CC BY
25
УДК 550.831, 551.241
А.А. Булычев1, Д.А. Гилод2, Е.П. Дубинин3
СОВМЕСТНЫЙ АНАЛИЗ ГРАВИТАЦИОННОГО И АНОМАЛЬНОГО МАГНИТНОГО ПОЛЕЙ ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ СТРОЕНИЯ ТЕКТОНОСФЕРЫ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА4
С помощью структурного анализа потенциальных полей совместно с другими геолого-геофизическими данными (в первую очередь с данными сейсмологии, сейсморазведки, бурения и драгирования) можно разрешить многие дискуссионные проблемы строения и эволюции тек-тоносферы. Выполнен структурный анализ потенциальных полей, результаты анализа сопоставлены с данными сейсмотомографии. Результаты этих исследований позволили сделать вывод о типах литосферы основных структур района исследования; они служат основой для последующего создания модели строения и эволюции тектоносферы южной части Индийского океана.
Ключевые слова: потенциальные поля, сейсмотомография, тектоносфера, Индийский океан.
Structural analysis of potential fields together with other geological and geophysical data (first of all with the data of seismology, seismic, drilling and dredging) is able to solve many controversial issues of the structure and evolution of the tectonosphere. Structural analysis of potential fields and comparing the results of analysis with of seismic tomography data had performed. The results of this study allowed us to make conclusions about the types of the lithosphere of the basic structures of the study area and are the basis for the subsequent creation the structure and evolution model of the tectonosphere for the southern part of the Indian ocean.
Key words: potential fields, seismotomography, tectonosphere, Indian ocean.
Введение. Статья посвящена результатам детального исследования структуры потенциальных полей совместно с анализом данных сейсмотомографии и батиметрии для юго-западной части акватории Индийского океана, ограниченной по широте 30° и 64° ю.ш. и по долготе 55° и 110° в.д. Центральная структура в рассматриваемой области — плато Кергелен с прилегающими к нему на юго-западе котловинами Вальдива и банкой Элан. Среди структур, сопредельных плато Кергелен, рассматриваются котловина Крозе, область поднятий Крозе (Дель Кано) и Конрад, северо-восточная часть котловины Эндерби и спрединговая система Юго-Восточного Индийского хребта (ЮВИХ). Подобный анализ в региональном плане авторами выполнен ранее для всей акватории южной части Индийского океана [Булычев и др., 2013], в результате намечены отдельные, сложные в тектоническом отношении области для более детального исследования, к числу которых относится и рассматриваемая в статье акватория (рис. 1).
Цель работы заключалась в качественном анализе аномальных гравитационного и магнитного полей и их трансформант для выявления разноглубинных плотностных неоднородностей в коре и подкоровой
мантии, установления участков коры с разными характеристиками аномального магнитного и гравитационного полей и построения схемы структурного районирования.
Для решения поставленной задачи проведен структурный анализ гравитационного и магнитного полей, что необходимо при исследовании строения и эволюции тектоносферы, особенно для удаленных регионов (акваторий) с фрагментарным покрытием данными, полученными другими геолого-геофизическими методами (сейсмология, сейсморазведка, бурение и драгирование). Спутниковые наблюдения в течение последних лет позволяют получить карты гравитационного поля с одинаковой и высокой разрешающей способностью, дающие возможность по всей поверхности Земли проследить тектонические структуры размером от нескольких десятков до нескольких тысяч километров.
В качестве основного фактического материала нами использованы аномалии силы тяжести в редукции Буге, рассчитанные с учетом сферичности Земли при плотности промежуточного слоя 2,67 г/см3 по гридам аномалий силы тяжести в свободном воздухе [Sandwell, Smith, 2005] и батиметрическому гриду
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра геофизических методов исследования земной коры, заведующий кафедрой, докт. физ.-мат. н., профессор; e-mail: [email protected]
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра геофизических методов исследования земной коры, науч. с.; e-mail: [email protected]
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Музей землеведения, рук. сектора, докт. геол.-минерал. н., профессор; e-mail: [email protected]
4 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 13-05-00143а).
Рис. 1. Карта топографии океанского дна юго-западной части Индийского океана с названиями основных тектонических структур
[Sandwell et al., 2006] с густотой сети 15'х15', модель аномального магнитного поля EMAG2 [Maus et al., 2009] и сейсмотомографическая модель saw24b16 [Megnin, Romanowicz, 2000] (рис. 2).
Структурный анализ поля аномалий силы тяжести. Структурный анализ потенциальных полей включает разложение поля на низко-, средне- и высокочастотные компоненты; качественный анализ аномальных и морфологических особенностей выделенных компонент; их глубинную привязку; установление взаимосвязи выделенных компонент между собой и создание структурных схем гравитационного и магнитного полей; сопоставление с данными о батиметрии и возрасте океанического дна и данными других геофизических методов, в частности с данными сейсмото-мографии; согласование выявленных структурных особенностей полей с особенностями тектонического строения региона, представленными в современных работах разных исследователей.
Для разделения полей на составляющие, связанные с основными аномалеобразующими слоями тектоно-сферы — корой, подкоровой литосферой, астеносферой, — использованы такие методы преобразования полей, как пересчет гравитационного и аномального магнитного полей в верхнее полупространство на разную высоту, вычисление вертикального градиента поля аномалий силы тяжести в редукции Буге, частотная фильтрация (метод Сейксова—Ниггарда с разными радиусами осреднения). Для совместного структурного анализа гравитационного и аномального магнитного
полей выбраны трансформанты полей, обладающие аномальными и морфологическими характеристиками, отличными от других трансформант. Низкочастотная компонента гравитационного поля представлена полем аномалий силы тяжести в редукции Буге, пересчитанных на высоту 200 км; среднечастотная компонента — полем разностных аномалий, пересчитанных на высоты 75 и 150 км, трансформация Сейксова— Ниггарда с осреднением по окружностям радиусом 200 и 500 км; высокочастотная компонента — полем вертикального градиента аномалий силы тяжести в редукции Буге на уровне 0 км и полем разностных аномалий, пересчитанных на высоты 0 и 20 км. Эти карты представлены на рис. 3.
На рис. 2 показаны исходные карты гравитационного поля в редукциях в свободном воздухе и Буге, аномального магнитного поля, возраста океанского дна и сейсмотомографические срезы на глубине 100 и 2800 км, используемые для структурного анализа потенциальных полей и составления на его базе схемы структурного районирования. Результаты структурного анализа потенциальных полей представлены на схеме структурного районирования акватории южной части Индийского океана (рис. 3).
Анализ полей трансформант аномалий силы тяжести в редукции Буге показал, что в целом все компоненты поля — низко-, средне- и высокочастотная — имеют унаследованный характер: аномальные особенности, выделенные по средне- и высокочастотной компонентам, укладываются в границы областей и зон, выделенных по низкочастотной компоненте гравитационного поля, и высвечивают все более детальную картину поля аномалий силы тяжести по мере перехода от низкочастотной компоненты к высокочастотной.
Низкочастотная компонента гравитационного поля. Характер распределения аномалий низкочастотной компоненты гравитационного поля хорошо согласуется с региональным рельефом дна (рис. 3, А): относительно пониженные аномалии поля низкочастотной компоненты (минимумы) приходятся на области с глубиной дна <3 км — область поднятий Крозе (Дель Кано), поднятие Конрад, плато Кергелен, ЮВИХ с глубиной океанского дна <3 км, а максимумы — на области с глубинами дна >5 км (котловины Эндерби и Крозе). При этом простирание региональных минимумов и максимумов низкочастотной компоненты гравитационного поля хорошо согласуется с региональным простиранием крупных топографических структур океанского дна. Кроме того, в низкочастотной компоненте относительно положительными региональными аномалиями хорошо отражены глубо-
-►
Рис. 2. Карты, использованные для структурного анализа потенциальных полей, с наложенными элементами структурной схемы (условные обозначения к структурной схеме см. на рис. 4): А — карта аномалий силы тяжести в редукции в свободном воздухе (мГал); Б — карта аномалий силы тяжести в редукции Буге (мГал); В — карта аномального магнитного поля (нТл); Г — карта возраста океанского дна (млн лет); Д — карта изменения относительных значений сейсмической скорости по данным сейсмотомографии для глубинного среза 100 км (%); Е — карта изменения относительных значений сейсмической скорости по данным сейсмотомографии для глубинного
среза 2800 км (%)
I I I I I I I I I I I I I I I ИНИИИ^^^^^^И мГал
-230-160-121)-80 -Ю 0 40 80 120 160 200 2-й 2«0 320 360 «0
-200 -150 -ТО -60 0 60 100 ТО 200
• • ттгп—
-7-6-6-4-3-5-1 0 1 2 3 4 S 6 7 ß 9 10
I I I I И—
125 150 175 ¿00 225 250 275 300 325 350
80° 9(1°
....................
-100 -00 -30 -70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
—:! III
-ТОО -500 -МО -100 100 300 500 700
■■"■РлЯЯР
^ У -1л
V тШТт ■ ■/ * / ". >.
гттгттл
тмим
-6,5 -5,5 45 -35 -2,5 -1,5 -0.5 0,5 1.5 2.5 3,5
Рис. 3. Карты полей компонент гравитационного и аномального магнитного полей с наложенными элементами структурной схемы (условные обозначения для структурной схемы см. на рис. 4): А — низкочастотная компонента гравитационного поля, поле аномалий силы тяжести в редукции Буге на высоте пересчета 200 км (мГал); Б — среднечастотная компонента гравитационного поля, поле разностных аномалий в редукции Буге, пересчитанных на уровни 150 и 75 км (мГал) (изолиниями показаны изогипсы рельефа океанического дна, км); В — высокочастотная компонента гравитационного поля, карта аномалий вертикального градиента силы тяжести; Г — среднечастотная компонента аномального магнитного поля, поле разностных магнитных аномалий, пересчитанных на уровни 150 и 75 км (нТл); Д — высокочастотная компонента аномального магнитного поля, поле разностных магнитных аномалий, пересчитанных на уровни 150 и 0 км (нТл) с осями локальных линейных магнитных аномалий
ководные (с глубиной >3,5 км) фланговые области ЮВИХ.
В поле низкочастотной компоненты прослеживаются два региональных направления (линеамента), контролирующие границы крупных аномальных областей поля, которые связаны с основными структурными элементами рассматриваемого региона, — более интенсивное северо-западное (II) и менее интенсивное северо-восточное (I) направления. На рис. 2 и 3 эти линеаменты обозначены диагональной штриховкой. Северо-восточное направление (I) представлено зонами градиентов между северо-западной частью плато Кергелен и юго-восточной границей котловины Крозе, а также между юго-юго-восточной границей области поднятия Конрад и северо-северо-западной границей котловины Эндерби. В северо-восточной половине рассматриваемого региона к линеаменту приурочена зона трансформных разломов Амстердам и Сен-Поль, по которым проходит крупное смещение (на расстояние ~350 км) оси спрединга ЮВИХ, и область пониженных значений поля низкочастотной компоненты, проходящей от поднятий Сент-Поль-Амстердам к хр. Броккен, что, по всей видимости, связано с деятельностью горячей точки, современные проявления вулканизма которой отмечены на о-вах Амстердам и Сен-Поль.
Северо-западное (II) направление выражено интенсивными градиентными зонами, ограничивающими плато Кергелен с юго-запада и северо-востока, а также юго-западной градиентной границей котловины Крозе. На северо-западе этот линеамент ограничен спрединговой системой Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ), участок которого в этом месте наиболее сильно нарушен трансформными разломами, а на юго-востоке он распространяется до континентальной антарктической окраины.
Природа этих линеаментов низкочастотной компоненты заложена в глубинных слоях мантии, о чем свидетельствует сопоставление низкочастотной компоненты гравитационного поля с особенностями распределения значений сейсмической скорости по данным сейсмотомографии на разных глубинных срезах (рис. 2, Д, Е). На глубинных срезах в нижней мантии (2850—2700 км) (рис. 2, Е) эти линеаменты разделяют рассматриваемую территорию на зоны с относительно повышенными и пониженными значениями скорости сейсмических волн. Так, на северо-запад от лине-амента I и на северо-восток от линеамента II расположена зона относительно пониженных значений скорости (котловина Крозе), а на юго-восток от линеамента I и юго-запад от линеамента II под котловиной Эндерби находится зона относительно повышенных значений сейсмической скорости. Иная картина наблюдается практически во всем интервале глубины от 2600 до 1700 км, где линеамент I выполняет ту же роль, но вдоль линеамента II характер изменения поля сейсмической скорости меняется на противоположный. С глубины 1500 км и до 50 км вдоль этих
линеаментов проходят градиентные границы региональных аномалий относительно повышенных и пониженных значений скорости, здесь они не носят общего для всей территории характера. На глубинных срезах в верхней части мантии (200—50 км) (рис. 2, Д) начинается зональность, которую можно проследить по низкочастотной компоненте гравитационного поля. Это связано преимущественно с гетерогенным строением тектоносферы, а также со спрединговыми областями ЮВИХ и ЮЗИХ, характеризующимися подъемом астеносферного слоя, и поэтому утоненной и менее плотной литосферой. На глубинных срезах 100—50 км под спрединговыми областями расположены зоны пониженных значений сейсмической скорости, что, вероятно, вызвано влиянием термических аномалий, связанных с мантийными плюмами Кергелен и Амстердам-Сен-Поль.
Таким образом, поле низкочастотной компоненты этими линеаментами и несколькими другими интенсивными градиентными зонами разделяется на несколько крупных аномальных зон (рис. 3, А). В северо-западной части рассматриваемой территории на юго-восток от ЮЗИХ расположена зона относительно пониженных региональных аномалий, связанных с поднятиями океанского дна Крозе и Конрад (1). Северо-западная граница ее проходит вдоль спре-динговой системы ЮЗИХ, восточная — вдоль линеа-мента II, отделяя ее от зоны котловины Крозе (2), а южная граница — вдоль участка линеамента I, отделяя ее от зоны котловины Эндерби (3). Зона котловины Крозе (2) в низкочастотной компоненте гравитационного поля представлена интенсивными положительными значениями аномалий силы тяжести, максимальные значения которых приходятся на наиболее погруженную часть котловины с максимальной глубиной дна >5 км, сменяясь в направлении на восток более пониженными, но по-прежнему положительными значениями поля, характеризуя юго-западный фланг спрединговой системы ЮВИХ с возрастом дна >20 млн лет. Таким образом, зона интенсивной низкочастотной положительной аномалии (2) делится на две подзоны (2а и 2б) — котловину Крозе и фланговую область ЮВИХ соответственно, граница между которыми носит градиентный, но менее интенсивный характер, чем линеамент II.
На юг от зоны 1 по максимальным значениям низкочастотной компоненты гравитационного поля выделяется зона котловины Эндерби (3). Восточная часть зоны по линеаменту II граничит с зоной 5, представленной значительно пониженными значениями низкочастотной компоненты гравитационного поля, приходящимися на плато Кергелен и примыкающую к нему на западе переходную область, которая относится к линеаменту II.
Далее на северо-восток от зоны 5 расположена обширная зона спрединговой системы ЮВИХ (4). Областью относительно пониженных значений поля низкочастотной компоненты, приходящихся на при-
осевую часть ЮВИХ (4а), эта зона делится на подзоны северо-восточного и юго-западного флангов (4в и 4б), представленные относительными максимумами низкочастотной компоненты гравитационного поля. Северозападный сегмент ЮВИХ представлен подзоной 4г, которая, судя по характеру низкочастотной компоненты поля, продолжает подзону 4а на северо-запад от линеамента I.
Среднечастотная компонента гравитационного поля (рис. 3, Б) хорошо согласуется с низкочастотной компонентой, детализируя последнюю в пределах границ зон и подзон. Границы подзон (областей) в пределах зон, выделенных по низкочастотной компоненте гравитационного поля, представлены более тонкой штрих-пунктирной линией. В зоне 1 выделяются две области поднятий — Крозе (Дель Кано) (1б) и Конрад (1а). Область поднятий Крозе и поднятие Конрад уже в поле низкочастотной компоненты представлены двумя региональными относительными минимумами. В поле среднечастотной компоненты эти интенсивные минимумы разделены полосой близширотного простирания относительно повышенных значений гравитационного поля (1в). Область поднятий Крозе (включающая о. Марион, поднятие Крозе и о. Крозе) имеет близширотное простирание и под углом ~30° примыкает к осевой спрединговой зоне ЮЗИХ (наиболее удаленное от оси спрединга поднятие о-ва Кро-зе, а в непосредственной близости к оси спрединга находится поднятие о-ва Марион). Таким же интенсивным минимумом характеризуется и поднятие Конрад. Границы минимумов, связанных с областью поднятий Крозе и поднятием Конрад, представлены интенсивными узкими зонами градиентов, что свидетельствует об их разломном характере.
Зона 2 в поле среднечастотной компоненты делится на две области — западную, собственно котловину Крозе (2а), характеризующуюся максимальными значениями гравитационного поля и глубиной дна >5 км, и восточную область относительно повышенных значений поля со средней глубиной дна 4 км, приходящуюся на западный фланг ЮВИХ с возрастом дна 20—40 млн лет (2б).
Зона 3 в среднечастотной компоненте гравитационного поля с севера, востока и юга, так же как и в поле низкочастотной компоненты, ограничена градиентными зонами, но здесь они имеют более изрезанный характер, а вдоль восточной границы в полосе линеамента II находится несколько достаточно интенсивных аномалий силы тяжести, связанных со структурами в рельефе дна, крупнейшие из которых — банка Элан и расположенные на север и юг от нее котловины (рис. 3, Б). Эта область, представленная в низкочастотной компоненте гравитационного поля широкой градиентной зоной, а в среднечастотной компоненте вышеуказанными достаточно интенсивными региональными аномалиями обоих знаков, нами отнесена к зоне плато Кергелен (5) и на схеме обозначена 5а. Фактически она представляет собой переходную область между зонами 3 и 5, разбитую на
ряд блоков, включающих, вероятно, фрагменты континентальной коры.
Зона плато Кергелен (5) в поле среднечастотной компоненты разделена на три крупных минимума над северо-западной, центральной и юго-восточной частями плато Кергелен, интенсивность которых снижается в юго-восточном направлении. Внешние границы минимумов интенсивно-градиентные, изрезанные и находятся в пределах градиентных зон, выделенных в поле низкочастотной компоненты.
Зона 4 спрединговой системы ЮВИХ в поле среднечастотной компоненты незначительно отличается от поля низкочастотной компоненты.
Линеаменты I и II в поле среднечастотной компоненты представлены также градиентными зонами, но более извилистые, чем в низкочастотной компоненте, содержат интенсивные локальные аномалии, заметные уже в низкочастотной компоненте. Эти аномалии в поле среднечастотной компоненты более интенсивные и четко проявленные, в пределах линеа-мента I связаны с полосой поднятий Амстердам— Сен-Поль вдоль одноименной трансформной зоны разломов, протягивающейся от северо-западного конца плато Кергелен к западному окончанию хр. Бро-кен, а в пределах линеамента II — со структурами рельефа океанского дна (литосферы), расположенными в переходной зоне между котловиной Эндерби и плато Кергелен.
При сопоставлении районирования рассматриваемой территории (с учетом среднечастотной компоненты гравитационного поля) с сейсмотомографи-ческими срезами на разной глубине выявлена (рис. 2 и 3) тесная морфологическая связь между распределением аномалий изменения значений скорости сейсмических волн и структурными особенностями гравитационного поля, но эта связь часто неоднозначна. На картах изменения значений скорости на глубинных срезах 50 и 100 км (рис. 2, Д), характеризующих поле изменения значений сейсмической скорости в тектоносфере, зоны пониженных значений скорости приходятся на области отрицательных региональных аномалий среднечастотной компоненты (например, ЮВИХ и ЮЗИХ) и слабоположительных (например, котловины Крозе, область поднятий Кро-зе); зоны повышенных значений скорости — на северо-западную и центральную части плато Кергелен, а зоны высоких значений скорости — на юго-восточную часть плато Кергелен и области древней океанической коры с возрастом >60 млн лет. Карты изменения значений скорости сейсмических волн на других глубинных срезах отражают крупные региональные особенности среднечастотной компоненты, унаследованные от низкочастотной компоненты.
В результате сопоставления районирования поля среднечастотной компоненты с картой возраста дна (рис. 2, Г; 3, Б) установлена четкая связь между выделенными структурными элементами среднечастот-ной компоненты и возрастом океанского дна. Наряду с результатами сопоставления с сейсмотомографиче-
скими данными это свидетельствует о том, что средне-частотная компонента гравитационного поля отражает строение литосферы в целом. По этой компоненте выделяются области более древней и, следовательно, более мощной литосферы (котловина Эндерби), области градиентного изменения мощности литосферы в зависимости от возраста в спрединговых областях ЮВИХ и ЮЗИХ, а также области коры с аномальной мощностью и резко дифференцированным по плотности вещественным составом (плато Кергелен, поднятие Конрад, зона поднятий Крозе, поднятие Амстердам, хр. Брокен), которые связаны с активностью горячих точек и особенностями тектонической эволюции региона.
Более четкое представление о типе и характере океанической коры дает высокочастотная компонента гравитационного поля, в которой лучше выделяются локальные особенности среднечастотной компоненты, а также новые характеристики, связанные непосредственно со строением океанической коры (рис. 3, В). Область регионального минимума над поднятием Конрад (1а) представлена интенсивными локальными минимумами высокочастотной компоненты, имеющими близкое к меридиональному простирание в западной части поднятия, широтное простирание в центральной части поднятия и северо-восточное в восточной части. Область регионального минимума над зоной поднятий Крозе (1б) представлена в высокочастотной компоненте гравитационного поля изометричными локальными минимумами над о-вом Марион, мозаичным полем локальных аномалий над поднятием Дель Кано и мозаичным полем интенсивных локальных положительных и отрицательных аномалий над о-вом Крозе.
Область 2а котловины Крозе характеризуется малоамплитудными, преимущественно положительными изометричными локальными аномалиями. Область 2б западного фланга ЮВИХ представлена малоамплитудным слабоположительным гравитационным полем. На его фоне выделяются цепочки локальных отрицательных аномалий северо-восточного простирания, которые соответствуют трансформным и разломным зонам, пересекающим фланг и приосевую зону ЮВИХ.
Приосевые области ЮВИХ 4г и 4а представлены локальными отрицательными аномалиями северо-западного простирания, наиболее интенсивными в осевой зоне ЮВИХ, а также цепочками локальных положительных и отрицательных аномалий северо-восточного простирания на приосе-вых флангах ЮВИХ, связанных с трансформными разломными зонами.
Область 3 котловины Эндерби в целом характеризуется полем малоамплитудных положительных локальных аномалий изометричной формы, на фоне которого выделяется узкий протяженный локальный минимум северо-восточного направления, продолжающийся за пределы котловины и за-
канчивающийся на северо-западной границе плато Кергелен, которая связана с разломной зоной Кергелен. Несколько цепочек локальных отрицательных аномалий того же простирания можно выделить в зоне линеамента II между котловиной Крозе и зоной поднятий Крозе, которые продолжаются в котловину Крозе. Наиболее ярко выражены достаточно широкая полоса локальных интенсивных отрицательных аномалий того же простирания, протягивающаяся на юго-востоке от поднятия Конрад, и цепочка малоамплитудных локальных отрицательных аномалий вдоль юго-восточной границы области поднятий Крозе (такие цепочки локальных аномалий высокочастотной компоненты на структурной схеме гравитационного и магнитного полей представлены черными пунктирными линиями на рис. 4).
Рис. 4. Структурная схема гравитационного и аномального магнитного полей (наложена на рельеф океанского дна): 1 — линеаменты низкочастотной компоненты гравитационного и аномального магнитного полей, представленные интенсивными аномальными (зоны градиентов) и четко выраженными морфологическими особенностями в потенциальных полях и их трансформантах; 2 — интенсивные градиентные зоны низкочастотной компоненты гравитационного поля; 3 — границы аномальных зон низкочастотной компоненты гравитационного поля; 4 — границы областей, выявленные по среднеча-стотной компоненте гравитационного поля; 5 — границы подобластей, выявленные по высокочастотной компоненте гравитационного поля; 6 — контуры интенсивных региональных положительных аномалий гравитационного поля; 7 — контуры интенсивных отрицательных региональных аномалий гравитационного поля; 8 — оси линейных интенсивных отрицательных локальных гравитационных и магнитных аномалий, связанных с трансформными и другими разломами; 9 — оси спрединговых систем Юго-Восточного Индийского хребта (ЮВИХ) и Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ); 10 — блоки коры с аномальной мощностью; 11 — зоны, выделенные по низкочастотным компонентам гравитационного и магнитного полей; 12 — области, выделенные по средне- и высокочастотным компонентам гравитационного и магнитного полей
Над зоной плато Кергелен поле высокочастотной компоненты представлено интенсивными локальными отрицательными аномалиями, изометричными в центральной части зоны и имеющими северо-западное и северо-восточное простирание на границах областей плато Кергелен, эти аномалии выделены по среднечастотной компоненте поля. Юго-западная подзона 5а представлена интенсивными локальными положительными аномалиями преимущественно изо-метричной формы, характеризующими строение более мелких блоков с переработанной океанической корой в результате более поздних (моложе 100 млн лет) тектонических событий, связанных с эволюцией плато Кергелен. Между этими положительными аномалиями находится интенсивная отрицательная аномалия над банкой Элан, обусловленная континентальным типом коры под ней.
Анализ аномального магнитного поля. Районирование регионального аномального магнитного поля (аномальное магнитное поле на высоте пересчета от 75 до 100 км) хорошо согласуется с районированием гравитационного поля по его низко- и среднечастот-ным компонентам. Региональные линеаменты гравитационного поля I и II отражены в аномальных и морфологических особенностях аномального магнитного поля (рис. 2, Г) в виде зон смены морфологического и аномального характера магнитного поля. Зона 1 в региональном аномальном магнитном поле (рис. 2, Г) представлена областями положительных 1а, 1б и отрицательных 1в значений поля, осложненными в поле высокочастотной компоненты интенсивными локальными аномалиями. Локальные аномалии в этих областях изометричны либо имеют слабовыра-женное простирание. Восточные участки областей 1а и 1б характеризуются высокочастотной компонентой, аналогичной таковой в котловине Крозе.
Зона 2 в региональном магнитном поле представлена отрицательным слабоамплитудным полем, на фоне которого в поле высокочастотной компоненты (рис. 3, Д) выделяются две области — 2а и 2б: область 2а (котловина Крозе) характеризуется линейными, достаточно интенсивными знакопеременными локальными аномалиями северо-западного простирания, а область 2б (западный фланг ЮВИХ) в аномальном магнитном поле представлена локальными знакопеременными малоамплитудными аномалиями северосеверо-западного простирания.
Зона 3 в аномальном магнитном поле делится на две области — западную, большую по площади, соответствующую более глубинной (более древней) части котловины Эндерби и представленную полем малоамплитудных, в основном знакопеременных локальных аномалий на региональном отрицательном фоне, и восточную область с более интенсивными локальными аномалиями обоих знаков. Северо-восточная часть этой зоны в региональном поле представлена интенсивными отрицательными и положительной аномалиями, на фоне которых в высокочастотной компоненте
магнитного поля выражены интенсивные знакопеременные линейные аномалии северо-восточного простирания.
Область 5а, занимающая главным образом полосу линеамента II, в региональной компоненте магнитного поля представлена знакопеременными аномалиями, как правило, северо-западного простирания. В поле высокочастотной компоненты эта область осложнена достаточно интенсивными локальными аномалиями обоих знаков с преимущественно северовосточным или близким к нему простиранием.
Область 5б в региональной компоненте аномального магнитного поля характеризуется положительными магнитными аномалиями, которые в поле высокочастотной компоненты осложнены интенсивными локальными аномалиями преимущественно положительного знака. По интенсивности региональной и локальной компонент магнитного поля область 5б, как и при районировании гравитационного поля, делится на северо-западную, центральную и юго-восточную части. Интенсивность локальных магнитных аномалий возрастает при переходе от северо-западного участка к юго-восточному. Простирание локальных аномалий в целом слабо выражено и может быть охарактеризовано и как северо-западное в пределах выделенных участков и вдоль границы области в целом, и как северо-восточное на границах между участками.
Область 4б спрединговой системы ЮВИХ представлена полем отрицательной региональной аномалии северо-западного простирания, расположенной над наиболее глубоководной частью юго-западного фланга ЮВИХ (Австрало-Антарктический бассейн), которая в региональном гравитационном поле характеризуется интенсивными положительными значениями поля. В направлении на северо-восток в пределах этой области значения региональной компоненты магнитного поля увеличиваются, эта часть области представлена слабоположительным фоном. В поле локальных аномалий область также делится на две подобласти — юго-западную, приуроченную к флангу ЮВИХ с возрастом >20 млн лет и представленную достаточно интенсивными локальными аномалиями обоих знаков с северо-западным простиранием, и северо-восточную, которая приурочена к флангу ЮВИХ с возрастом 10—20 млн лет и осложнена локальными, но менее интенсивными минимумами того же простирания.
Северо-восточный фланг ЮВИХ с возрастом >20 млн лет (область 4в), как и юго-западный фланг аналогичного возраста, представлен региональной отрицательной аномалией магнитного поля, осложненной локальными отрицательными и положительными аномалиями северо-западного простирания, наиболее интенсивными вдоль пограничной разломной зоны Диамантина. По мере приближения к оси ЮВИХ значения аномалий региональной компоненты поля сменяются на положительные. Центральная приосе-вая часть ЮВИХ (область 4а) характеризуется интен-
сивными локальными аномалиями обоих знаков с преимущественно северо-западным простиранием.
Районирование аномального магнитного поля в региональном плане хорошо согласуется с районированием среднечастотной компоненты гравитационного поля. Областям интенсивных положительных региональных гравитационных аномалий (котловина Крозе и юго-западный фланг ЮВИХ, котловина Эн-дерби) соответствуют области регионального отрицательного магнитного поля. Такая же тесная связь прослеживается между отрицательными региональными аномалиями среднечастотной компоненты гравитационного поля и региональными областями положительных значений магнитного поля — область поднятий Крозе (1б), поднятие Конрад (1а), плато Кергелен (5), где наблюдаются наиболее интенсивные в пределах рассматриваемой территории локальные аномалии гравитационного и аномального магнитного полей, а также большая часть спрединговой системы ЮВИХ с возрастом от 0 до 20 млн лет.
Результаты структурного анализ легли в основу построения структурной схемы гравитационного и магнитного полей, представленной на рис. 4.
Результаты исследований и их обсуждение. Структурный анализ гравитационного и аномального магнитного полей совместно с анализом изменения значений скорости сейсмических волн по данным сейсмотомографии, возраста и рельефа океанского дна позволяет в пределах рассматриваемой территории выделить ряд областей, отличающихся по строению тектоносферы и истории их развития.
Области древней мощной океанической литосферы (котловины Крозе и Эндерби) характеризуются: а) интенсивными максимумами низко- и среднечастотной компонент гравитационного поля (>300 мГал) с меридиональным (котловина Крозе) и широтным (котловина Эндерби) простиранием и малоамплитудными локальными аномалиями высокочастотной компоненты гравитационного поля со слабовыраженным простиранием (в котловине Эндерби — с северо-восточным и меридиональным простиранием, а в котловине Крозе — изометричными аномалиями с северо-западным простиранием); б) постоянным (50—100 нТл) уровнем отрицательного регионального магнитного поля и малоамплитудными магнитными локальными аномалиями обоих знаков западно-северо-западного простирания в котловине Крозе, но без четко выраженного простирания в бассейне Эндерби; в) глубиной дна >5 км; г) возрастом океанского дна >40 млн лет; д) скоростным разрезом (по данным сейсмотомо-графии для нижней мантии характерны преимущественно повышенные значения скорости, для верхней мантии и литосферы — пониженные в котловине Крозе и повышенные в котловине Эндерби). Эти области характеризуются утоненным астеносферным слоем и мощным слоем литосферы с нормальной океанической корой. Разный скоростной разрез, морфологические различия в средне- и особенно
в высокочастотной компонентах гравитационного и магнитного полей, а также разный возраст свидетельствуют о том, что древняя океаническая литосфера этих структур сформировалась в разной тектонической ситуации.
Области древней океанической литосферы с аномальной океанической корой (плато Кергелен, поднятия Крозе и Конрад) характеризуются: а) относительно отрицательными (200—250 мГал) аномалиями низко-и среднечастотной компонент гравитационного поля (практически изометричными или со слабовыражен-ным близширотным простиранием для поднятий Крозе и Конрад и северо-западным простиранием для плато Кергелен) и достаточно интенсивными локальными аномалиями гравитационного поля, как правило, изометричной формы или со слабовыраженным простиранием; б) региональными (преимущественно положительными) магнитными аномалиями с интенсивностью ±50—100 нТл, изометричными или со сла-бовыраженным близширотным простиранием для поднятий Крозе и Конрад и северо-западным простиранием для плато Кергелен, интенсивными локальными магнитными аномалиями обоих знаков, создающими в целом мозаичный характер аномального поля; в) глубиной дна 0—(3—4) км со структурами рельефа дна изометричной формы; г) возрастом океанского дна для поднятий Крозе и Конрад >40—60 млн лет и >100 млн лет для плато Кергелен; д) одинаковым скоростным разрезом в нижней мантии, а в верхней мантии и литосфере (до глубины 200 км) пониженными значениями сейсмической скорости под областью поднятий Крозе и плато Кергелен и повышенными под поднятием Конрад.
Различия, наблюдаемые в простирании и степени интенсивности локальных магнитных и гравитационных аномалий, и разный скоростной разрез под областями плато Кергелен и поднятий Крозе и Конрад свидетельствуют о разных тектонических процессах, сформировавших эти структуры. Область поднятий Крозе сформировалась на фланге спрединговой системы ЮЗИХ с возрастом >40 млн лет в результате деятельности горячих точек Марион и Крозе.
Для истории формирования поднятия Конрад можно предположить несколько вариантов. В соответствии с одним из них поднятие формировалось на древней (~70 млн лет) океанической коре в результате активизации магматических процессов по шовной зоне (линеаменту I), что привело к образованию мощной коры за счет андеплэйтинга.
Нельзя отрицать возможность образования поднятия Конрад в результате формирования древней спрединговой системы северо-западного простирания, проходящей из северной части котловины Эндерби через поднятия Конрад и линеамент II в южную часть котловины Крозе. Возможным подтверждением этой версии является отмеченное по совместному структурному анализу гравитационного и магнитного полей аналогичное простирание линейно вытянутых
локальных гравитационных и магнитных аномалий в пределах области, ограниченной на структурной схеме белой линией.
К таким областям относится, видимо, и переходная область между плато Кергелен и котловиной Эндерби (приходящаяся на линеамент II), которая характеризуется: а) градиентной зоной низко- и среднечастот-ной компонент; б) положительными региональными и интенсивными локальными аномалиями гравитационного поля, создающими, как правило, мозаичный характер поля или имеющими слабовыраженное северо-западное простирание, как и в целом линеамент II; в) региональными, преимущественно положительными и интенсивными локальными магнитными аномалиями обоих знаков близширотного или западно-северо-западного простирания; г) глубиной дна 4—5 км; д) как правило, градиентными зонами изменения значений скорости сейсмических волн в нижней мантии или слабоградиентными — от пониженных значений к повышенным — в верхней мантии и литосфере по данным сейсмотомографии.
В этой переходной зоне между двумя котловинами находится банка Элан, гравитационное поле которой резко отличается от такового в котловинах, граничащих с ней на севере и юге. Если низкочастотная компонента поля над банкой Элан имеет тот же характер, что и над областями котловин (положительная, но менее интенсивная региональная аномалия), то аномалии среднечастотной и высокочастотной компонент гравитационного поля над ней, в отличие от региональных аномалий над котловинами, интенсивно-отрицательные с четко выраженным широтным (или близким к нему) простиранием. Региональная аномалия магнитного поля над банкой Элан имеет отрицательный знак, амплитуду 50—100 нТл и близ-широтное простирание, характерное и для локальных интенсивных знакопеременных магнитных аномалий; глубина дна составляет 1—2 км; а по данным сейсмотомографии, эта небольшая структура находится в зоне резкого изменения значений скорости сейсмических волн. Все это свидетельствует о том, что строение литосферы под банкой Элан должно быть близко к строению литосферы под южной частью плато Кергелен.
Судя по гравитационным данным, это может быть либо фрагмент утоненной континентальной коры, либо блок аномальной океанической коры, аналогичный поднятию Конрад. Обратим внимание на то, что поднятие Конрад и банка Элан имеют одинаковое близширотное простирание в поле средне- и высокочастотной компонент гравитационного поля, а локальные аномалии сравнительно небольшой интенсивности того же простирания расположены в зоне резкого изменения значений сейсмической скорости — от повышенных в южном направлении к пониженным в северном — и находятся, таким образом, в одной полосе шириной около 250 км, имеющей близширотное простирание (параллельное конти-
нентальной антарктической окраине) и представляющей, видимо, древнюю зону растяжения континентального склона.
Еще более сложной историей развития характеризуется плато Кергелен. Плато могло сформироваться как на древней океанической литосфере, так частично и на утоненной в процессе растяжения континентальной литосфере в результате активной деятельности горячей точки Кергелен в течение длительного времени. Процесс растяжения континентальной литосферы привел к уменьшению ее мощности и ослаблению, а активная деятельность горячей точки сформировала мощную кору.
Обратим внимание на упоминаемую выше область, ограниченную на структурной схеме (рис. 4) белой линией (на рис. 3 ее контур представлен пунктирной линией). Эта область четко прослеживается по результатам совместного структурного анализа высокочастотных компонент гравитационного и магнитного полей и характеризуется цепочками достаточно интенсивных линейных локальных гравитационных аномалий северо-восточного и магнитных аномалий северо-западного простирания. Большая ее часть приходится на котловину Крозе и соответствующую ей аномальную область 2а. Но распространение этой области через юго-западную границу (ли-неамент II) вплоть до северной части аномальной области котловины Эндерби позволяет предположить, что площадь, занимаемая котловиной Крозе, первоначально была гораздо больше, но впоследствии в ходе тектонической эволюции и в результате активности горячих точек Кергелен, Крозе и Марион сильно переработана. Поэтому юго-западная треть этой области несет на себе как следы предыдущего этапа развития (линейные локальные магнитные аномалии северозападного простирания и гравитационные аномалии северо-восточного простирания), так и следы более поздней тектонической активности (в виде локальных, часто изометричных интенсивных гравитационных и магнитных аномалий обоих знаков).
Области океанической литосферы, возникшие в результате спрединга ЮВИХ, характеризуются: а) интенсивными региональными гравитационными аномалиями северо-западного простирания, меняющимися от относительно отрицательных в приосевой зоне спре-динга (возраст океанского дна от 0 до 10—15 млн лет) до положительных во фланговых зонах (возраст дна >20 млн лет), и локальными малоамплитудными преимущественно отрицательными аномалиями северозападного простирания, параллельного оси спрединга, и ортогонального северо-восточного простирания, связанного с трансформными разломами, которые пересекают ось спрединга; б) региональными аномалиями магнитного поля, преимущественно положительными в приосевой зоне спрединга (возраст дна от 0 до 15—20 млн лет) и отрицательными на флангах с возрастом дна >20 млн лет, а также интенсивными знакопеременными локальными аномалиями северозападного простирания с максимальной для всего ре-
гиона амплитудой в приосевой зоне спрединга; в) увеличением глубины дна от 2 км в приосевой зоне до 4 км на флангах с возрастом >20 млн лет; г) зонами пониженных, а в отдельных глубинных интервалах слабоповышенных и резко меняющихся значений скорости сейсмических волн по данным сейсмотомографии, имеющими, как правило, генеральное северо-западное простирание. (Здесь подробная характеристика этой области не приводится.)
Севернее Антарктического побережья расположена широкая полоса (до 500 км) переходной зоны от континентальной литосферы к океанической. В наблюденном поле аномалий силы тяжести в редукции Буге она представлена интенсивной градиентной зоной, а в поле высокочастотной компоненты вдоль нее расположены чередующиеся цепочки интенсивных положительных и отрицательных локальных аномалий. В региональном магнитном поле эта зона представлена интенсивными отрицательными аномалиями в восточной (трог Принцессы Елизаветы) и центральной частях и интенсивной положительной аномалией в западной части южнее котловины Эндерби; в поле локальных магнитных аномалий в зоне выделяются три участка: 1) восточный (трог Принцессы Елизаветы) с интенсивными локальными отрицательными магнитными аномалиями; 2) центральный с изометрич-ными малоамплитудными знакопеременными локальными магнитными аномалиями и 3) западный с полосами интенсивных отрицательных и положительных локальных аномалий. Глубина дна меняется от 0 до 3 км; возраст океанского дна >100 млн лет.
По данным сейсмотомографии, на глубинных срезах от 200 до 1500 км под восточным участком находится зона пониженных значений сейсмической скорости, а под западным участком — зона повышенных значений; на глубинных срезах от 2800 до 2300 и от 100 до 50 км во всей переходной области
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Булычев А.А., Гилод Д.А., Дубинин Е.П. Структурное районирование литосферы восточной части Индийского океана на основе анализа потенциальных полей // Геология морей и океанов: Мат-лы ХХ Междунар. науч. конф. (школы) по морской геологии. Т. V М.: ГЕОС, 2013. С. 41-45.
Maus S., Barckhausen U., Berkenbosch H. EMAG2: A 2—arc min resolution Earth magnetic anomaly grid compiled from satellite, airborne, and marine magnetic measurements // Geochemistry, Geophysics, Geosystems: Electron. J. of the Earth sci. 2009. Vol. 10, N 8. URL: http://www.geomag.org/models/ emag2.html.
расположена зона повышенных значений скорости. На глубинных срезах от 200 до -700 км восточный участок представлен областью пониженных значений скорости, а остальная часть переходной зоны находится в области повышенных значений скорости. На глубинных срезах 2800—2500 и 50 км вся зона характеризуется интенсивными повышенными, а на глубинных срезах от 700 км и глубже ее западная половина — пониженными значениями скорости.
Заключение. Таким образом, на основании анализа гравитационных и магнитных аномалий и их компонент, а также данных сейсмической томографии в структуре тектоносферы южной части Индийского океана можно выделить 5 провинций (областей), различающихся по времени образования, толщине коры и литосферы, преобладающему простиранию элементов аномальных полей. Эти провинции разделены двумя крупными региональными линеаментами северо-западного и северо-восточного простирания, фиксируемыми как в низко-, так и в среднечастотных компонентах гравитационного и магнитного полей и их трансформантах, а также линейными градиентными зонами, выделенными по средне- и высокочастотной компонентам. Эти линеаменты имеют разное простирание и разделяют гетерогенные блоки океанической коры.
Градиентные зоны вследствие значительного возраста коры не всегда отражаются в рельефе дна. Они представляют собой шовные зоны, фиксирующие границы разновозрастных блоков литосферы, сформированных на разных спрединговых хребтах, кроме того, они могут быть следами трансформных разломов и тройных соединений. Градиентные зоны могут представлять собой границы крупных топографических поднятий, связанных с деятельностью горячих точек (Кергелен, Крозе) или погруженных континентальных блоков (банка Элан).
Mégnin С., Romanowicz B. The shear velocity structure of the mantle from the inversion of body, surface and higher modes waveforms // Geophys. J. Int. 2000. Vol. 143. P. 709-728. URL: http://www.seismo.berkeley.edu/
Sandwell D.T., Smith W.H.F. Retracking ERS-1 Altimeter waveforms for optimal gravity field recovery // Geophys. J. Int. 2005. Vol. 163. P. 79-89. URL: http://www.ngdc.noaa.gov/
Sandwell D. T., Smith W.H.F., Gille S. et al. Bathymetry from space: Rationale and requirements for a new, high-resolution altimetric mission // Comptes Rendus de l'Académie des Sci. 2006. Vol. 338. P. 1049-1062.
Поступила в редакцию 29.04.2014
