Компьютерные технології як інструмент отримання нову інформацію про будову океанічних разломов

Компьютерные технології як інструмент отримання нової інформації про будову океанічних розламів (з прикладу активній частині розламу Сан-Паулу, Центральна Атлантика) Зміст Аннотация Введение История дослідження активній частині розламу Сан-Паулу Методика оцифровки карт й отримання цифровий моделі Основные особливості будівлі активній частині розламу Сан-Паулу за даними комплексного аналізу Сейсмичность активної частини разломной зони Сан-Паулу Обсуждение Литература Анотація.

В статті проведено оцінку можливості отримання принципово нової інформації внаслідок комп’ютерного опрацювання даних із добре вивченій території - активною частиною разломной зони Сан-Паулу (Центральна Атлантика). Через війну оцифровки батиметрической карта народження і карти потужностей осадового чохла було побудовано математичні моделі, які доповнювалися альтиметрическими даними.

Комплексная інтерпретація даних дозволила встановити різне будова рифтовых зон, активних частин розламів, виявити зону розвитку осадового чохла, який зазнав кілька фаз деформацій, знайти невідомі раніше вулканічні споруди. Нарешті, відкрита система зрушень північно-західного напрями. У цілому нині всю роботу показала, що лише по перенесення інформації з паперового носія у цифровій формат разом із ресурсами Інтернет, і даними випробування глибоководнішій частині океану, формується абсолютно новий масив даних, які піддаються принципово нової обробці, а, згодом, і можуть спричинить несподіваним висновків.

Запровадження

В протягом останніх чотири десятиліття життя у світовому океані поза економічних зон, радянськими науково-дослідними судами (НІС) було зібрано унікальний за обсягу і науково-практичної цінності матеріал в нецифровом вигляді, що зберігається у різних архівах як эхограмм і сейсмічних стрічок на електрохімічної папері, авторських оригіналів карток і на другий формі. Разом про те, протягом останніх 10−15 років основний масив геолого-геофізичної інформації збираються і зберігається в цифровому вигляді. Це практично неможливим об'єднання і подальший спільний аналіз старих та нових даних. Тим самим було, результати досліджень, вартість яких визначалася астрономічними цифрами, виявляються виведеними з наукової і науково-практичного обороту. Інформаційний вибух останніх років, передусім, поява Інтернету вимагають термінового перенесення всієї необхідної інформації, накопиченої радянськими судами в глибоководнішій частині океану, у цифровій вид запровадження їх у аналіз на рівні. Така повинна до принципово новим теоретичним і практичним висновків про будову і геодинамическом розвитку океанічній літосфери.

Колектив Лабораторії геоморфологии і тектоніки дна океанів Геологічного інституту РАН працює із комп’ютерних технологій з 1991 р. Нами було зібрано і структурований великий фактичний матеріал по рельєфу дна, геології, гравиметрии, магнитометрии, географії, історії досліджень, сейсмічності в Атлантичному океані та її обрамлення, який був представлений вигляді серії карт Центральної Атлантики (мал.1) різного забезпечення і виставлено в доступному нічого для будь-якого користувача форматі в Інтернет (internet Така серія дозволяє чітко уявити тектоническую позицію кожного з районів дослідження Геологічного інституту РАН, що протягом 15 років він 22 наукових рейсу з фундаментальних тематикам. Було розроблено проект створення великомасштабних геолого-геофізичних карт за кожен полігон, дають повне уявлення про будову тієї чи іншої району. Така робота передбачає створення геоінформаційної системи з Центральної Атлантиці, котра дозволяє отримувати оперативну інформацію для будь-яких географічно прив’язаних об'єктів у зазначеному регіоні. Робота, метою котрої була оцінка можливості отримання принципово нової інформації внаслідок комп’ютерної обробки даних із добре вивченій території, почалося з полігону, куди входять активну частину разломной зони Сан-Паулу.

Історія дослідження активної частини розламу Сан-Паулу

Разломная зона Сан-Паулу протягується від конуса винесення Амазонки до узбережжя Західної Африки між екватором і 1−2oс.ш. (мал.2). За даними GEODAS (Marine Trackline Geophysical Data CD. NOAA), у районі минуло 116 рейсів науково-дослідних судів США, Франції, Німеччини і СРСР. Від Південної Америки до 30oз.д. разломная зона має субширотное простягання і подана чітко вираженими поднятиями, розділеними депресією дна із загальною шириною порядку 100 км. У районі 30oз.д. зона розламів змінює свою простягання на північно-східне (мал.2) й відбувається її виргация. Через війну активна частина разломной зони між 25 і 30oз.д. має найбільш складне будова [Агапова, 1993; Gorini, 1981], яка вивчалася поруч експедицій (табл.1). Тут виділяються чотири жолоба, різною протяжності. Східні частини зони розламів Сан-Паулу служать південним обмеженням улоговини Сьєрра-Леоне.

В результаті робіт вищевказаних експедицій було зібрано матеріали про глибинах як однолучевым, і многолучевыми эхолотами різних типів, даних про будову осадового чохла за даними безперервного сейсмічного профілювання та інших. У межах району робіт провели донное випробування трубками різних типів і драгировками. Усього в авторів є даних про 25 станціях, у тому числі 16 принесли корінні породи різних типів, 3-осадочные породи, 6-были безрезультатними. На півночі району в 7-му рейсі «Академік Микола Страхів «було проведено підводна фотозйомка. До того ж, у частині полігону 1997 р. були занурення підводного апарату «Надір «(Франція), внаслідок яких була отримана інформацію про 62 станціях спостереження (персональне повідомлення Р. Экиньяна).

Батиметрическая зйомка в 7-му рейсі НІС «Академік Микола Страхів «(1988 р.) проводилася многолучевым ехолотом ECHOS-625 по системі з 23-х галсов з межгалсовым відстанню 5 миль (рис. 3). Вихідна батиметрическая карта [Агапова, 1993] (рис.4) є авторський оригінал масштабу 1:250 000 по екватору, з перерізом рельєфу в 100 м. Її кольорової варіант було опубліковано [Екваторіальний сегмент…, 1997, стор.8]. У тому ж масштабі були опубліковані вихідна карта потужності осадового чохла (з інтервалом изопахит в 200м) і карта акустичного фундаменту.

Методика оцифровки карток і отримання цифровий моделі

Вся робота з перетворенню зазначеної картографічної інформації, що містить ізолінії, в електронний вид то, можливо умовно розділена на два етапу.

1 етап — оцифровування даних. Вихідна батиметрическая карта була відсканована і його зображення було збережено в растровом форматі. При скануванні необхідно домагатися найбільш контрастного та розробка чіткого зображення об'єктів, наскільки можна, в чорно-білому режимі. Далі, в напівавтоматичному режимі (тобто. і вручну, і з допомогою трасування за контрастом елементів зображення), засобами графічних редакторів карта перетворилася на векторний формат, тобто. изобаты (изопахиты) видаються системою полилиний з фіксованими значеннями номіналів изобат (изопахит). Наприклад, номінал може бути збережено як імені векторного шару, куди поміщаються лише об'єкти даного номіналу. Потім виконується калібрування системи координат отриманих векторних форм з умовних координат первинного робочого планшети в правильні проекційні значення. У цьому виді інформація вже бути використана в ГИС-системах і геостатистических програмах як набір векторних елементів, і аж ніяк як представлена рівномірно у певній області (з фіксованою кроком дискретизації) просторова функція. Після цього інформація перетворюється на форму XYZ списку точок, описывающего малюнок изолиний, де кожна точка представлена трьома просторовими значеннями. Калібровані векторна і списочна форми і є кінцевим продуктом на стадії оцифровки даних. Зазначимо, що на посаді Z значення фігурувати будь-який параметр, яким побудована вихідна карта — рельєф, потужність опадів, тяжкість тощо.

2 етап — створення цифрової моделі. Цей етап полягає у розрахунку з допомогою статистичних методів найімовірніших значень глибини (чи будь-яких інших, параметрів) у суворо певних точках за списком XYZ значень. Цими точками є вузли регулярної просторової XY-сетки («grid »), розмірність і крок якої задаються з детальності і забезпечення якості первинного матеріалу, і навіть від масштабу карти. Результатом розрахунку є набір Z значень на вузлах сітки, званий математичної моделлю, розрахованої з урахуванням реальних даних. У цьому частина вузлів може бути заповнена. Поза залежність від того, який із статистичних методів розрахунку застосовувався, достовірність моделі буде вищою, що стоїть щільність изолиний параметра карти. Велика ступінь достовірності виходить околицях з більшими на ухилами чи пересіченим рельєфом, тобто. там, де від початку була велика щільність ліній. При недостатньою щільності вихідних даних на окремі ділянки карти (наприклад, вирівняні ділянки дна з малої щільністю изобат) використовувані алгоритми генерують значення, мають небагато спільного з дійсністю. Критерієм достовірності у разі є максимальне збіг изолиний, побудованих по сітці, з вихідними изолиниями. За наявності цього збіги вважатимуться цифрову модель адекватної вихідним даним. У вузлах сітки, потрапляють на зони між вихідними изолиниями, перебувають интерполированные значення параметра і це максимум можливого при побудові моделей за матеріалами, у яких подання до вигляді изолиний. У в крайніх випадках для коригування моделі у місцях, містять явну неадекватність природі, але ясних з погляду людського сприйняття й досвіду, вводилися додаткові дані, тобто. проводиться отрисовка додаткових изобат (чи изопахит), наявність що у масиві даних дозволяє стабілізувати відхилення діяльності алгоритмів розрахунку. Такий метод стабілізації моделі можна припустити до тих пір, поки розпорядженні дослідника немає новий експериментальний матеріал.

Все зазначені особливості отримання цифровий моделі з оцінкою її якості ставляться лише у випадку матеріалів, представлених изолиниями. У середовищі сучасних эхолотных системах, де многолучевой спосіб промера глибини дна породжує величезний масив XYZ точок, покриває смугу дна до 3,5 глибин, дані вже наближені до стану просторової функції, яка описує дно з майже рівномірної дискретністю, тобто. до сітці. У цій ситуації стають актуальними альтернативні способи візуалізації дна, такі як відтінений (shaded) рельєф, колірна чи тоновая відмивання (image map) і їхні комбінації з традиційним методом изолиний. Не метод изолиний в чистому вигляді, бо сучасної детальності його скоріш приховує інформацію про рельєфі, ніж візуалізує її.

Порівняння пророкованої топографії [Smith and Sandwell, 1997] з відтіненим рельєфом, отриманим у результаті оцифровки не більше досліджуваного полігону (мал.2 і п’яти), показало, що є хороше збіг даних, хоча у окремих випадках на пророкованої топографії об'єднувалися на єдину структуру різні об'єкти, особливо у областях розвитку осадового чохла. Для оцінки точності пророкованої топографії з реальною батиметрией було виконано суміщення контурів. Через війну з’ясувалося, що передвіщена топографія дає помилку порядку 100 м у бік зниження глибини.

Гравитационное полі межах полігону побудовано за даними супутникового альтиметрії [Sandwell and Smith, 1997] з дозволом до однієї дугову хвилину (рис.9а). Це полі є висоти поверхні океану, зняті радарним способом і перелічені в значення сили тяжкості лише на рівні моря чи аномалію у вільному повітрі. Ця аномалія на 80−90% складається з впливу рельєфу, як найбільш контрастного стрибка плотностей. Плотностной контраст вода-дно, рівний 1,72 г/см3, маскує ефект вироблений неоднородностями кори і мантії. Оскільки рельєф є вивчення іншого методу — эхолотирования, і добре їм вивчений, зі зняттям маскирующего впливу цього кордону була аномалія Бузі. Ця аномалія відбиває гравітаційний ефект плотностных неоднородностей кори і контрастної кордону кора-мантия. Контраст щільності цій межі значно коротші, ніж у вышележащей товщі і тому її у аномальне полі може бути представлений плавними змінами аномальною складової. Плотностные неоднорідності кори представлені сильними локальними аномаліями Бузі різного знака проти загальним тлом.

Для розуміння розподілу породних комплексів було зібрано даних про донному випробуванні з різних судів, хто був зорганізовані у вигляді електронних таблиць в реляційної базі даних. До того ж, з Інтернету було зібрано дані про сейсмічності [CNSS…, 1997]. У цілому нині, внаслідок роботи було зібрано і систематизований величезний фактичний матеріал, який дозволяв провести комплексну обробку даних. Базовим матеріалом на подальше аналізу став створений набір карток у масштабі 1: 650 000:

internet — fig06hookinternet — fig07hookinternet — fig08hookinternet — fig09hookinternet — fig10hookinternet — fig11hook.

Лист1. Схема робіт 7-ого рейсу НІС «Академік Микола Страхів «(ГИН РАН, 1988 р.) Сході активній частині зони розламів Сан-Паулу. СоколовС.Ю., ЕфимовВ.Н. (рис.3).

Лист2. Рельєф активній частині зони розламів Сан-Паулу. АгаповаГ.В., ДобролюбоваК.О. (див. мал.5).

Лист3. Карта кутів нахилу схилів активною частиною зони розламів Сан-Паулу. ДобролюбоваК.О., АгаповаГ.В., СоколовС.Ю. (див. мал.6).

Лист4. Карта потужності осадового чохла активною частиною зони розламів Сан-Паулу. ЕфимовВ.Н., КольцоваА.В. (ГЕОХИ РАН), СоколовС.Ю. (див. мал.7).

Лист5. Рельєф акустичного фундаменту активною частиною зони розламів Сан-Паулу. СоколовС.Ю., ЕфимовВ.Н. (див. мал.8).

Лист6. Гравітаційне полі активною частиною зони розламів Сан-Паулу. СоколовС.Ю. (див. мал.9).

Лист7. Сейсмічність активній частині зони розламів Сан-Паулу. СоколовС.Ю. (рис.10).

Лист8. Корінні породи активній частині зони розламів Сан-Паулу. МазаровичА.О. (рис.11).

Основні особливості будівлі активною частиною розламу Сан-Паулу за даними комплексного аналізу

Разломная зона Сан-Паулу не більше полігону складається з чотирьох субширотных жолобів, розділених межразломными поднятиями (див. мал.5). Глибини жолобів, як раніше [Агапова, 1993], збільшуються із півночі на південь від 3700 до 4200 м. У межах вивченій території встановлено також 3 рифтовых долини. З геодинамічної погляду, зйомкою охопив три активних і чотири пасивних частин трансформных розламів і ще дві зони спрединга.

У зв’язку з, якщо зони розламу Сан-Паулу становить єдину систему з кількох близько розташованих розламів, мають одну спільну назва їхнього відмінності, розробили схема віртуальних найменувань, яка згодом і буде нами використовуватися (табл. 2, рис.12).

Для вивченій частині системи характерні короткі відтинки рифтов і чергування вузьких хребтів.

Трог SP1 є флангову частина разломной депресії, обмежену із півночі високим хребтом, з якого височить острів Сан-Паулу, а межах полігону масивні блоки, вершини яких мають глибини менш 2000 м, а глибина над горою Бєлоусова сягає 623 м.

Вдоль північного борту трога простирається велика вирівняна щабель з глибиною поверхні близько 3500 м. Її край ускладнене вузької субширотной грядою, з якої піднімаються піки з глибиною менш 3000 м. На щаблі, і у троге SP1 відзначені найзначніші потужності опадів, поверхні яких формують найобширніші не більше полігону вирівняні ділянки дна. Ця частина трога є східну флангову частина найбільш протяжного зсуву у системі розламів Сан-Паулу й віддалена від однойменного острова на відстань більш як 140 миль.

.

.

Хребет SP1−2_W_RI протягається до західного рамки вивченій території практично до її сходу. У згаданому напрямі він поступово звужується і зменшується за висотою. На всьому протязі хребет майже позбавлений осадового чохла. Найбільше розчленовування рельєфу притаманно його західній частині, де міститься гора з глибиною вершини близько 2500 м. На схід її розміщено велике зниження рельєфу, лежаче на продовженні рифтовой долини. Тут встановлено глибини 3400−3600м й положисті кути схилів. У західній частині морфоструктуры було порушено базальты (рис.11). На схід 26o25з.д. верхова поверхню хребта опускається на глибини 3200 м, з яких височать окремі піки з висотою в 200−400м. Для осьової частини хребта, особливо у в східній частині полігону, характерні кількаразові зміни простираний, що добре видно на карті кутів нахилів схилів. Вивчення осадового чохла на сейсмічних профілях показує (рис.13а, б, в), що в багатьох місцях на сході району відбуваються флексурные вигини верств, формування уступів і моноклиналей. Можна думати, що саме відбувався інтенсивний підйом великих ділянок акустичного фундаменту.

Трог SP2 добре виражений в рельєфі дна, в акустичному фундаменті представляє депресію, східна частину якого заповнена осадочным чохлом з потужністю опадів від 200 до 1100 м. На захід від рифта трог перетворюється на зниження неправильної форми, має ячеистое будова. за таким пов’язана концентрація епіцентрів землетрусів (рис.10). На схід нодальной западини NB_SP2_E (див. нижче) жолоб поступово розширюється на Схід. Уздовж його осі часто протягується смуга горизонтального дна, на північ і південь від якої збільшення його нахилів. Усередині жолоби зустрічаються ділянки, де крутість схилів збільшується. Місцями відзначаються різкі розширення жолоба, саме з тими місцями пов’язані депоцентры накопичення опадів (1000−1100м).

Хребет SP2−3_W_RI, обмежує рифт із Заходу, і двох частин, розділених вузької сідловиною північно-західного простирания. Південна, приразломная частина є субширотный гребінь з цими двома вершинами, розділеними сідловиною. Західна пририфтовая частина є кутовий підняття з глибинами трохи менше 2000 м. Південний схил має кути загалом 8−12o, і натомість яких є різкі уступи з крутістю 20−45o. Північний схил більш положистий.

Рифтовая зона SP2−3_RI (26o25з.д.) має асиметричне будова — західний схил більш крутий і нахили тут складають у основному 12−15o, хоча окремі ділянки схилів вони перевищують 30o (рис.14). Уздовж осі рифтовой долини протягається вузький хребет відносною заввишки до 200 м. У північній частині хребет стає низьким і широким. Детальна батиметрия з перерізом рельєфу 10−20м показує, що він триває в межі нодальной западини NB_SP2_E, поділяючи в дві западини — північну і південну. Цей район відрізняється найбільшими кутами нахилів схилів не більше всього полігону. У південній частині рифтовой долини хребет поступово повертає до її західному борту і сполучається з ним. У межах хребта було проведено драгировка RC280632 з судна «Роберт Конрад «[Schilling et al., 1995], яка підняла свіжі базальты зі склом. Тектонічна становище хребта і порушена порода дозволяє інтерпретувати його як неовулканическое підняття. На схід і на Захід останнього протягуються зони вузьких і глибоких западин, західна у тому числі простежується у нодальную западину NB_SP2_W. Остання має положисті схили (перші градуси) та широке горизонтальне дно. Вона витягнута вздовж розламу SP2..

Трог SP3 добре виражений в рельєфі дна й у акустичному фундаменті представляє депресію. Вона найменше заповнена опадами, котрі з значному протязі західній частині або розвинені або мають спорадичне поширення з середньої потужністю 200−400м. Найбільші потужності (1000−1100м) прописані у в східній частині разломной зони, де в активною частиною розламу чітко виявлені ділянки поширення осадового чохла.

Хребет SP2−3_E_RI. Прилегла до рифту частина хребта є гірський масив з глибинами 2800 м. Домінантою в рельєфі є великі гори північно-західного простирания. Мінімальні позначки глибин наближаються до 2000 м. Хребет має круті схили (місцями до 20o). На схід хребет стає нижчі й ширше, розпадається сталася на кілька підводних крейдяних гір і зникає у районі 25oз.д. Тут переважають положисті поверхні (менш 5o), які збігаються із ділянкою розвитку осадового чохла (див. мал.7), потужність якого сягає 600 м. На північ від виділяється невисокий короткий хребет з пологими схилами (порядку 5o).

Хребет SP3−4_W_RI по всьому своєму протязі практично позбавлений осадового чохла (див. мал.7) і і двох різна побудованих частин. Західна, приблизно до довготи 25o55 з.д., має порівняно вирівняну верхову поверхню з глибинами до 2600 м. У середньому абсолютна висота хребта становить 1500 м та схили поверхні схилів змінюються від 3 до 10o, проте місцями цей параметр збільшується до 15o і навіть до 30o (див. мал.6). У найбільш піднесеною частини хребта простежується зона горизонтальних майданчиків зі кутами від 1,5 до 3o, яка то, можливо інтерпретована як зона порушень. У плані вона не має эшелонированный характер зі зміщеннями в 3−4км. До цих зонам приурочені уступи північно-західного простирания, що дозволяє припускати існування разломных зон відповідного простирания, певне, сдвигового характеру. Хребет має схили загалом від 3 до 12o. Крутість схилів залежить від розташування хребта стосовно активним чи пасивним частинам трансформных розламів. На північному, і на південному схилах розташовані майданчики з субгоризонтальными поверхнями, розділеними крутими уступами (12−15o). Протяжність деяких перевищує 15 км, при ширині до 3 км. На жаль, район ні випробуваний драгировками, й у сьогодні непорівнянні залежність крутизни схилів від речовинного складу порід. Описана частина хребта найбільш сейсмична.

Восточная частина хребта має істотно інше будова. Її глибина становить середньому 3500 м. У цьому тлі тут розташовуються численні гори (відносної заввишки більше 1000м) і пагорби (200−400м) різної орієнтування. Рельєф нагадує області розвитку серпентинитового меланжу суші. Тут було отримані дві успішні драгировки (рис.11) і проведено занурення підводного човна. Драгировка під час 7-го рейсу НІС «Академік Микола Страхів «(S0732D) принесла серпентинизированные гарцбургиты і змінені базальты, під час 22-го рейсу (S2227D) — талькиты, перидотиты і габро. Занурення у районі нодальной западини показали, що саме розвинений широкий, спектр порід від базальтів до серпентинизированных гипербазитов (персональне повідомлення Р. Экиньяна). Ця сфера асейсмична. Таким чином, комплексне зіставлення різних даних показує, що межразломный хребет зі свого простиранию має істотно різне будова, що може засвідчувати про принципових змінах геодинаміки всього регіону в часу.

Рифтовая зона SP3−4_RI (25o25з.д.) є вузьке (місцями до 2км) і короткий (10−12км) ущелині з симетричними схилами, вздовж осі якого протягується смуга плоскодонних западин. Кути нахилів схилів рифтовой долини становлять 5−8o, проте за мері видалення від осі стають крутіше — місцями до 30o. Усередині рифтовой долини було проведено драгировки і занурення французького підводного апарату, які показали значне поширення базальтів зі свіжими скельцями (персональне повідомлення Р. Экиньяна). Стінки складаються широкий спектр порід океанічній кори з велику кількість по-різному серпентинизированных ультрабазитов. На півночі рифтовое ущелині перетворюється на велику нодальную западину, крутість схилів якої 12−15o, однак тут є як ділянки з більш крутими кутами, і субгоризонтальные майданчики (наприклад, на північному схилі). Западина має трикутну форму і витягнута вздовж розламу SP3. На південний схід нодальная западина відсутня, але невеличка, заповнена опадами депресія лежить у південно-західного закінчення рифта. На продовженні рифтовой долини перебуває уступ заввишки 100−150м. Він протягується через розлам SP3 і радіомовлення продовжується викривленою вузької долиною. У місці перетину розташовується невеличке заглиблення. Кілька південніше привертає увагу велика гора з пласкою вершиною, має положистий північно-західний схил і круті схили у вершини. Тут був проведена драгировка з судна «Роберт Конрад «[Schilling et al., 1995], яка принесла базальты зі свіжими скельцями. Загальний вид гори і підняті породи дозволяють припустити, що вона практично на продовженні рифтовой зони SP2−3_RI розміщено велике вулканічне спорудження. Цьому припущенню не суперечать великі позитивні аномалії Бузі (рис.9б).

Хребет SP3−4_E_RI по всьому своєму протязі майже покритий осадочным чохлом (див. мал.7). Безпосередньо на схід рифтовой долини SP2−3_RI воно являє собою масив зі столообразной верхової поверхнею, будова якої ускладнюється кількома пагорбами і понижениями дна. Хребет має схили загалом від 3 до 12o, проте місцями цей параметр збільшується до 15o, а окремих місцях до 30o.

Трог SP4 є депресію акустичного фундаменту, яка на Захід рифтовой долини заповнена осадочным чохлом з потужністю до 400−500м (у самій західній частині - до 800м). Дно трога розміщено загалом на глибині 4000 м. Батиметрическая карта з перерізом рельєфу 10 м показує, що у дні чергуються витягнуті, нерідко вигнуті у плані западини, розділені порогами чи уступами в рельєфі. Глибина окремими западинах може зростати до 4100−4150м. У троге розташовується також кілька пагорбів изометричной форми. У тому числі два, найбільш виражених, мають різне будова. Хтось думає собою конусообразное освіти з перевищенням близько 100 м, інший — двухвершинное спорудження на єдиному цоколі. Загальна висота більш 200 м. Кути нахилів схилів досягають іноді 10o. Характерно, що і в зламі SP4 чітко виділяється кілька порогів, що цілком перегороджують жолоб (див. мал.5). Їх абсолютна висота сягає 100 м. Східна частина трога, співпадаюча з активної частиною розламу, є жолоб з крутими схилами (до 45o). Тут осадовий чохол мало відзначений.

Рифтовая зона SP4−5_RI (25oз.д.) завдовжки не більше вивченій території - 34 км і ширину у північній частини близько 4 км. Дно розміщено на глибинах 4050−4100м. Уздовж осі рифта розташовуються западини з дном, ухили якої складають від 0 до 3o. У напрямку, після уступу, відбувається різке розширення рифтовой долини до 13 км. Для південного сегмента характерний складний рельєф — міститься ряд підняттів, витягнутих в субмеридиональном напрямі. Вона має у плані складну конфігурацію і горизонтальні верхові поверхні. У районі порога, нахили якого досягають 15o, перебуває изометричное підняття, з діаметром підстави порядку 3-хкм і заввишки близько 300 м, яка представляє собою, найімовірніше, вулканічне спорудження центрального типу. Вона має схили з кутами 12−15oи пласку вершину.

Помимо основних описаних структури межах полігону встановлюються північна і південна кордону розламів. Вони захоплено зйомкою фрагментарно. Найбільш південний трог є депресію акустичного фундаменту, яка заповнена осадочным чохлом з потужністю до 400−500м. Дно трога розміщено на глибині 4000 м. Батиметрическая карта з перерізом рельєфу 10 м показує, що його є чергування витягнутих, нерідко вигнутих у плані западин, розділених порогами чи уступами, відразу ж розташовується кілька пагорбів изометричной форми. Судячи з супутникового альтиметрії (рис.9а), вони є складно побудовані ділянки дна. У рельєфі південна кордон є піднесений «плато «з крутими схилами, ускладненим поруч долин субмеридионального простирания. На півночі розвинені великі гори чи хребти з надзвичайно крутими схилами. Гора Бєлоусова (північно-східна частина полігону) представлена негативною аномалією, що свідчить про низької густини що становлять її порід. Це свідчить, що може бути складена або серпентинизированными масами, або пористими (отже, малоплотными) вулканитами. Це підтверджується драгировками з НІС «Академік Борис Петров «(BP1701-BP170)3, які підняли серпентинизированные гипербазиты, брекчии і базальты. Гора представляє, за даними альтиметрії, собою найбільш західну частина протяжного хребта.

По самому півночі разломной зони протягується зона інтенсивного накопичення опадів (SP1_FZ), який відповідає субгоризонтальное дно. Під осадочным чохлом розташовується глибока депресія в акустичному фундаменті із широкою і пласким дном (див. мал.8).

Сейсмічність активній частині разломной зони Сан-Паулу

В районі 1950;го по 1997гг. зафіксовано 55 землетрусів з магнитудами від 3,0 до 6,7 [CNSS…, 1997]. Кількість подій, які належать до подкоровой категорії (13−35км) — 23, а число подій коровою категорії (0−13км) — 32. Поєднання цих даних із рельєфом (рис.10) показало, що протягом рифтовых зон встановлено лише три землетрусу за одним кожну рифтовую долину. Понад те, в рифте на 26o25з.д. осередок міститься у північній частині долини, практично не більше жолоби. У рифте на 25o30з.д. — найпівденнішої частини на західному борту. І лише рифте на 25oз.д. осередок розташовується всередині долини. Його проекція розташована на поперечному порозі, який поділяє рифтовую долину на північний і південний сегменти. Землетруси відбувалися 1969, 1975, 1976гг. та його магнитуды становлять відповідно 4, 5, 5, а глибина 33, 10, 33 км. У активних частинах розламів землетрусу (3) з глибинами 10 км встановлені лише між перших вражень і другим рифтом (1986, 1996, 1997), їх магнитуды становлять 5, 4, 4.

В межах полігону зафіксовано також 15 подій, котрим зроблено розрахунок параметрів механізму вогнища, поміщених у каталог Гарвардського університету (США) [Harvard University…, 1997]. Аналіз механізмів (рис. 10.) показує, що у рифтовой зоні існують дислокації типу «скидання », а вздовж разломных трогов — дислокації типу «зрушення », але у відмінність від трансформных розламів, де вектор зсуву по площині зриву спрямований вздовж розламу, не більше даного полігону спостерігається наявність зрушень, які мають вектор направлений у субмеридианальном напрямі. Це свідчить про наявності сильної субмеридианальной компоненти коровых напруг, реалізація що у вигляді розривних порушень іде за рахунок всім теоретично можливим напрямам відколів щодо орієнтації напруги.

Большая ж його частина землетрусів зосереджена південно-західній частині полігону. У цьому найбільш сейсмічно активними є зони крутих схилів межразломных хребтів SP3−4 і SP2−3. Зона SP4Z (західна пасивна частина) — асейсмична, з наближенням до рифту — з відривом 30−40км зафіксовано рій землетрусів. У західної пасивної частини розламу SP3_FZ землетрусу з магнитудами 5 присвячені найбільш зануреним частинам жолоба. Глибина осередків ніяких звань становить 33 км, Сході - 10 км.

Обговорення

Представленный матеріал показує, у результаті комп’ютерного опрацювання даних, отриманих 12 років тому я, можливо залучення в геологічний аналіз величезний обсяг нову інформацію, що дозволяє, багато в чому по-новому, розглядати будова активною частиною розламу Сан-Паулу.

Здесь встановлено кілька тектонічних зон, мають різне будова: рифтовые зони й активні частини розламів, обрамлення (рама) разломной зони і зона з інтенсивним розвитком осадового чохла, яка зазнала кілька фаз деформацій. До того ж, є договір накладені структури — вулканічні споруди.

В межах рифтовых зон і політично активних частин розламів практично немає осадовий чохол, домінує гірський рельєф, кути нахилів схилів перевищують 20o. Усі рифтовые зони мають розбіжності у будову й у характері їх зчленування з розломами. Дві рифтовых зони (SP2−3_RI і SP3−4_RI) розташовані всередині разломной системи Сан-Паулу, а SP4−5_RI розвивається у області переходу від полиразломной системи до обрамлению. Перша має всі основні елементи класичного океанського рифта — асиметричні схили, добре виражене дно рифтовой долини, з якого височить неовулканический хребет. Хребет проникає до меж північної нодальной западини, що може засвідчувати про активному просуванні області розтяги до меж активній частині розламу SP2_FZ. Північна частина рифтовой долини порушена серією розламів північно-східного простирания. На півдні неовулканический хребет відхиляється у напрямку — тобто. убік пасивної частини розламу. Південна нодальная западина розділена порогом на дві зміщених щодо одне одного осередки, що ні суперечить існуванню разломной зони північно-західного простирания зі сдвиговой компонентом. Рифтовая долина SP3−4_RI має положисті симетричні схили і вузьке днище. На півночі розвинена велика нодальная западина трикутною форми, Півдні - простежується уступ в рельєфі, який би перетинає разломный трог, а й зміщує все елементи рельєфу за правилами лівого зсуву. Рифтовая зона SP4-SP5_RI і двох сегментів і ускладнення рельєфу відбувається у бік рами розламу. Ряд внутририфтовых хребтів і вулканічні будівлі свідчать, що це тектонічний елемент активно розвивається. Нодальная западина з кінця рифт-разлом не виявлено.

Зона з інтенсивним розвитком осадового чохла розташована північніше 1o10с.ш. До того ж до неї віднести всю східну пасивну частина розламу SP2_FZ. Уся область є поєднанням аккумулятивных осадових тіл і реліктового чи новоствореного рельєфу. У цілому нині, вона розташовується всередині разломной зони Сан-Паулу. Аналіз 23 сейсмічних профілів НСП показав, що саме широко представлені деформації опадів різних типів та працездатного віку. Зміна амплітуди деформацій опадів на західному напрямку від формування уступу до освіти флексур і моноклиналей може можуть свідчити про просуванні хребта на Схід. Спричинено це незвичного явища можуть бути різними, але це найбільш імовірною видається різкі підйоми океанського дна у районі скель Св. Петра і Павла, розташовані північно-західніше полігону.

Таким чином, досліджений район представляється областю підвищеної тектонічної активності, що виходить далеко за межі простого розтяги в рифтовых зони і сдиговых зсувів вздовж активних зон трансформных розламів. Привертає увагу, крім субширотных форм рельєфу в вивченому районі чітко виражені простирания форм рельєфу північно-західного напрями (подовження підводних гір, орієнтування долин, распределние зон накопичення опадів). Найімовірнішим поясненням то, можливо система правих зрушень відповідного простирания. Цьому який суперечить існування субмеридиональных векторів зсуву (рис.10). Ці розриви контролюють розподіл потужностей осадового чохла, особливо у районах депоцентров (600−1100м), що може засвідчувати про досить древньому віці закладення.

Во-вторых, у районі відбувалося формування великих вулканічних будівель. Дві їх розташовані на півметровій простирании рифтовых долин. Ця головна теза доводиться як даними по аномалій гравітаційного поля, це у деяких випадках, драгировками.

В цілому всю роботу показала, що лише по перенесення інформації з паперового носія у цифровій формат в поєднання з ресурсами Інтернет, і даними випробування глибоководній частині океану, формується абсолютно новий масив даних, які піддаються принципово нової обробці, а, згодом, і можуть спричинить несподіваним висновків. Виконане дослідження дозволяє: зробити крок у бік створення ГИС-системы, що дозволяє оперативно аналізувати будова цього регіону, яких і визначає основні засади роботи у цьому напрямі для всієї Атлантики.

Література

Агапова Р. У., Особливості морфології межрифтовой зони розламу Сан-Паулу (екваторіальна Атлантика), Океанологія, 33, (1), 107−112, 1993.

Экваториальный сегмент Срединно-Атлантического хребта, Додаток до монографії «Екваторіальний сегмент Срединно-Атлантического хребта », 33c., «Картографія », МОК ЮНЕСКО, ГЕОХИ РАН: ATKAР ПКО, 1997.

CNSS Earthquake Composite Catalog, June 1997, (internet.

Gorini M. A., The tectonic fabric of the Equatortal Atlantic and adjoining contintntal margins: Gгlf of Guinea to northeastern Brazil, Serie Projecto, (9), 111p., 1981.

Harvard University Centroid-Moment Tensor Catalog, December 1997, (internet.

Marine Trackline Geophysical Data CD, NOAA Product # G01321-CDR-A0001.

Sandwell D. T. and Smith W. H. F., Marine Gravity Anomaly from Geosat and ERS-1 Satellite Altymetry, J. Geophys. Res., 102, (B5), 10,039−10,054, 1997.

Smith W. H. F. and Sandwell D. T., Global Seafloor Topography from Satellite Altimetry and Ship Depth Soundings, Science, 277, (5334), Sept. 26, 1997.

Schilling J.-G., Ruppel З., DevisA.N., McCullyB., TigheS.A., KingsleyR.M. and LinJ., Thermal structure of the mantle beneath the Equatorial Mid-Atlantic Ridge: Influence from the spatial Variation of dredged basalt Glass Compositions, J. Geophys. Res., 100, (B7), 10,057−10,076, 1995.