Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Данные спутниковой альтиметрии, полученные с помощью спутников СИСАТ и ГЕОСАТ, насчи-
тывают несколько сотен миллионов наблюдений, покрывающих большую часть океанов между 72 с.ш. и 72° ю.ш. Они хранятся в Геологическом Центре данных Скрипсоновского Института океанографии [472].
Детальная информация, содержащаяся в адаптированных спутниковых альтиметрических профилях, допускает ее сравнение с Международной Батиметрической картой ГЕБКО.
Реальная фигура Земли - геоид, представляет собой эквипотенциальную гравитационную поверхность, которая хорошо аппроксимируется поверхностью уровня моря. Формы геоида и уровня морской поверхности изменяются в соответствии с гравитационными (плотностными) аномалиями внутри Земли. Длинноволновые аномалии (>1000 км) геоида обусловлены глубинными структурами внутри Земли, тогда как коротковолновые сигналы 200 км или менее) являются результатом избытка или дефицита масс вблизи ее поверхности.
В областях с избытком масс, таких как окрестности океанических хребтов или подводных гор отмечаются отчетливые поднятия геоида, а в областях, где имеется дефицит масс, таких как желоба, или глубокие разломные долины, имеется соответствующее понижение геоида. Эта прямая корреляция между коротковолновыми структурами
(или высокочастотными компонентами) геоида и батиметрией океанического дна была успешно использована для выявления вариаций расположения и простирания батиметрических структур. Данные по аномалиям геоида, полученные со спутников, дали информацию практически обо всех структурах дна океана: спрединговых хребтах, разломах, асейсмичных плато, желобах, подводных горах и т.д. Метод спутниковой альтиметрии основан на измерении высот геоида и построении по ним карты горизонтальных градиентов силы тяжести, которую можно использовать для идентификации морских морфотектонических структур [280, 472] (рис. 1.1). Модифицированная версия метода трансформации Фурье, кратко описанная в [394], была использована, чтобы вычислить вдольтреко-вые гравитационные аномалии из вдольтрековых вертикальных отклонений (наклонов поверхности), получаемых при спутниковых альтиметрических измерениях. Высоту геоида h можно связать с другими измеренными параметрами, такими как гравитационные аномалии Ag(x) и с гравитационным потенциалом V(x,z), с помощью формулы Брунса: fig = V(x,0)/g0, где go - среднее ускорение силы тяжести, а гравитационная аномалия Ag на океанической поверхности является вертикальной производной от потенциала. Ag(x) = -dV(x,0)ldz. Иными словами, с помощью плотной сети спутниковых
альтиметрических профилей высот геоида можно вычислить гравитационные аномалии путем дифференцирования альтиметрических данных по направлениям х и у, соответственно, и построить каркасную карту морфотектонических структур.
К настоящему времени число доступных альтиметрических данных значительно увеличилось, что связано с запуском европейских (ERS-1, ERS-2, TOPEX-Poseidon) и российских (ГЕОИК) спутников [10].
Главная цель спутниковых исследований заключается в идентификации морфотектонических структур по измеренным альтиметрическим данным. Многие исследователи успешно решали эту задачу [258, 472, 508]. Различные тектонические структуры, такие как разломные зоны, спрединго-вые хребты, подводные горы, асейсмические плато и желоба, были идентифицированы этими исследователями из карты линеаментов (см. рис. 1.1). Обнаруживается отличное соответствие полученной карты линеаментов с имеющимися батиметрическими картами.
Методика построения карты структурных линеаментов основана на вычислении положительных и отрицательных наклонов морской поверхности (геоида), обычно показываемых разными цветами: голубым и красным, соответственно. Так как наклоны морской поверхности непосредственно связаны с горизонтальной компонентой гравитационного поля, то голубые и красные линии представляют собой соответственно положительные и отрицательные горизонтальные гравитационные аномалии. Гравитационные аномалии обусловлены преимущественно топографией морского дна (разломы, желоба, поднятия и т.д.) и, как следствие, красные и голубые линии могут также быть представлены как линии вдоль максимальных наклонов этих подводных структур. Голубые линии указывают направления вверх по склону структуры, а красные линии - направления вниз по склону. Для примера в случае разломной зоны красная линия указывает, что спутник пересекал ее от более молодого блока литосферы к более старому, проходя от вершины уступа к его подножью, в соответствии с зависимостью высоты уступа от соотношения глубина - возраст для разновозрастных блоков литосферы, контактирующих по разлому. Естественно, при интерпретации необходимо учитывать как простирание структуры, так и направление трека спутника (как правило, с севера на юг) относительной этой структуры [258].
Разломные зоны на карте обычно выделяются очень выразительно, в виде линейных структур, пересекающих срединно-океанические хребты и простирающихся часто, в пределы пассивных континентальных окраин. Наиболее четко это видно в разломных зонах Атлантики (например, Чарли-Гиббс, Романш, Вознесения и др.), так как субме-ридиональное движение спутника увеличивает разрешимость структур, имеющих субширотное простирание.
