CC BY
22
УДК 550 830
1 1 А.А. Булычёв , Д.А. Гилод
ТРЕХМЕРНОЕ ПЛОТНОСТНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ СТРОЕНИЯ ТЕКТОНОСФЕРЫ СТРУКТУР ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА3
Представлены методика и результаты трехмерного моделирования строения тектоносферы структур в юго-западном секторе Индийского океана по данным гравитационного поля. Исследование включало формирование трехмерных плотностных моделей для нескольких площадей, охватывающих крупные тектонические структуры в юго-западной части Индийского океана. Формирование трехмерных плотностных моделей строения тектоносферы базировалось на результатах проведенного ранее структурного анализа гравитационного и аномального магнитного полей и двумерного плотностного моделирования по ряду профилей, пересекающих крупные структуры в исследуемом регионе. В результате трехмерного плотностного моделирования построены карты поверхности Мохоровичича и карты распределения плотности в слое океанической коры для отдельных наиболее крупных структур региона.
Ключевые слова: аномалии силы тяжести, тектоносфера, юго-западный сектор Индийского океана, трехмерное плотностное моделирование.
The technique and results of three-dimensional modeling of the structure tectonosphere southwestern sector of Indian Ocean, according to the gravitational field are presented. The study included the creation of three-dimensional density models for a few areas, covering major tectonic structures of south-western Indian Ocean. Formation of three-dimensional density models tectonosphere based on results of a previous structural analysis of gravity and anomaly magnetic fields and the two-dimensional density modeling for number of profiles, crossing large structures of the study area. The results of three-dimensional density modeling were maps of surface Moho and density distribution in the ocean crust layer over individual largest structures in region.
Key words: gravity anomalies, tectonosphere, south-western sector of Indian Ocean, three-dimensional density modeling.
Введение. Рассматриваемый регион занимает юго-западную часть Индийского океана (рис. 1). В статье приведены методика и результаты трехмерного плотностного моделирования строения тектоносферы для отдельных площадей, представляющих наиболее крупные тектонические структуры в исследуемом регионе (рис. 1, А, показаны границы площадей, для которых выполнено трехмерное плотностное моделирование). Выбранные площади включают тектонические структуры разного типа — спрединговую зону Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ) (площади 1—3) с молодой (до 40 млн лет) океанической корой; плато Агульяс (площадь 4); плато Конрад и Крозе (площадь 5) с аномальной древней океанической корой, образованной в ходе тектонической эволюции региона; Мозамбикский бассейн с ограничивающими его с запада и востока Мозам-бикским и Мадагаскарским хребтами (площадь 6). Результаты трехмерного моделирования строения тектоносферы для Юго-Западного Индийского хребта (площади 1—3) приведены в статье [Булычёв, Гилод, 2013], где описаны результаты трехмерного
моделирования на остальные указанные площади (4—6). Выполненное ранее для этого региона двумерное плотностное моделирование вдоль профилей, пересекающих эти тектонические структуры (рис. 1), показало резкое различие строения тектоносферы, в частности океанической коры, этих структур. Трехмерное плотностное моделирование было нацелено на то, чтобы показать в плане особенности строения океанической коры: изменение мощности коры, возможную слоистость океанической коры и характер распределения в ней плотности.
Материалы и методы исследований. В качестве основных фактических материалов нами использованы карта аномалии силы тяжести в свободном воздухе (рис. 1, А) [Sandwell, Smith, 2005], карта аномалий силы тяжести в редукции Буге, рассчитанных с учетом сферичности Земли при плотности промежуточного слоя 2,67 г/см3 по гридам аномалий силы тяжести в свободном воздухе и батиметрическому гриду [Sandwell, Smith, 2005; Smith, Sandwell, 1997] с густотой сети 15'х15'; карта рельефа океанического дна [Smith, Sandwell, 1997] (рис. 1, Б) и карта возрас-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра геофизических методов исследования земной коры, профессор, докт. физ.-мат. н.; e-ma!l:aabul@geophys.geol.msu.ru
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра геофизических методов исследования земной коры, науч. с.; e-mail: gilod_dolores@mail.ru
3 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 10-05-00042).
8000-7000-6000-5000-4000-3000-2000-1000-
8000-7000.
Антарктида
-3000 -2000-1000 0 1000 2000 3000 4000 5000
8000-7000-6000-5000-4000-3000-2000-1000-
8000-7000-6000-5000-4000-3000-2000-1000-
550
500
450
400
350
300
250
200
150
100
50
О
-50
-100
-150
6000-5000-4000-3000-2000-1000-
-3000 -2000 -1000
1000 2000 3000 4000 5000
®
Рис. 1. Исходные карты для трехмерного плотностного моделирования океанической коры: А — карта аномалий силы тяжести -3,5 в редукции в свободном воздухе (сечение изолиний 10 мГал); Б — карта рельефа океанического дна (сечение изолиний 0,5 км); В — карта возраста океанического дна (сечение изолиний 10 млн лет); Г — карта мощности литосферы (сечение изолиний 5 км), рассчитанная по зависимости возраст—мощность: 1 — линии профилей с подобранными двумерными (структурно-плотностными) моделями строения тектоносферы; 2 — контуры площадей, для которых проведено трехмерное моделирование океанической коры. На А в кружках указаны номера площадей: 4 — плато Агульяс, 5 — плато Конрад, 6 — Мозам-бикская площадь
та океанического дна (рис. 1, В) [Ми11ег й а1., 1997]. Кроме того, на рис. 1, Г показана карта мощности литосферы, рассчитанной в зависимости от возраста океанского дна [Лукашевич, Приставакина, 1984].
В основу построения трехмерной модели легли результаты проведенного ранее авторами структурного анализа гравитационного и магнитного полей совместно с анализом данных сейсмотомографии [Булычёв и др., 2011; М^тп, Romanowicz, 2000] и результаты двумерного плотностного моделирования по профилям, пересекающим основные тектонические структуры исследуемого региона [Булычёв, Гилод, 20136].
Трехмерная модель разреза тектоносферы, рассчитанная до глубины 110 км, представлена четырьмя основными слоями, гравитационный эффект от которых в соответствии с результатами анализа структуры гравитационного поля имеет разные частотную и амплитудную характеристики [Булычёв и др., 2011]: 1) водный слой с плотностью 1,03 г/см3; 2) слой океанической коры с переменными значениями плотности; 3) слой подкоровой литосферы с кровлей, определяемой границей Мохоровичича (М), и подошвой, рассчитанной по аналитической зависимости возраст дна—мощность литосферы [Лукашевич, Приставакина, 1984], в этом слое плотность меняется по латерали в зависимости от возраста литосферы; 4) слой астеносферы, кровля которого представлена подошвой литосферы, а нижняя граница ограничена глубиной 110 км, с переменной плотностью в зависимости от глубины и расстояния от спредингового центра.
Процесс трехмерного плотностного моделирования включает следующие этапы: формирование поверхности М, формирование поверхности подошвы литосферы, расчет распределения плотности в слое океанической коры.
Формирование модели слоя океанической коры. Формирование поверхности М базировалось на следующих предположениях: 1) используется сглаженный рельеф дна; 2) для всех значений глубины океанского дна глубина поверхности М рассчитывается прибавлением к сглаженному рельефу дна 6 км (средняя мощность слоя нормальной океанической коры); 3) при возрасте дна <10 млн лет (предполагается отсутствие изостатической компенсации) мощность слоя коры предполагается равной 4—6 км; 4) для возраста дна от 10 до 110 млн лет и глубины >4 км предполагается наличие изостатической компенсации (глубина компенсации 33—35 км) [Булычёв и др., 2005]; 5) для возраста дна >110 млн лет и глубины дна <4 км предполагается наличие изостатической компенсации (глубина компенсации 33—35 км); глубина поверхности М в этом случае рассчитывается отдельно для суши и моря.
Двумерное плотностное моделирование показало двухслойное строение океанической коры. Нижний слой океанической коры вводится в модель гипоте-
тически, поскольку масштаб и точность используемого гравитационного поля не позволяют достоверно представить его по данным анализа и интерпретации. Этот слой в области крайне медленного спрединга ЮЗИХ соответствует фронту серпентинизации мантийных пород на границе с океанической корой, будучи, таким образом, переходным [Дубинин и др., 2010а, б] между верхней мантией (в частности, подкоровой литосферой) и океанической корой, и имеет плотность8рап,00—3,15 г/оВерхний слой коры (собственно океаническая кора), достаточно уверенно выявляемый по интерпретации гравитационного поля методом полного нормированного градиента (ПНГ) [Берёзкин, 1988], на ненарушенных флангах спредин-говой зоны имеет типичную для океанической коры мощность 5—7 км и сильно дифференцирован по плотности: разница может достигать 0,20—0,25 г/см3. При расчете трехмерной модели начального приближения была принята усредненная для всего региона плотность океанической коры, равная 2,80 г/см3. Учитывая нижний переходный слой океанической коры, усредненная плотность океанической коры может быть выше (~2,90 г/см3).
Формирование модели слоя подкоровой литосферы. Для расчета глубины подошвы литосферы использованы формулы зависимости мощности литосферы от возраста океанского дна [Лукашевич, Приставкина, 1984]. Исходный цифровой файл возраста дна [Muller et al., 1997] составлен по редкой сети наблюдений, что связано с детальностью аномального магнитного поля (EMAG2 [Maus et al., 2009]). Полученные значения глубины подошвы литосферы использованы в двумерном моделировании и практически не подвергались корректировке в процессе подбора. Но при этом в процессе двумерного подбора корректировались значения плотности в слое подкоровой литосферы, исходно рассчитанные в зависимости от возраста. Для трехмерной модели эта зависимость единая для всех площадей и не подвергалась корректировке в процессе подбора: для литосферы с возрастом <10 млн лет плотность 3,29 г/см3, от 10 до 20 млн лет — 3,29—3,30 г/см3; от 20 до 40 млн лет — 3,31 г/см3; от 40 до 60 млн лет — 3,32 г/см3; от 60 до 80 млн лет — 3,33 г/см3 и при возрасте >80 млн лет — 3,34 г/см3.
Формирование модели астеносферного слоя. Слой астеносферы имеет кровлю, совпадающую с подошвой литосферы. Глубина подошвы астеносферного слоя при двумерном моделировании получена по результатам интерпретации гравитационного поля методом ПНГ, но, поскольку пока нет трехмерного варианта этого метода для интерпретации глубинных горизонтов тектоносферы, трехмерная модель была ограничена глубиной 110 км, которая, как будет показано, не совпадает с нижней границей астеносфер-ного слоя: иногда она проходит внутри него, а иногда глубже подошвы астеносферы. На отдельных примерах будет показано, что в некоторых случаях из-за
остаточного присутствия неучтенного регионального фона это довольно значительно влияет на глубинное положение поверхности М и на величину среднего значения плотности в океанической коре. Плотность в слое астеносферы, как и в случае двумерного моделирования, определена в зависимости от глубины его кровли и расстояния от спредингового центра: при возрасте от 0 до 10 млн лет плотность астеносферы задана равной 3,26 г/см3, от 10 до 20 млн лет — 3,27 г/ см3; от 20 до 40 млн лет — 3,29 г/см3; от 40 до 60 млн лет — 3,31 г/см3; от 60 до 80 млн лет — 3,32 г/см3 и >80 млн лет — 3,33 г/см3.
Такая трехмерная плотностная модель в качестве исходной принята для всего региона в целом. Однако исследуемый регион имеет сложное тектоническое строение, включает разные тектонические типы структур. Присущие им эволюция и тектоническая позиция структур (в частности, близость к горячим точкам) влияют на их формирование и строение. Поэтому трехмерное плотностное моделирование проводили для отдельных площадей, включающих наиболее крупные тектонические структуры, чтобы при моделировании внести в исходную трехмерную модель отдельные особенности, присущие каждой структуре.
В результате построены цифровые гриды поверхности М, подошвы литосферы, плотности подкоровой литосферы и плотности астеносферы. От сформированной трехмерной модели начального приближения рассчитывается гравитационное поле.
Затем выполняется итеративный подбор границы М. В результате итераций получается несколько поверхностей Мохоровичича. Обычно после третьей итерации достигается вполне удовлетворительное совпадение в региональном плане рассчитанного гравитационного поля с исходным полем аномалий силы тяжести. Остаточные аномалии носят региональный характер, и, как правило, их можно связать с недоучтенным региональным вкладом плотностного распределения в слоях подкоровой литосферы и астеносферы. Локальные остаточные аномалии вызваны в основном плотностной дифференциацией слоя океанической коры (по результатам двумерного моделирования приблизительно от 2,67 до 2,90 г/см3 и более), их вклад в аномальное гравитационное поле сопоставим с вкладом изменения рельефа поверхности М,
полученной после третьей итерации при постоянной плотности в слое океанической коры, поэтому подбор распределения плотности в слое океанической коры вряд ли может быть вполне достоверным. Вследствие этого для дальнейшего подбора значений плотности в океанической коре принималась, как правило, поверхность М1, полученная после первой итерации, а на отдельных площадях — исходная модель М0.
На заключительном этапе осуществляется подбор значений плотности в слое океанической коры. Здесь важно, чтобы остаточное гравитационное поле, полученное после подбора границы М, было обусловлено преимущественно распределением плотности в океанической коре, а не локальными вариациями подошвы коры. Чтобы выбрать соответствующую поверхность Мохоровичича для подбора плотности в океанической коре, поверхности, полученные после 1—3 итераций, сопоставлялись с границей М, полученной в результате двумерного моделирования. Учитывая, что исходная граница М для двумерного моделирования определялась не только в соответствии с вышеуказанными предположениями, но и на основании интерпретации гравитационного поля, подобранная в процессе двумерного моделирования поверхность М считается нами вполне достоверной. Об этом свидетельствуют и результаты сопоставления этой поверхности с сейсмическими данными. Подбор значений плотности осуществлялся в итерационном процессе и, как правило, после третьей итерации расхождение между рассчитанным от модели полем аномалий силы тяжести и исходным полем составляет не более 1—2 мГал. В результате этого этапа построены карты распределения плотности в океанической коре.
Трехмерное моделирование океанической коры.
Трехмерное моделирование представлено для площади плато Агульяс, плато Конрада и Крозе и для площади, включающей Мадагаскарский хребет и Мозамбикский бассейн (рис. 1, А).
Плато Агульяс. На рис. 2 представлены результаты трехмерного моделирования строения тектоносферы плато Агульяс — карты поверхностей Мохоровичича М0 и М1 при глубине компенсации 35 км, соответственно исходная А(0) и после первой итерации А(1), а также соответствующие этим поверхностям карты распределения плотности в океанической коре (Б(0)
Рис. 2. Трехмерная (структурно-плотностная) модель для плато Агульяс: А(0) — карта поверхности Мохоровичича (М0), полученная в результате трехмерного моделирования для глубины компенсации 35 км; сечение изолиний 1 км; А(1) — карта поверхности Мохоровичича (М1), полученная в результате трехмерного моделирования для глубины компенсации 35 км, сечение изолиний 1 км; Б(0) — карта распределения плотности (г/см3) в океанической коре для рассчитанной поверхности М0; Б(1) — карта распределения плотности (г/см3) в океанической коре для рассчитанной поверхности М1; В — графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге вдоль профиля 2; Г — графики распределения плотности (г/см3) в океанической коре вдоль профиля 2, полученного в результате трехмерного моделирования для поверхностей М0 и М1; Д — двумерная плотностная модель строения тектоносферы до глубины 100 км по профилю 2; 1 — графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе (а) и Буге (б); 2 — границы поверхности океанического дна (а), поверхности Мохоровичича (б), подошвы подкоровой литосферы (в), подошвы астеносферы (г) по результатам двумерного моделирования; 3 — границы Мохоровичича М0 (а) и М1 (б) по результатам трехмерного моделирования; 4 — график распределения плотности (г/см3) в океанической коре по результатам трехмерного моделирования для поверхностей М0 (а) и М1 (б); 5 — графики распределения плотности (г/см3) в слоях подкоровой литосферы (а) и астеносферы (б), рассчитанной в зависимости от возраста океанического дна (значения плотности — курсивом); 6 — значения плотности (г/см3) в слоях тектоносферы, полученные в
результате двумерного моделирования
и Б(1)), полученные в процессе подбора. В правой части рис. 2 представлены графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге вдоль профиля 2 (В) и двумерная плотностная модель по профилю 2, ограниченная глубиной 110 км (Д). На разрез до глубины 110 км (Д) наложены графики плотностного распределения в слоях подкоровой литосферы и астеносферы, рассчитанного в зависимости от возраста. Двумерная плотностная модель, при формировании которой учитывались сейсмические данные для плато Агульяс, показывает трехслойное строение коры: нижний и средний слои коры имеют мощность приблизительно по 6 км и соответствующие значения плотности 3,20 и 3,10 г/см3. Мощность верхнего слоя коры составляет приблизительно 1/3 от суммарной мощности коры, слой сильно дифференцирован в плотностном отношении (от 2,66 до 2,88 г/см3). Границы поверхности Мохоровичича, полученные после 1—3 итераций, между собой практически не отличаются (очень локальные и малоамплитудные расхождения), но сильно отличаются от положения границы М0.
Наибольшие расхождения между положениями границ, полученными в результате трехмерного подбора, и таковыми в океанической коре по двумерной модели приходятся на собственно плато Агульяс (участок на профиле от 3400 до 3800 км). Совпадение этих границ с подошвами верхнего и среднего слоев океанической коры по двумерной модели было бы лучше на этом участке профиля, если подбор поверхности М проводить при глубине компенсации 33 км, как это было сделано для плато Конрад и Крозе (см. ниже). Также выполнен вариант подбора положения поверхности Мохоровичича для плато Агульяс при глубине компенсации 33 км. В этом варианте значения глубины начальной поверхности Мохоровичича М0 лежат в интервале глубины подошвы верхнего слоя коры по двумерной модели, а поверхность Мохоровичича, полученная после 1—3 итераций, — в интервале значений глубины подошвы второго слоя океанической коры по двумерной модели. Изменение глубины компенсации в сторону увеличения (>35 км) приводит к лучшему совпадению границ М0 и М1 с подошвой второго и третьего слоя океанической коры в двумерной модели. Но это характерно только для участка профиля от 3400 до 3800 км с интенсивной положительной аномалией в свободном воздухе
и интенсивным минимумом аномалий Буге, которые приходятся на плато Агульяс.
Заметим, что для лучшего подбора регионального фона при двумерном моделировании, т.е. для лучшего соответствия полученных в результате двумерного моделирования границ в океанической коре с сейсмическими результатами ^оЫ, иеп2е1тапп-№Ъеп, 2001; Parsieg1a е! а1., 2008], плотность подкоровой литосферы под этим участком понижена на 0,01 г/см3 по сравнению с принятой закономерностью. За пределами этого участка расположены структуры с типичной (а не аномальной, как на плато Агульяс) океанической корой. Этим, видимо, и объясняется невозможность подобрать глубину поверхности Мохоровичича с единой глубиной компенсации. Мы представляем вариант трехмерного подбора при глубине компенсации 35 км, который дает хорошее совпадение глубины поверхности Мохоровичича за пределами собственно плато, а в пределах плато в глубинном отношении приближенно отвечает границам двумерной модели, полученным в результате совместного анализа сейсмических данных и интерпретации гравитационного поля.
Для положений поверхности Мохоровичича, полученных при трехмерном подборе с глубиной компенсации 35 км (М0 и М1), выполнен подбор значений плотности в океанической коре, результаты представлены на картах (рис. 2, Б(0) и Б(1)) и графиках вдоль профиля 2 (Г). Поскольку трехмерный подбор не позволяет получить для плато Агульяс такую картину слоистости коры, как в двумерной модели, плотность в слое океанической коры, полученная при трехмерном моделировании, — усредненная по глубине. Пониженные (<2,80 г/см3) значения плотности в океанической коре, полученные для поверхности М1, приходятся на участок профиля, соответствующий собственно плато Агульяс, с минимальным значением плотности (до 2,66 г/см3) в восточной его части. Расхождение плотностного распределения, полученного при трехмерном подборе, с распределением плотности в коре по двумерной модели легко объяснить, учитывая плохое согласование положений поверхностей Мохоровичича, полученных при двумерном и трехмерном подборе с учетом глубины изостатической компенсации.
Плато Конрад и Крозе. На рис. 3 представлены результаты трехмерного моделирования площади пла-
Рис. 3. Трехмерная (структурно-плотностная) модель для плато Конрад и Крозе: А(0) — карта поверхности Мохоровичича М0 и А(1) — карта поверхности Мохоровичича М1, полученные в результате трехмерного моделирования для глубины компенсации 33 км (сечение изолиний 1 км); Б(0) — карта распределения плотности (г/см3) в океанической коре для поверхности М0; Б(1) — карта распределения плотности (г/см3) в океанической коре для поверхности М1; В — графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге вдоль профилей 8 (В8) и 9 (В9); Г — графики распределения плотности (г/см3) в океанической коре вдоль профилей 8 (Г8) и 9 (Г9), полученные в результате трехмерного моделирования для поверхностей М0 и М1; Д — двумерные плотностные модели строения
тектоносферы до глубины 110 км по профилям 8 (Д8) и 9 (Д9).
1 — графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе (а) и Буге (б); 2 — граница поверхности океанического дна (а), граница поверхности Мохоровичича (б), граница подошвы подкоровой литосферы (в), граница подошвы астеносферы (г) по результатам двумерного моделирования; 3 — границы Мохоровичича М0 (а) и М1 (б); 4 — графики распределения плотности (г/см3) в океанической коре для поверхностей М0 (а) и М1 (б); 5 — значения плотности (г/см3) в слоях тектоносферы, полученные в результате двумерного
моделирования
то Конрад и плато Крозе при глубине компенсации 33 км. На карты поверхности Мохоровичича М0 и М1 (А(0) и А(1) соответственно на рис. 3) наложена карта аномалий силы тяжести в редукции Буге. Оба плато представлены минимумами силы тяжести (<250 мГал), и по изолинии 300 мГал они объединяются в одну область, разграниченную полосой относительно пониженных значений поля силы тяжести на две подобласти, соответствующие плато Крозе и плато Конрад. На карте рельефа океанического дна эти участки представлены наименьшими значениями глубины дна (до 1,50 км). Участкам плато соответствуют максимальные значения глубины поверхности М на обеих картах (М0 и М1) до 15—20 км, причем поверхность М на карте М1 расположена на 2—4 км глубже, чем поверхность М0.
Карты распределения плотности в океанической коре Б(0) и Б(1), полученные для поверхностей М0 и М1 в процессе трехмерного подбора, представлены на рис. 3. На плато Крозе и Конрад (рис. 3, Б(0)) приходятся области пониженных значений плотности (<2,70 г/см3), а максимальные значения плотности (до 3,00 г/см3) приходятся на юго-западную часть площади, представленную нормальной океанической корой.
На рис. 3, Г8 и Г9 приведены графики распределения плотности в океанической коре, полученные в процессе трехмерного подбора для поверхностей М0 и М1, вдоль профилей 8 (плато Крозе) и 9 (плато Конрад) соответственно. Средняя плотность океанической коры на плато Крозе и Конрад для поверхности М0 составляет 2,75 г/см3, а для поверхности М1 — 2,81 г/см3. Эти значения плотностей на 0,10—0,20 г/см3 меньше, чем для расположенного в южной трети рассматриваемой площади участка с типично океанической корой. Сопоставление этих результатов с двумерной моделью для плато Конрад (профиль 9) и плато Крозе (пр. 8) (рис. 3, Д8 и Д9) указывает на аномальный характер океанической коры под обоими плато, что обусловлено, по всей вероятности, участием «горячей точки» в формировании этих структур (процесс наращивания океанической коры под влиянием более разогретой астеносферы и подкоровой литосферы): 1) двухслойное строение океанической коры с верхним резко дифференцированным по плотности слоем, составляющим приблизительно 2/3 от общей мощности коры, и нижним слоем с плотностью 3,05—3,15 г/см3, переходным от подкоровой литосферы к океанической коре; 2) резко
дифференцированная по плотности (от 2,70 до 2,90 г/ см3) мощная (до 16 км) кора под плато Конрад на профиле 9, а на профиле 8 через плато Крозе разброс значений плотности в океанической коре составляет от 2,65 до 2,78 г/см3 при максимальной мощности коры до 20 км.
Сопоставление распределения плотности в океанической коре, полученного по трехмерной и двумерной моделям, показывает, что распределение плотности в трехмерной модели для поверхности М0 в целом лучше соответствует распределению плотности в верхнем слое океанической коры по двумерной модели, а распределение плотности в трехмерной модели для поверхности М1 в целом ближе к распределению средней плотности во всем слое океанической коры по двумерной модели.
Мозамбикская площадь включает Мозамбикский бассейн и Мадагаскарский хребет, ограничивающий его с юго-востока. Мозамбикский хребет только частично расположен на северо-западной окраине площади трехмерной модели. Как уже показано ранее, на результат подбора положения границы М и плотностного распределения в океанической коре при трехмерном моделировании больше влияет глубина изостатической компенсации. Расчет трехмерной модели при глубине компенсации 33 и 35 км, выполненный для других площадей в юго-западном регионе Индийского океана, для этой площади показал плохое совпадение полученного в результате трехмерного подбора положения поверхности М с результатом двумерной плотностной модели. При таких значениях глубины компенсации поверхность М, подобранная в процессе трехмерного моделирования, лежит выше поверхности М, рассчитанной по двумерной модели. Только при глубине компенсации 38 км достигается хорошая сходимость положения этой поверхности с результатом двумерного моделирования.
На рис. 4 представлены результаты трехмерного моделирования при глубине компенсации 38 км — карта поверхности М после первой итерации (А) и карта распределения плотности в океанической коре (Б) для этой поверхности. Сопоставление результатов двумерного и трехмерного моделирования проведено по профилю 13, для которого рассчитана двумерная плотностная модель (Д и Е). Мозамбикский бассейн на двумерной модели вдоль профиля 13 расположен в интервале от 550 до 1100 км и характеризуется понижением (приблизительно на 20 мГал) среднего
Рис. 4. Трехмерная (структурно-плотностная) модель для Мозамбикского бассейна: А — карта поверхности М1, полученная по результатам трехмерного моделирования для глубины компенсации 38 км (сечение изолиний 1 км); Б — карта распределения плотности (г/см3) в океанической коре для поверхности М1; В — графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге вдоль профиля 13; Г — график распределения плотности (г/см3) в океанической коре вдоль профиля 13, полученного по результатам трехмерного моделирования; Д — двумерная плотностная модель строения тектоносферы до глубины 110 км по профилю 13; Е — двумерная плотностная
модель в увеличенном по вертикали масштабе для интервала глубин 0—40 км.
1 — графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе (а) и Буге (б); 2 — границы поверхности океанического дна (а), подошвы подкоровой литосферы (б) и подошвы астеносферы (в); 3 — границы Мохоровичича по результатам двумерного моделирования (а), трехмерного моделирования М1 (б) и график распределения плотности (г/см3) в океанической коре по результатам трехмерного моделирования (в); 4 — графики распределения плотности в слоях подкоровой литосферы (а) и астеносферы (б), рассчитанной в зависимости от возраста океанического дна, значения плотности (г/см3) — курсив; 5 — значения плотности (г/см3) в слоях тектоносферы,
полученные в результате двумерного моделирования
уровня поля аномалий силы тяжести в свободном воздухе и максимумом аномалий силы тяжести Буге с амплитудой около 100 мГал. Мозамбикский хребет на профиле расположен в интервале от 200 до 550 км, а Мадагаскарский хребет — от 1100 до 1550 км. Средний уровень поля аномалий силы тяжести в свободном воздухе над Мозамбикским хребтом приблизительно на 40 мГал выше, чем над Мозамбикским бассейном, и на 60 мГал и более выше над Мадага-скарским хребтом. Соответственно Мозамбикский и Мадагаскарский хребты в поле аномалий силы тяжести в редукции Буге отмечаются минимумами приблизительно 50 и 150 мГал. На рис. 4, В представлены графики аномалий силы тяжести в свободном воздухе и Буге вдоль профиля 13, на рис. 4, Д — двумерная плотностная модель строения тектоносферы вдоль профиля 13, а на рис. 4, Е — та же модель, но до глубины 40 км и с увеличенным по вертикали масштабом для наглядности представления строения океанической коры.
Очевидна хорошая сходимость результатов двумерного и трехмерного подбора для Мадагаскарского хребта (рис. 4, Е). Для Мозамбикского бассейна расхождение между поверхностью М по двумерной модели и поверхностью М1 составляет не более 2 км, а для Мозамбикского хребта наблюдается минимальное расхождение между этими поверхностями. Поэтому для всей площади мы приняли поверхность М1, полученную после первой итерации (рис. 4, А). На этой карте глубина поверхности М под Мозамбикским бассейном приходится на интервал глубин от 12 до 15 км, под Мозамбикским хребтом поверхность М погружается от 17,5 до 22 км, а под Мадагаскарским хребтом — от 17,5 почти до 25 км.
Распределение плотности в океанической коре для поверхности М1, полученное в процессе трехмерного подбора, представлено в виде графика вдоль профиля 13 (рис. 4, Г). Сопоставление этих значений плотности с результатом двумерной модели показывает в целом вполне удовлетворительную сходимость: под Мадагаскарским хребтом плотность по трехмерной модели в среднем составляет 2,78 г/см3, а по двумерной модели она меняется от 2,70 до 2,85 г/см3; под Мозамбикским хребтом значения плотности, подобранные в процессе трехмерного моделирования, варьируют от 2,75 до 2,80 г/см3, а по двумерной модели — от 2,74 до 2,82 г/см3.
Выводы. 1. Как показывают результаты, примененный авторами подход к формированию трехмерной плотностной модели и принятые начальные условия и ограничения оправдали себя и позволили выполнить трехмерное плотностное моделирование в условиях незначительной (или практически отсутствующей) дополнительной геофизической информации, базируясь только на результатах анализа и интерпретации гравитационного поля.
2. Результаты трехмерного моделирования свелись к установлению положения поверхности М и
построению карт распределения плотности в слое океанической коры для отдельных площадей в исследуемом регионе.
3. Принятая зависимость изменения положения подошвы литосферы и распределения плотности в слоях подкоровой литосферы и астеносферы от возраста океанского дна удовлетворяет в целом всему исследуемому региону, но для отдельных структур может нарушаться в соответствии с тектонической позицией моделируемой структуры (например, близость к горячей точке плато Крозе и плато Конрад), историей формирования и развития структуры (например, для плато Агульяс, Мадагаскарского хребта). В этих случаях для получения более достоверного положения подошвы океанической коры и распределения плотности в слое океанической коры необходимо в процессе трехмерного подбора корректировать значения плотности в нижних слоях тектоносферы, задаваемые в исходной модели по результатам предварительных расчетов. Для такого учета необходима информация о глубине залегания границ нижних слоев тектоносферы и их плотностной неоднородности по другим геофизическим методам.
4. Двумерное плотностное моделирование показало, что области разуплотнения в слое астеносферы (3,25—3,27 г/см3) распространяются на глубину >110 км, а анализ функции распределения нормированного градиента аномалий силы тяжести фиксирует область разуплотнения до глубины 400 км, включая верхнюю мантию, и соответствует области и глубине распространения низкоскоростных аномалий по данным сейсмотомографии. Ограничение трехмерной модели по глубине ведет к недоучету регионального фона, обусловленного глубинными слоями тектоносферы, и сказывается на глубинном положении поверхности М и среднем уровне распределения плотности в океанической коре. Но для учета глубинной части разреза (>110 км) также требуется дополнительная геофизическая информация.
5. Привязанное к глубине компенсации трехмерное моделирование поверхности М, в отличие от двумерного подбора, также может сказаться на ее положении и характере распределения плотности в слое океанической коры. Это показано на примере плато Агульяс, для которого выполнено моделирование при глубине компенсации 33 и 35 км, а более достоверный результат (лучшее совпадение с двумерной моделью, полученной с привлечением сейсмических данных), видимо, можно получить при глубине компенсации >35 км (например, 38 км, как для Мадагаскарского хребта).
6. Полученное в результате трехмерного подбора распределение плотности в океанической коре является усредненным по глубине и не отражает возможную слоистость океанической коры, причем даже в том случае, когда трехмерный подбор показывает существование двух границ в океанической коре (результаты между начальным приближением поверхности М и первой итерацией, или первой и
последующими итерациями резко расходятся), как, например, для плато Агульяс.
7. Трехмерное моделирование строения тектонос-феры для плато Агульяс, Конрад и Крозе показало, что процесс формирования и история развития этих структур могут различаться. На это указывают, во-первых, значения глубины компенсации в модели для плато Агульяс (возможно, >35 км) и плато Конрад и Крозе (глубина компенсации 33 км); во-вторых, выявленная и подтвержденная сейсмическими данными для плато Агульяс явная слоистость океанической коры менее проявлена (а возможно, и вообще не существует) на плато Конрад и Крозе. Это подтверждается резким различием глубинного положения поверхностей Мохоровичича — начальной и полученных после последующих итераций для плато Агульяс, а также небольшим (не более 2—3 км) расхождением между ними на плато Конрад и Крозе.
8. Трехмерная модель для Мозамбикской площади получена при глубине компенсации 38 км. Она показывает в целом хорошее согласование с результатом двумерного моделирования для всех структур этой площади — Мозамбикского бассейна, Мозамбикского и Мадагаскарского хребтов.
9. Для областей с длительным апвеллингом и повышенной магматической активностью (наиболее интенсивные магнитные аномалии до 700 нТ приходятся на плато Крозе; интенсивность магнитных аномалий на плато Агульяс, Конрад и на хребтах Мадагаскарском и Мозамбикском достигает 400 нТ) данные моделирования показывают аномально высокую мощность коры (15—20 км) и ее возможное слоистое строение, выявленное в результате двумерного моделирования.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Берёзкин В.М. Метод полного градиента в геофизической разведке М.: Недра, 1988. 188 с.
Булычёв А.А., Гилод Д.А. Двумерное плотностное моделирование тектоносферы структур юго-западного сектора акватории Индийского океана // Геофизика. 2013а. № 1. С. 55-66.
Булычёв А.А., Гилод Д.А. Трехмерное плотностное моделирование строения тектоносферы юго-западной части Индийского океана // Геофизика. 2013б. № 3. С. 15-27.
Булычёв А.А., Гилод Д.А, Кривошея К.В. и др. Трехмерное моделирование тектоносферы в районе акватории трансформной зоны Романш (Экваториальная Атлантика) по гравиметрическим данным // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2005. № 5. С. 74-80.
Булычёв А.А., Гилод Д.А, Соколова Т.Б. Анализ гравитационного и магнитного полей и данных сейсмотомографии юго-западного сектора Индийского океана // Геофизика. 2011. № 4. С. 44-56.
Дубинин Е.П., Галушкин Ю.И., Свешников А.А. Глубинное строение литосферы рифтовых зон спрединговых хребтов // Жизнь Земли (Сб. науч. тр. Музея землеведения МГУ). М.: Изд-во Моск. ун-та, 2010а. С. 32-53.
Дубинин Е.П., Галушкин Ю.И., Свешников А.А. Модель аккреции океанической коры и ее геодинамические следствия // Жизнь Земли (Сб. науч. тр. Музея землеведения МГУ). М.: Изд-во Моск. ун-та, 2010б. С. 53-82.
Лукашевич И.П., Приставакина Е.И. Плотностная модель верхней мантии под океанами // Физика Земли. 1984. № 2. С. 103-107.
Gohl K., Uenzelmann-Neben G. The crustal role of the Agulhas Plateau, southwest Indian Ocean: evidence from seismic profiling // Geophys. J. Intern. 2001. Vol. 144. P. 632-646.
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 (an electronic journal of the Earth sci). 2009. Vol. 10, N 8. URL: http://www.geomag.org/ models/emag2.html (дата обращения: 20.11.2009).
Megnin С., Romanowicz B. The shear velocity structure of the mantle from the inversion of of body, surface and higher modes waveforms // Geophys. J. Int. 2000. Vol. 143. P. 709-728. URL: http://www.seismo.berkeley.edu/ (дата обращения: 20.09.2010).
Muller R.D., Roest W.R., Royer J. et al. Digital isochrones of the world's ocean floor // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102, N B2. P. 3211-3214. URL: http://gdcinfo.agg.nrcan.gc.ca/app/ agegrid_e.html (дата обращения: 20.11.2009).
Parsiegla N., Gohl K., Uenzelmann-Neben G. The Agulhas Plateau: structure and evolution of a Large Igneous Province // Geophys. J. Int. 2008. Vol. 174. P. 336-350.
Sandwell D.T, Smith W.H.F. Retracking ERS-1 altimeter waveforms for optimal gravity field recovery // Geophys. J. Intern. 2005. Vol. 163. P. 79-89. URL: http://www.ngdc.noaa. gov/ (дата обращения: 20.11.2009).
Smith W.H.F, Sandwell D.T. Global Seafloor Topography from Satellite Altimetry and Ship Depth Soundings // Science. 1997. Vol. 277 (5334). URL: http://topex.ucsd.edu/, http:// edcwww.cr.usgs.gov/ (дата обращения: 20.10.2009).
Поступила в редакцию 11.03.2013
