УДК 550.830, 831; 551.241
doi: 10.55959/MSU0579-9406-4-2023-63-4-3-11
ГЕТЕРОГЕННОЕ СТРОЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ АНТАРКТИЧЕСКОГО СЕКТОРА ЮЖНОЙ АТЛАНТИКИ ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ПЛОТНОСТНОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
Дарья Александровна Рыжова1^, Мария Владимировна Козырева2, Евгений Павлович Дубинин3, Андрей Александрович Булычев
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; dasha_0292r@mail.ruH
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; m.kosnyreva@yandex.ru
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; edubinin08@rambler.ru
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; aabul@geophys.geol.msu.ru
Аннотация. Представлены результаты плотностного моделирования строения тектоносферы через антарктический сектор южной части Атлантического океана по профилям, протягивающимся от Фолклендского плато до Мозамбикского хребта и пересекающим серию поднятий и хребтов, разделенных глубоководными котловинами. Исследования показали, что кора данного района имеет гетерогенное строение, причем поднятия имеют различное строение коры, что свидетельствует о различном их происхождении.
Ключевые слова: Южная часть Атлантического океана, тектоносфера, двумерное плотностное моделирование, подводные поднятия, строение коры
Для цитирования: Рыжова Д.А., Коснырева М.В., Дубинин Е.П., Булычев А.А. Гетерогенное строение литосферы антарктического сектора Южной Атлантики по результатам плотностного моделирования // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2023. № 4. С. 3-11.
HETEROGENEOUS STRUCTURE OF THE LITHOSPHERE
OF THE ANTARCTIC SECTOR OF THE SOUTH ATLANTIC ACCORDING
TO THE RESULTS OF DENSITY MODELING
Daria A. Ryzhova1^, Maria V. Kosnyreva2, Evgeny P. Dubinin3, Andrey A. Bulychev4
1 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; dasha_0292r@mail.ruH
2 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; m.kosnyreva@yandex.ru
3 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; edubinin08@rambler.ru
4 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; aabul@geophys.geol.msu.ru
Abstract. The results of density modeling of the structure of the tectonosphere through the Antarctic sector of the South Atlantic Ocean along profiles stretching from the Falkland Plateau to the Mozambique Ridge and crossing a series of uplifts and ridges separated by deep-sea basins are presented. Studies have shown that the crust of this region has a heterogeneous structure, and the uplifts have a different structure of the crust, which indicates their different origin.
Keywords: the southern part of the Atlantic Ocean, tectonosphere, 2D density modeling, underwater uplifts, structure of the crust
For citation: Ryzhova D.A., Kosnyreva M.V., Dubinin E.P., Bulychev A.A. Heterogeneous structure of the lithosphere of the antarctic sector of the South Atlantic according to the results of density modeling. Moscow University Geol. Bull. 2023; 4: 3-11. (In Russ.).
Введение. Статья посвящена изучению строения коры и литосферы основных структур антарктического сектора Южной Атлантики. Исследуемые поднятия и котловины располагаются между Агу-льяс-Фолклендской разломной зоной и тройным соединением Буве (по широте). Было проведено плотностное моделирование по двум региональным трансатлантическим профилям, пересекающим такие тектонические структуры как поднятия (Северо-Восточная Георгия, Айлос Оркадас, Метеор),
хребты (асейсмический — Мозамбикский хребет и спрединговый — южная часть Срединно-Атлан-тического хребта (ЮСАХ), палеоспрединговый хребет Агульяс), плато (Фолклендское и Агульяс) и котловины (Георгия, Агульяс и Мозамбикская). Схема расположения профилей, для которых проведено двумерное моделирование строения текто-носферы, представлена на рис. 1. Положение профилей выбиралось таким образом, чтобы они по возможности ортогонально пересекали структуру
Срединно-Атлантической спрединговой системы, захватывались ее фланги, а также через важные тектонические структуры, проявившиеся во время развития южной части Атлантического океана.
Материалы и методы исследований. В качестве основного фактического материала использовалась информация об аномальном гравитационном поле в свободном воздухе и о рельефе дна океана [Sandwell et al., 2014; Smith, 1997], полученная по спутниковым данным. Аномалии поля силы тяжести в редукции Буге, рассчитанные с учетом сферичности Земли при плотности промежуточного слоя 2,67 г/см3 с дискретностью 2'х2' [Булычев и др., 1998]. Также была использована модель аномального магнитного поля EMAG2v3 [Meyer et al., 2017], модель сейсмотомо-графии SL2013sv [Schaeffer, 2013], данные о возрасте океанического дна, полученные на основе анализа аномального магнитного поля [Müller et al., 2008], а также данные о мощности осадков [Whittaker et al., 2013].
Результаты исследований и их обсуждения. Геолого-геофизическая характеристика. Анализ аномалий гравитационного поля в свободном воздухе и в редукции Буге, а также его низко, средне и высокочастотных трансформант над основными структурами вдоль профилей приведен в обобщенной таблице, иллюстрирующей диапазон гравиметрических характеристик (табл. 1).
Профиль 1 имеет субширотное простирание и пересекает с запада на восток Фолклендское плато, банку Мориса Юинга, котловину Георгия, поднятия Северо-Восточная Георгия, Айлос Оркадас, центральный сегмент южной части Срединно-Ат-лантического хребта (ЮСАХ), поднятие Метеор, палеоспрединговый хребет Агульяс, котловину и плато Агульяс и Мозамбикский хребет (рис. 1). Протяженность профиля составляет более 7500 км. Рельеф дна меняется от 1,2 км на таких поднятиях
как банка Мориса Юинга и Мозамбикский хребет, до 5,3 в котловине Агульяс. Через центральный сегмент ЮСАХ рельеф от оси спрединга к его флангам изменяется от 2,5 до 3,8 км. Глубина оси спрединга достигает до 3,9 км.
Аномалии силы тяжести в свободном воздухе имеют интенсивные минимумы в нескольких местах: над осью спредингового хребта ЮСАХ, палеоспре-дингового хребта Агульяс (амплитуда до -40 мГал), по контуру поднятия Северо-Восточная Георгия и с восточной стороны от поднятия Метеор (до -35 мГал). Интенсивные положительные аномалии наблюдаются над поднятиями Северо-Восточная Георгия и Метеор, по краям оси спрединга ЮСАХ (до 60 мГал) и над Мозамбикским хребтом (до 75 мГал). Средний уровень аномального гравитационного поля в свободном воздухе составляет ±15 мГал. Повышенные значения поля, амплитуда которых до 25 мГал, наблюдаются над понятием Айлос Оркадас и плато Агульяс.
В поле аномалий силы тяжести в редукции Буге ось спредингового хребта ЮСАХ имеет интенсивность аномалий до 390 мГал. Палеоспрединговый хребет Агульяс проявляется слабозаметными линейными аномалиями амплитудой до 560 мГал. Над Мозамбикским хребтом и банкой Мориса Юинга наблюдается самая низкая амплитуда аномалий гравитационного поля до 200 мГал. Амплитуда аномалий над поднятиями Метеор и Северо-Восточная Георгия варьирует от 250 до 400 мГал. Интенсивность аномалий поля силы тяжести в редукции Буге над поднятием Айлос Оркадас и плато Агульяс повышена по сравнению с вышеперечисленными поднятиями (330 до 455 мГал). Котловина Георгия и Агульяс проявляются интенсивными повышенными значениями аномалий до 580 мГал.
По результатам анализа модели сейсмотомо-графии [8скае1&, 2013] показано, что на глубине
Геолого-геофизические параметры структур
Название/параметры Фолклендское плато Фолклендский бассейн банка Мориса Юинга поднятие Северо-Восточная Георгия поднятие Айлос Оркадас ЮСАХ
Возраст, млн лет более 135 90-120 60-80 0-25
Поле силы тяжести в свободном воздухе А^ мГал -35т60 (20) -20т35 (7,5) 30т80 (45) 20т100 (35) -10т80 (20) -30т70 (20)
Поле силы тяжести в редукции Буге Л?Б, мГал 60-370 (260) 270-365 (317,5) 230-320 (260) 290-420 (350) 310-450 (370) 140-380 (290)
Низкочастотная компонента AgБ, мГал 160-370 (265) 350-380(365) 370-440(405) 415-465(440) 465-475 (470) 370-400 (385)
Среднечастотная компонента Д§Б, мГал -55^ -15 (-30) -30т -15 (-22,5) -60т -10 (-35) -40т -10 (-25) -55т -10 (-35) -35т -5 (-20)
Высокочастотная компонента Д§Б, мГал -115^ -40 (-78) -35т40 (2,5) -130т -15 (-73) -140т -15 (-78) -120т -10 (-65) -150т -10 (-80)
Аномальное магнитное поле, нТл -85т250 -70т150 -190т200 -300т450 -200т300 -340т280
Примечание. Приведены экстремальные значения (минимум — максимум), в скобках — среднее значение.
Рис. 1. Рельеф дна антарктического сектора Южной Атлантики, по [Sandwell et al., 2014; Smith, 1997]. ААХ — Американо-Антарктический хребет, АфАХ — Африканско-Антарктический хребет, АФТР — Агульяс-Фолклендский трансформный разлом, ГД — подводные горы Дискавери, ГТБ — горячая точка Буве, ГТШ — горячая точка Шона, КГ — котловина Георгия, МадХ — Мадагаскарских хребет, МозХ — Мозамбикский хребет, ПАО — поднятие Айлос Оркадас, ПМ — поднятие Метеор, ПМо — поднятие Мод, ПСВГ — поднятие Северо-Восточная Георгия, САХ — Срединно-Атлантический хребет, ТСБ — тройное соединение Буве, ХА — хребет Агульяс, ХШ — хребет Шона, ЮЗИХ — Юго-Западный Индийский хребет. Условные обозначения: 1 — ось срединно-океанических хребтов; 2 — ось полеоспредингового хребта Агульяс; 3 — положение интерпретационных профилей, 4 — Агульяс-Фолклендкая разломная зона
границы 25-50 км, почти на всем протяжении профиля значения скорости не изменяются. На этой глубине наблюдается резкое уменьшение скорости только в районе Фолклендского плато, что может свидетельствовать о наличии утоненной конти-
антарктического сектора Южной Атлантики
нентальной коры. С 50 км и до 200 км наблюдается падение скоростей в области спредингового хребта ЮСАХ. Это обусловлено тем, что под хребтом располагается разогретое мантийное вещество. С запада и востока от ЮСАХ, в районе поднятий Айлос
Таблица 1
поднятие Метеор хребет Шона котловина Агульяс палеохребет Агульяс плато Агульяс Мозамбикский хребет Мозамбикская котловина Мадагаскар ский хребет
60-80 20-50 65-90 70-80 90-110 110-130 80-100 75-100
-10т100 (35) -70т140 (55) -30т25 (10) -60т -20 (-40) 15т55 (30) 20т70 (35) -30т15 (-7,5) 20т105 (40)
250-400 (325) 90-370 (340) 480-625 (545) 480-520 (500) 320-430(360) 250-430 (330) 450-610 (550) 200-390 (295)
430-450(440) 390-420 (405) 480-520 (500) 470-500 (485) 370-450(410) 260-320 (290) 460-490(475) 350-390(370)
-75^ -5 (-40) -20т -10 (-15) 5т25 (15) 10т15 (12) -30т10 (-5) -45т10 (-18) 5т30 (17) -50т -10 (-30)
-125^ -15 (-70) -140т -20 (-80) -25т40 (8) -40т20 (-10) -80т -10 (-45) -110т -15 (-62) -5т60 (28) -120т -10 (-65)
-250т500 -150т120 -340т350 -210т180 -360т590 -300т500 -390т450 -500т400
Оркадас и Метеор, наблюдается градиентная зона, которая свидетельствует о разновозрастной коре и разной толщине литосферы, на которой образовался хребет. Такая же картина наблюдается в районе плато Агульяс и Мозамбикского хребта, а также Фолклендского плато и Банки Мориса Юинга.
Второй профиль, расположенный южнее, имеет протяженность более 7500 км. Профиль пересекает с запада на восток южную часть Фолклендского плато и банки Мориса Юинга, поднятий Северо-Восточная Георгия и Айлос Оркадас, южную часть ЮСАХ, хребет Шона и южное окончание Мадагаскарского хребта. В рельефе дна океана едва угадывается ось спредингового хребта, ЮСАХ глубина которого изменяется от 2,5 до 3,3 км. Причем его восточный фланг приподнят примерно на 1 км, относительно западного. Рельеф дна оставшейся части изменяется от 1,1 км на Мадагаскарском хребте до 5,5 км в Мо-замбикской котловине.
Средний уровень поля силы тяжести в свободном воздухе составляет около ±25 мГал. Высокоинтенсивные аномалии наблюдаются над вулканическими постройками хребта Шона и южной части Айлос Оркадас, которые связаны с плюмовой активностью горячей точки (амплитуда до 120 мГал). Фланговые зоны ЮСАХ проявляются средними положительными значениями аномального гравитационного поля, амплитуда которых варьирует от 8 до 25 мГал. Над Мадагаскарским хребтом амплитуда аномалий гравитационного поля достигает до 75 мГал, что также связанно с сильным магматизмом. В районе Фолклендского плато интенсивность аномалий уменьшается до -50 мГал, связаны они с близким расположением Фолклендского трога.
В поле силы тяжести в редукции Буге ось ЮСАХ проявляется повышенными значениями аномалий, интенсивность которых варьирует от 220 до 320 мГал. Над Мадагаскарским хребтом и хребтом Шона характеризуются пониженными значениями поля. Амплитуда аномалий над этими поднятиями достигает до 120 и 105 мГал, соответственно. Котловина Агульяс проявляется повышенными значениями аномального гравитационного поля до 610 мГал, но в центральной части амплитуда аномалий уменьшается до 470 мГал. Такими значениями поля проявляется трансформный разлом между Мо-замбикской и Агульяс котловинами. Затрагиваемая южная часть поднятия Айлос Оркадас характеризуется повышенными значениями поля, амплитуда которых варьирует от 290 до 460 мГал.
На модели сейсмотомографии начиная с глубины 25 км и до 200 км наблюдается гетерогенность всего профиля. В приосевой части ЮСАХ и на его восточном фланге наблюдается понижение сейсмических скоростей, что свидетельствует о сильной прогретости мантийного вещества. Также как и на северном профиле 1, наблюдается градиентная зона с западной и восточной стороны от ЮСАХ, в районе
Фолклендского плато и с запада от Мадагаскарского хребта.
Проведенный анализ показал, что подводные поднятия и котловины Африкано-Антарктического сектора Южного океана имеют различные геофизические характеристики и диапазон вариаций аномальных значений гравитационного поля, которые в совокупности служат индикаторами особенностей строения их коры и разных условий происхождения (табл. 1).
Плотностноемоделирование. Плотностная модель тектоносферы до глубины 100 км представлена пятью основными слоями, гравитационный эффект от которых, исходя из анализа структуры аномального гравитационного поля, имеет разные частотные и амплитудные характеристики. Плотность в слоях модели задавалась постоянной в пределах отдельных «блоков», а не менялась градиентно по глубине. Такое распределение плотностей можно допустить для блоков земной коры, но не для слоя подкоровой литосферы и астеносферы. Дискретное назначение плотности не меняет картины аномального распределения масс в разрезе для регионального моделирования, которое проводилось в этом исследовании.
Первый слой — водный, подошва которого определяется рельефом дна океана, а плотность его составляет 1,03 г/см . Второй — слой осадков, мощность которого определена по данным ^Ыйакег е! а1., 2013] со средней плотностью 2,1 г/см3. Третий слой — слой океанической коры, подошва этого слоя определяется границей Мохо с переменными значениями плотности (2,70-2,88 г/см3). Четвертый — слой подкоровой литосферной мантии, подошва которого рассчитывалась по аналитической зависимости «возраст дна — мощность литосферы» (Нл=7,5+6,6 41, где t — возраст литосферы в млн лет [Сорохтин, 1973]). Данный слой имеет переменную плотность, которая изменяется в зависимости от возраста литосферы, от 3,21 г/см3 под осью спре-дингового хребта до 3,31 г/см3 при возрасте старше 100 млн лет. Пятый слой — астеносферный, кровля которого проведена по подошве литосферы, с переменной плотностью в зависимости от расстояния от центра спрединга (3,19 г/см3 под осью спрединга и до 3,29 г/см3 при возрасте старше 100 млн лет).
Представленные плотностные модели отражают региональные особенности тектоносферы антарктического сектора южной Атлантики. В процессе моделирования изменялись положения границы Мохо, подошвы литосферы с учетом изменения плотности в подкоровой литосфере и астеносферы.
С помощью решения прямой задачи был рассчитан гравитационный эффект от исходных моделей. Минимальное расхождение между подобранным суммарным эффектом от модели и наблюденным гравитационным полем достигалось с помощью интерактивного подбора параметров слоев разреза. Неизменным оставалось положение трех границ: кровля рельефа дна океана, подошвы осадков и ли-
тосферы, рассчитанной по возрасту океанического дна. При подборе плотностей во всех слоях ориентировались на допустимый разброс плотностей в каждом слое. Максимальное расхождение между наблюденным и рассчитанным от модели гравитационным полем в свободном воздухе не превышало ±7 мГал.
На рис. 2 представлена полученная в результате подбора плотностная модель. Плотность в центральной части профиля (возраст дна от 0 до 20 млн лет) изменяется как по латерали, так и по глубине. Мощность земной коры западного фланга ЮСАХ составляет ~13 км, в то время как мощность его восточного фланга увеличивается и составляет ~15 км. Плотность блоков коры на восточном фланге ниже, по сравнению с западным, и варьируют от 2,82 до 2,85 г/см3. Но возле оси хребта наблюдается уплотненный блок с плотность 2,88 г/см3. По всей видимости, это обусловлено близким прохождением горячей точки во время раскрытия южной части Атлантического океана. Поднятия Айлос Оркадас, Метеор, Северо-Восточная Георгия и плато Агу-льяс имеют сходную плотностную характеристику, где плотность блоков коры изменяется от 2,78 до 2,82 г/см3. Мощность земной коры под поднятиями составляет ~20 км. О различии в строении вышеперечисленных поднятиях свидетельствует изменение скорости сейсмических волн. Котловина Агульяс, в которой располагается одноименный палеоспре-динговый хребет, характеризуется типичными значениями плотности для котловин с океаническим типом коры. Мощность коры не превышает 14 км. Фолклендское плато, банка Мориса Юинга и Мо-замбикский хребет характеризуются повышенными значениями плотности в подкоровой мантии и асте-носферном слое, что свидетельствует о присутствии разновозрастных блоков на профиле. Фолклендское плато сложено утоненной континентальной корой, о чем свидетельствует разуплотненный блок коры (2,70 г/см3), мощностью ~12 км.
На плотностной модели южного профиля (рис. 3) наблюдается увеличение мощности земной коры под ЮСАХ до 15 км и выделение более плотного блока небольшой мощности (2,9 г/см3), связанного с возможной серпентинизацией коры. Восточный фланг хребта осложнен вулканической постройкой — хребтом Шона, мощность коры которого достигает 24 км. Наблюдается разуплотнение блоков коры (2,80-2,85 г/см3), которое связано с близким расположением горячих точек Буве и Шона. Поднятия Айлос Оркадас и Северо-Восточная Георгия почти сливаются в единую структуру, плотностная характеристика которых также схожа (2,78-2,84 г/см3). Мощность земной коры поднятия Айлос Оркадас уменьшается до 17 км. В котловине Агульяс отмечается увеличение мощности земной коры с восточной стороны от палеохребта Агульяс (до 17 км), ближе к Мозамбикской котловине она составляет около 12 км. Плотность блоков в районе
палеохребта возрастает до 2,85 г/см3. Мадагаскар-ский хребет характеризуется увеличенной плотностью в слое подкоровой мантии и астеносферном слое, а также мощностью земной коры (~30 км). Плотность блоков коры Мадагаскарского хребта изменяется от 2,78 г/см3 до 2,85 г/см3.
Заключение. Анализ аномального гравитационного и магнитного полей вдоль трансатлантических профилей, пересекающих морфоструктуры разного типа, включающие спрединговые и палеоспредин-говые хребты, линейные магматические поднятия и плато, океанические котловины и др., позволил выявить геофизические характеристики и диапазон вариаций аномальных значений гравитационного поля, которые могут служить индикаторами особенностей строения их коры и разных условий происхождения.
Высокоамплитудные аномалии магнитного и гравитационного поля в свободном воздухе приурочены к поднятиям с утолщенным океаническим типом коры (табл. 2) (плато Агульяс, поднятия Айлос Оркадас, Метеор, Северо-Восточная Георгия, Мада-гаскарский хребет). В поле силы тяжести в редукции Буге эти поднятия, наоборот, имеют менее интенсивные аномалии (от 10 до 130 мГал). Океаническая кора глубоководных котловин в гравитационном поле в свободном воздухе характеризуется средними значениями аномалий обоих знаков (-25^30 мГал), а в редукции Буге более 500 мГал. Магнитное поле характеризуется распределением линейно-вытянутых аномалий средней интенсивности (-150^150 нТл). Утоненная континентальная кора характеризуется небольшой амплитудой аномалий, для поля силы тяжести в редукции Буге интенсивность их меняется от 200 до 350 мГал, в редукции за свободный воздух до 50 мГал (Фолклендское плато, банка Мориса Юинга и Мозамбикский хребет).
Средняя амплитуда аномалий поля силы тяжести в свободном воздухе над северным профилем ниже на 10 мГал, чем над южным (15 и 25 мГал, соответственно). В области оси спрединга южного профиля наблюдаются высокоамплитудные магнитные аномалии, которые связаны с плюмовой активностью горячих точек Буве и Шона. В поле силы тяжести в редукции Буге ЮСАХ характеризуется широкой аномалией пониженных значений. Это также связано с прогретостью мантийного вещества под действием близкого расположения горячих точек.
Сопоставление результатов плотностного моделирования позволяет сделать следующие выводы об изменении характеристик коры под структурами разных типов вдоль профилей изучаемого региона:
- плотность океанической коры в области ЮСАХ уменьшается с севера на юг по обоим флангам хребта, что может быть связано с разуплотнением мантийных пород и их прогретостью под термическим влиянием горячих точек;
- плотность подкоровой литосферы меняется в пределах 3,21-3,31 г/см3. Причем на южном про-
Ag , мГал
Рис. 2. Структурно-плотностная модель и сейсмотомография коры и литосферы [по данным Schaeffer, 2013] вдоль профиля 1. Цифры на разрезе — значения плотности, г/см3. Цветом отображается изменение плотности в слоях: чем темнее цвет, тем выше значение плотности. Графики: синий — наблюденное поле силы тяжести в свободном воздухе (Д§свв, мГал); красный — рассчитанное поле силы тяжести в свободном воздухе; зеленый — поле силы тяжести в редукции Буге (AgB, мГал); фиолетовый — аномальное магнитное поле (ДТа, нТл)
гч -г о ж
1,1ШОШШ1
О Ю О Ю О Г4- ю СМ
LTEJI/M '6\7
км '7
их '2
Рис. 3. Структурно-плотностная модель и сейсмотомография коры и литосферы [по данным 8сЬае1Тег, 2013] вдоль профиля 2. Обозначения см. рис. 2
Параметры строения и типы коры
Название/ параметры Фолклендское плато банка Мориса Юинга Поднятие СевероВосточная Георгия Поднятие Айлос Оркадас ЮСАХ
север юг север юг север юг север юг
тип коры утоненная континентальная интрудирован-ная утоненная континентальная смешанный утолщенная океаническая утолщенная океаническая океаническая
Глубина дна, км 0,4-2,8 1,4-2,5 2,9-3,2 1,7-2,8 2,4-3,5 1,9-3,3 2,4-3,9 2,3-3,6 1,7-3,3
Мощность земной коры, км (вместе с осадками) 18-30 16-22 16-20 17-22 16-21 15-20 14-16 7-13 11-17
Плотность, г/см3 2,70-2,80 2,78-2,82 2,78-2,84 2,78-2,86 2,80-2,82 2,78-2,88 2,78-2,82 2,82-2,88 2,80-2,90
филе наблюдается незначительно разуплотнение (3,26-3,28 г/см3 в областях пересекаемых поднятий), что связано с близким расположением горячих точек Шона и Буве;
- плотность астеносферы изменяется от 3,19 г/см3 (под осью хребта) до 3,29 г/см3 (под Фолклендским плато). Также прослеживаются разуплотненные блоки на южном профиле (3,24-3,26 г/см3);
- мощность земной коры увеличивается с севера на юг с 7 до 15 км под осью хребта и на восточном его фланге с 15 до 20 км, что свидетельствует о действии горячей точки Буве, способствующей генерации повышенной магматической активности;
- плотностные неоднородности магматических поднятий и плато (Айлос Оркадас и Метеор, Агульяс и Северо-Восточная Георгия) в региональном плане едва различимы, что свидетельствует об их магмати-
ческом происхождении. Однако при сопоставлении с данными сейсмотомографии можно говорить о сходных геодинамических условиях формирования этих сопряженных структур.
В целом разнообразие структур вдоль трансантарктических профилей, выраженное в морфологии и геофизических аномалиях, свидетельствует о гетерогенности строения тектоносферы этого региона вызванной неоднократными кинематическими перестройками и магматической активностью горячих точек.
Благодарности. Авторы выражают глубокую благодарность Соколову Сергею Юрьевичу за предоставленные данные сейсмотомографии.
Финансирование. Работа выполнена при поддержке Российского научного фонда проект № 2227-00110.
Таблица 2
вдоль трансатлантических профилей
Поднятие Метеор Хребет Шона Котловина Агульяс Палеохребет Агульяс Плато Агульяс Мозамбик-ский хребет Мозамбик-ская котловина Мадагаскар-ский хребет
север юг север юг
утолщенная океаническая океаническая смешенный океаническая утолщенная океаническая
1,8-3,6 0,7-3,5 4,1-5,3 3,9-5,6 4,6-5,4 4,2-5,0 2,5-3,9 1,2-3,8 4,2-5,7 1,0-3,4
15-22 17-22 12-14 12-16 12-13 14-16 15-20 16-27 12-15 16-28
2,78-2,86 2,81-2,85 2,83-2,86 2,78-2,86 2,83-2,85 2,80-2,83 2,78-2,87 2,78-2,82 2,78-2,85 2,78-2,85
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Булычев А.А., Кривошея К.В., Мелихов В.Р., Зальцман Р.В. Вычисление аномального гравитационного потенциала и его производных на сфере // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1998. № 2. С. 42-46.
2. Дубинин Е.П., Сущевская Н.М., Грохольский А.Л. История развития спрединговых хребтов Южной Атлантики и пространственно-временное положение тройного соединения Буве // Российский журнал наук о Земле. 1999. Т. 1, № 5. С. 423-443.
3. Сорохтин О.Г. Зависимость топографии средин-но-океанических хребтов от скорости раздвижения дна океана // Доклад АН СССР. 1973. Т. 208, № 6. С. 1338-1341.
4. Meyer B., Chulliat A., Saltus R. Derivation and Error Analysis of the Earth Magnetic Anomaly Grid at 2 arc min Resolution Version 3 (EMAG2v3) // Geochem., Geophys., Geosystems. 2017. Vol. 18. P. 4522-4537.
5. Müller R.D., Sdrolias M., Gaina C., Roest W.R. Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's
ocean crust // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2008. Vol. 9. Q04006.
6. Sandwell D.T., Müller R.D., Smith W.H.F. et al. New global marine gravity from CryoSat-2 and Jason-1 reveals buried tectonic structure // Science. 2014. Vol. 346, N 6205. P. 65-67.
7. Schaeffer A.J., Lebedev S. Global shear speed structure of the upper mantle and transition zone // Geophysical J. Inter. 2013. Vol. 194. P. 417-449.
8. Smith W.H.F., SandwelD.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings // Science. 1997. Vol. 277. P. 1957-1962.
9. Whittaker J.M., Goncharov A., Williams S.E. et al. Global sediment thickness data set updated for the Australian-Antarctic Southern Ocean // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2013. Vol. 14, N 8. P. 3297-3305.
Статья поступила в редакцию 27.11.2022, одобрена после рецензирования 22.03.2023, принята к публикации 16.08.2023
