ОКЕАНОЛОГИЯ, 2004, том 44, № 4, с. 611-615
МОРСКАЯ ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.465
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОХРОНОЛОГИИ ОКЕАНСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ В ОБЛАСТИ ТРАНСФОРМНОГО РАЗЛОМА РОМАНШ (ЭКВАТОРИАЛЬНАЯ АТЛАНТИКА)
© 2004 г. А. А. Булычев1, Д. А. Гилод1, Е. Ю. Куликов1, А. А. Шрейдер2
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, геологический факультет 2Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва Поступила в редакцию 29.09.2003 г., после доработки 24.11.2003 г.
Получены первые данные о геохронологии дна в экваториальной Атлантике на основе трехмерного восстановления намагниченности инверсионного магнитоактивного слоя по результатам площадной съемки на бортах зоны трансформного разлома Романш. Разрастание дна для последних 5 млн. лет носит симметричный характер и идет со средней скоростью 1.82 см/год в сторону от оси спрединга. На западном склоне Срединно-Атлантического хребта в интервале хронов С25-С16 его величина близка к 1.92 см/год. Оба значения превышают величины, следующих из теоретических построений на 4 и 9%, соответственно.
ВВЕДЕНИЕ
Зона трансформного разлома Романш относится к крупнейшим тектоническим нарушениям в экваториальной части Атлантического океана. Она протягивается примерно вдоль экватора от берегов Африки до Южной Америки и имеет раздвиго-вую составляющую [9]. Активный участок трансформной зоны сейсмически активен. Решения механизмов в очагах землетрясений свидетельствуют о сдвиговом характере движения краев литосфер-ных плит, контактирующих по разлому[14].
В тоже время аномальное магнитное поле не отражает структуру современного рифта. Нет не только видимого совпадения границ магнитных аномалий со структурами рифта, но и большей части рифта отвечает отрицательная аномалия магнитного поля [6]. Это очень необычно для современных срединно-океанических рифтовых систем, для которых чаще всего наиболее ярко выражена осевая положительная линейная аномалия. Причина этого парадокса неясна [6]. Ответу на эти вопросы и посвящено содержание настоящей работы.
АППАРАТУРА И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
С целью детального изучения района трансформного разлома Романш в 1994 г. на судне "Академик Николай Страхов" (18-й рейс) и в 1996 г. на судне "Геленджик" были проведены совместные Российско-итальянские исследования, в которых приняли участие специалисты ряда российских и итальянских научно-исследовательских организаций. Одним из главных разделов исследований явилось изучение геоморфологии дна, распределения мощностей осадков и аномального магнитного поля.
Для магнитных наблюдений в рейсах использовался канадский магнитометр О8М-19МБ (НИС "Академик Николай Страхов") и отечественный магнитометр ММП-2 (НИС "Геленджик"), гондола которых буксировалась на удалении 200 м от кормы судов, что соответствует двойной длине судна НИС "Академик Николай Страхов" и тройной длине судна НИС "Геленджик".
Курсовая девиация судна измерялась в точке, выбранной в области слабо возмущенного магнитного поля. Девиационная кривая, построенная с шагом 45°, имеет размах в первые десятки нТл, что согласуется с имеющимися данными для цельнометаллических судов [7]. Результаты определения девиации были учтены при представлении результатов наблюдений, что дало возможность построить карту магнитного поля с сечением 50 нТл. Аномальные значения магнитного поля были получены после вычитания из наблюденных величин значений поля относимости БОКЕ.
Геоморфологические исследования, проведенные с помощью финского многолучевого эхолота Финярд эхос 625 (НИС "Академик Николай Страхов"), а также комплекса эхолотов ЕЬЛС и многолучевого эхолота ЕСН0Б-625 (НИС "Геленджик"), позволили построить карту рельефа дна с изобатами через 100 м.
Непрерывное сейсмическое профилирование на НИС "Геленджик" проводилось с помощью аппаратурного комплекса, изготовленного в Геологическом институте РАН. Для возбуждения сейсмических волн использовалась линейная группа из двух пневмоисточников с суммарным объемом 1 дм3. Прием осуществлялся на одноканальную сейсмо-косу с длиной рабочей базы 30 м.
При расчетах глубин акустического фундамента скорость сейсмических волн в вышележащих неуп-
611
9*
правления и приобретают простирание 80°-75°. Южным пределом северного сегмента Срединно-Атлантического хребта служит субширотный эскарп с резким понижением дна до глубин 5.5 км. Структуры разлома южнее эскарпа генерально вытянуты субширотно, хотя отдельные возвышенности демонстрируют ортогональную к ним ориентировку.
Сам трансформный разлом представляет собою сложно построенную структуру дна, многократно описанную в литературе [1, 5, 10, 12]. Анализ тектоники этой структуры представляет самостоятельный интерес и будет дан нами в специальной работе. Южнее разлома западный склон Срединно-Атлан-тического хребта имеет выположенную поверхность, лежащую на глубинах 4-5 км.
АНОМАЛЬНОЕ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ
Аномальное магнитное поле неоднородно по своей структуре (рис. 3). Положительные и отрицательные аномалии изменяются по величине от +100 до -200 нТл. По форме многие из аномалий имеют изометрическую форму и объединяются в широтно ориентированные зоны распространения аномальных полей того или иного знака. Практически никакого соответствия локальных форм рельефа и аномального магнитного поля не наблюдается да его и не должно быть.
Анализируемый район находится в экваториальной области, где угол магнитного наклонения, намагничивающего вектора земного магнитного поля Т, близок к нулю.
В условиях экваториального намагничения для магнитовозмущающих тел субмеридиональной ориентировки это положение приводит к тому, что южные и северные окончания тел ассоциируются с положительными аномалиями, а внутренние части тел будут ассоциироваться с отрицательными значениями аномалий магнитного поля АТ. С этой точки зрения представляется совершенно бесперспективным изучать магнитную неоднородность
-25° -24° -23° -22° -21° -20°
Рис. 2. Рельеф дна (изобаты в км).
-200 -100 0 100 200 300
Рис. 1. Положение профилей геомагнитной съемки.
лотненых осадках принималась постоянной в пределах полигона и равной 2 км/сек. Основная сеть съемочных галсов на западе полигона имела широтное простирание при длине индивидуальных маршрутов до 40 км. На востоке полигона галсы имели, в основном, субмеридиональное простирание и по длине не превосходили 100 км. Межгалсовое расстояние составило в среднем 3 мили (рис. 1). Наряду с основной сетью было пройдено несколько секущих и дополнительных маршрутов.
РЕЛЬЕФ ДНА
Рельеф дна исследуемого участка неоднороден (рис. 2). Севернее зоны трансформного нарушения Романш на меридиане 24°50' з.д. отмечаются впадины с глубинами 4 км и вытянутые на юго-восток под. С обеих сторон к ним примыкают возвышенности с глубинами вершин до 2 км. Вместе эти структуры соответствуют северному сегменту осевой части Срединно-Атлантического хребта. На запад и восток рельеф дна постепенно вы-полаживается. Как в области американской, так и в области африканской литосферных плит, севернее трансформной зоны Романш на изучаемой площади глубины дна близки к 3.5-4 км.
При этом, по мере движения на восток простирание индивидуальных трогов с глубинами до 5 км и поднятий с вершинами на глубине около 3 км в пределах собственно трансформного нарушения Романш начинают отклоняться от широтного на-
Рис. 3. Карта аномального магнитного поля. Положительные изодинамы показаны сплошной линией, отрицательные показаны пунктиром, а нулевая линия показана штрихпунктиром.
коры путем двумерного моделирования аномалий магнитного поля.
Изучение магнитной неоднородности дна в таких условиях возможно только на основе трехмерного восстановления параметров инверсионного магнитоактивного слоя по данным площадных магнитных исследований. Методика такого исследования была разработана авторами настоящей работы [4]. Она прошла всестороннее тестирование в рамках международного проекта комплексного геолого-геофизического исследования точки тройственного сочленения литосферных плит Буве [2, 3].
ВОССТАНОВЛЕНИЕ НАМАГНИЧЕННОСТИ ИНВЕРСИОННОГО МАГНИТОАКТИВНОГО СЛОЯ
Наличие данных об аномальном магнитном поле и рельефе акустического фундамента позволяет получить сведения о магнитной неоднородности дна изучаемого полигона в рамках концепции тектоники литосферных плит. Для такого рода расчетов мощность магнитоактивного слоя океана была принята равной 0.5км [13]. Верхняя граница слоя совпадает с поверхностью акустического фундамента или с поверхностью дна, если осадочный слой незначителен по мощности. Параметры современного магнитного поля Земли для района полигона были взяты по полю БОЯР эпохи съемки (наклонение -12.5°, склонение -20°), наклонение вектора намагниченности вычислялось в рамках аппроксимации Главного магнитного поля Земли полем осесимметричного диполя.
В пределах центральной части Срединно-Атлан-тического хребта выделяется область прямонамаг-ниченных пород интенсивностью свыше 10 А/м (рис. 4). Ширина зоны составляет около 20 км. По мере движения на юг зона испытывает смещение на юго-восток, суммарная амплитуда смещения близка к 5 км. Согласно проведенному моделированию палеомагнитных аномалий она сформировалась
(рис. 5) в эпоху прямой полярности Брюнес (хрон С1п; 0-0.78 млн. лет). Здесь и далее хронология дна и номенклатура хронов соответствует работе [8].
В пределах области прямо намагниченных пород распределение намагниченности неравномерно. На севере области выделяются две неширокие (2-5 км) зоны высокой до 15-25 А/м намагниченности. В рельефе дна им отвечают наиболее глубокие (до 4 км) части рифтовой долины. Еще один изометрический максимум 20-25 А/м, 35 км в диаметре, приурочен к изометрической впадине южнее эскарпа. Согласно моделированию, районы распространения высокомагнитных пород рассматриваются нами как соответствующие неовулканической зоне распространения наиболее молодых пород океанической коры. Средний горизонтальный размер неовулканической зоны скорее всего соответствует поперечным размерам мгновенной оси спрединга, на которой идет формирование новообразованной коры.
С запада и востока к области распространения
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.