Анотація

У статті проведено оцінку можливості отримання принципово нової наукової інформації в результаті комп'ютерної обробки даних по добре вивченої території - активної частини розломно зони Сан-Паулу (Центральна Атлантика). В результаті оцифровки батіметріческой карти і карти потужностей осадового чохла були побудовані математичні моделі, які доповнювалися альтіметріческімі даними.

Комплексна інтерпретація даних дозволила встановити різну будову рифтових зон, активних частин розломів, виявити зону розвитку осадового чохла, який зазнав декілька фаз деформацій, виявити не відомі раніше вулканічні споруди. Нарешті, відкрита система зрушень північно-західного напряму. В цілому вся робота показала, що після перенесення інформації з паперового носія в цифровий формат у поєднанні з ресурсами Інтернет і даними випробування глибоководній частині океану, формується абсолютно новий масив даних, які схильні до принципово новій обробці, а, згодом, і можуть призводити до несподіваних висновків. Введення

Протягом останніх чотирьох десятиліть у Світовому океані поза економічних зон, радянськими науково-дослідними судами (НІС) був зібраний унікальний за обсягом і науково-практичної цінності матеріал у нецифровому вигляді, який зберігається в різних архівах у вигляді ехограм і сейсмічних стрічок на електрохімічної папері, авторських оригіналів карт і в іншій формі. Разом з тим, за останні 10-15 років основний масив геолого-геофізичної інформації збирається і зберігається в цифровому вигляді. Це робить практично неможливим об'єднання і подальший спільний аналіз старих і нових даних. Тим самим, результати досліджень, вартість яких визначалася астрономічними цифрами, виявляються виведеними з наукового та науково-практичного обороту. Інформаційний вибух останніх років і, перш за все, поява мережі Інтернет вимагають термінового перенесення всієї інформації, накопиченої радянськими судами в глибоководній частині океану, в цифровий вигляд для введення її в аналіз на сучасному рівні. Така робота повинна привести до принципово нових теоретичних та практичних висновків про будову і геодинамічному розвитку океанічної літосфери.

Колектив Лабораторії геоморфології і тектоніки дна океанів Геологічного інституту РАН працює з комп'ютерними технологіями з 1991р. Нами був зібраний і структурований великий фактичний матеріал по рельєфу дна, геології, гравіметрії, магнітометри, географії, історії досліджень, сейсмічності Атлантичного океану і його обрамлення, який був представлений у вигляді серії карт Центральної Атлантики (рис.1) різного змісту і виставлений в доступному для будь-якого користувача у форматі Інтернет (http://atlantic.tv-sign.ru/). Така серія дозволяє чітко уявити тектонічну позицію будь-якого з районів дослідження Геологічного інституту РАН, який протягом 15 років провів 22 наукових рейсу з фундаментальних тематиками. Був також розроблений проект створення великомасштабних геолого-геофізичних карт на кожен полігон, що дають повне уявлення про будову того чи іншого району. Подібна робота передбачає створення геоінформаційної системи по Центральній Атлантиці, що дає змогу отримувати оперативну інформацію для будь-яких географічно прив'язаних об'єктів у вказаному регіоні. Робота, метою якої була оцінка можливості отримання принципово нової наукової інформації в результаті комп'ютерної обробки даних по добре вивченої території, почалася з полігону, що охоплює активну частину розломно зони Сан-Паулу. Історія дослідження активної частині розлому Сан-Паулу

розломно зона Сан-Паулу простягається від конуса виносу Амазонки до узбережжя Західної Африки між екватором і 1-2oс.ш. (рис.2). За даними GEODAS (Marine Trackline Geophysical Data CD. NOAA), у цьому районі пройшло 116 рейсів науково-дослідних суден США, Франції, Німеччини та СРСР. Від Південної Америки до 30oз.д. розломно зона має субширотне простягання і представлена чітко вираженими підняттями, розділеними депресією дна із загальною шириною близько 100 км. У районі 30oз.д. зона розломів змінює своє простягання на північно-східне (рис.2) і відбувається її віргація. У результаті активна частина розломно зони між 25 і 30oз.д. має найбільш складну будову [Агапова, 1993; Gorini, 1981], яка вивчалася поруч експедицій (табл.1). Тут виділяються чотири жолоби, різної довжини. Східні частини зони розломів Сан-Паулу служать південним обмеженням улоговини Сьєрра-Леоне.

У результаті робіт вищевказаних експедицій були зібрані матеріали про глибини як однопроменевими, так і багатопроменевими ехолотів різних типів, дані про будові осадового чохла за даними безперервного сейсмічного профілювання та деякі інші. В межах району робіт було проведено донне випробування трубками різних типів і драгіровкамі. Всього в авторів є дані про 25 станціях, з яких 16 принесли корінні породи різних типів, 3-осадові породи, 6-були безрезультатними. На півночі району в 7-му рейсі "Академік Микола Страхов" була проведена підводний фотозйомка. Крім цього, в центральній частині полігону в 1997р. були занурення підводного апарату "Надир" (Франція), в результаті яких була отримана інформація про 62 станціях спостереження (ПП Р. Екіньяна).

Батіметріческая зйомка в 7-му рейсі НДС" Академік Микола Страхов "(1988р.) проводилася багатопроменевих ехолотом ECHOS-625 по системі з 23 галсів з межгалсовим відстанню 5 миль (рис. 3). Вихідна батіметріческая карта [Агапова, 1993] (рис. 4) являє собою авторський оригінал у масштабі 1:250 000 з екватора, з перерізом рельєфу в 100м. Її кольоровий варіант був опублікований [Екваторіальний сегмент ..., 1997, стор.8]. У тому ж масштабі були опубліковані вихідна карта потужності осадового чохла (з інтервалом ізопахіт в 200 м) та карта акустичного фундаменту. Методика оцифрування карт і отримання цифрової моделі

Вся робота з перетворення зазначеної картографічної інформації, яка містить ізолінії, в електронний вигляд може бути умовно розділена на дві етапи.

1 етап - оцифровка даних. Вихідна батіметріческая карта була відсканована і її зображення було збережено в растровому форматі. При скануванні необхідно домагатися найбільш контрастної і чіткого зображення об'єктів, по можливості, у чорно-білому режимі. Далі, в напівавтоматичному режимі (тобто і вручну, і за допомогою трасування по контрасту елементів зображення), засобами графічних редакторів карта була перетворена в векторний формат, тобто ізобати (ізопахіти) представляються системою поліліній з фіксованими значеннями номіналів ізобати (ізопахіт). Наприклад, номінал може бути збережений у вигляді імені векторного шару, куди містяться тільки об'єкти даного номіналу. Потім проводиться калібрування системи координат отриманих векторних форм з умовних координат первинного робочого планшета в правильні проекційні значення. У цьому виді інформація вже може бути використана в ГІС-системах і геостатистичних програмах як набір векторних елементів, але аж ніяк не як представлена рівномірно в деякій області (з фіксованою кроком дискретизації) просторова функція. Після цього інформація переводиться у форму XYZ списку точок, що описує малюнок ізоліній, де кожна точка представлена трьома просторовими значеннями. Калібровані векторна та облікова форми і є кінцевим продуктом на стадії оцифровки даних. Відзначимо, що в якості Z значення може фігурувати будь-який параметр, за яким побудована вихідна карта - рельєф, потужність опадів, сила тяжіння і т.д.

2 етап - створення цифрової моделі. Даний етап полягає в розрахунку за допомогою статистичних методів найбільш вірогідних значень глибини (або будь-яких інших параметрів) в строго певних точках за списком XYZ значень. Цими точками є вузли регулярної просторової XY-сітки ( "grid"), розмірність і крок якої задаються виходячи з детальності і якості первинного матеріалу, а також від масштабу карти. Результатом розрахунку є набір Z значень на вузлах сітки, званий математичної моделлю, розрахованої на основі реальних даних. При цьому частина вузлів може бути не заповнена. Поза залежно від того, який з статистичних методів розрахунку застосовувався, достовірність моделі буде тим вище, чим вище щільність ізоліній параметра карти. Велика ступінь достовірності виходить в районах з великими ухилами або пересіченим рельєфом, тобто в тих місцях, де спочатку була велика щільність ліній. У разі недостатньої щільності вихідних даних на окремих ділянках карти (наприклад, вирівняні ділянки дна з малою щільністю ізобати) використовувані алгоритми генерують значення, що мають мало спільного з дійсністю. Критерієм достовірності в даному випадку є максимальний збіг ізоліній, побудованих по сітці, з вихідними ізолініями. При наявності цього збігу можна вважати цифрову модель адекватної вихідним даними. У вузлах сітки, що потрапляють на зони між вихідними ізолініями, знаходяться інтерпольованим значення параметра і це максимум можливого при побудові моделей за матеріалами, які мають представлення у вигляді ізоліній. У крайніх випадках для коректування моделі в місцях, що містять явну неадекватність природі, але ясних з точки зору людського сприйняття і досвіду, запроваджувалися додаткові дані, тобто проводиться отрісовка додаткових ізобати (або ізопахіт), наявність яких у масиві даних дозволяє стабілізувати відхилення діяльності алгоритмів розрахунку. Подібний метод стабілізації моделі цілком допустимо до тих пір, поки в розпорядженні дослідника не виявляється новий експериментальний матеріал.

Всі зазначені особливості одержання цифрової моделі і оцінки її якості відносяться тільки до випадку матеріалів, представлених ізолініями. У сучасних ехолотних системах, де багатопроменевий спосіб проміру глибини дна породжує величезний масив XYZ точок, що покриває смугу дна шириною до 3,5 глибин, дані вже практично наближені до стану просторової функції, яка описує дно з майже рівномірної дискретністю, тобто до сітки. У цій ситуації стають актуальними альтернативні способи візуалізації дна, такі як відтінений (shaded) рельєф, кольорова або тонова відмивання (image map) та їх комбінації з традиційним методом ізоліній. Але не метод ізоліній в чистому вигляді, оскільки для сучасної детальності цей метод швидше приховує інформацію про рельєф, ніж візуалізує її.

Порівняння передвіщеної топографії [Smith and Sandwell, 1997] з відтінений рельєфом, отриманими в результаті оцифровки в межах досліджуваного полігону (рис.2 і 5), показало, що є гарний збіг даних, хоча в окремих випадках на передвіщеної топографії були об'єднані в єдину структуру різні об'єкти, особливо в сферах розвитку осадового чохла. Для оцінки точності передвіщеної топографії з реальною батиметрія було вироблено суміщення контурів. У результаті з'ясувалося, що передбачене топографія дає помилку близько 100м в бік зменшення глибини.

Гравітаційне поле в межах полігону була побудована за даними супутникової альтиметром [Sandwell and Smith, 1997] з роздільною здатністю в одну дугову хвилину (мал. 9). Це поле є висоти поверхні океану, зняті радарним способом і перелічені в значення сили тяжіння на рівні моря чи аномалію у вільному повітрі. Ця аномалія на 80-90% складається з впливу рельєфу, як самого контрастного стрибка щільності. Плотностной контраст вода-дно, що дорівнює 1,72 г/см3, маскує ефект вироблений неоднорідностями кори і мантії. Оскільки рельєф є об'єктом вивчення іншого методу - ехолотірованія, і їм добре вивчений, для зняття маскує впливу цього кордону була розрахована аномалія Бузі. Ця аномалія відбиває гравітаційний ефект плотностних неоднорідностей кори і контрастної границі кора-мантія. Контраст щільності на цьому кордоні істотно менше, ніж у верхніх товщі і тому її внесок у аномальне полі має бути представлений плавними змінами аномальної складової. Плотностние неоднорідності кори представлені сильними локальними аномаліями Бузі різного знака в порівнянні із загальним фоном.

Для розуміння розподілу породних комплексів були зібрані дані про Донном випробуванні з різних судів, які були організовані у вигляді електронних таблиць в реляційної бази даних. Крім цього, в Інтернеті були зібрані дані по сейсмічності [CNSS ..., 1997]. В цілому, в результаті роботи було зібрано і систематизовано величезний фактичний матеріал, який дозволяв провести комплексну обробку даних. Базовим матеріалом для подальшого аналізу став створений набір карт в масштабі 1: 650000:

http://eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01055/rje01055.htm - Fig06hookhttp:// eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01055/rje01055.htm - Fig07hookhttp:// eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01055/rje01055.htm - Fig08hookhttp:// eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01055/rje01055.htm - Fig09hookhttp:// eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01055/rje01055.htm - Fig10hookhttp:// eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01055/rje01055.htm - Fig11hook

Лист1. Схема робіт 7-ого рейсу НДС "Академік Микола Страхов" (ГІН РАН, 1988р.) На сході активної частини зони розломів Сан-Паулу. СоколовС.Ю., ЕфімовВ.Н. (рис.3).

Лист2. Рельєф активної частини зони розломів Сан-Паулу. АгаповаГ.В., ДобролюбоваК.О. (мал. 5).

Ліст3. Карта кутів нахилу схилів активної частини зони розломів Сан-Паулу. ДобролюбоваК.О., АгаповаГ.В., СоколовС.Ю. (рис.6).

Ліст4. Карта потужності осадового чохла активної частини зони розломів Сан-Паулу. ЕфімовВ.Н., КольцоваА.В. (ГЕОХІ РАН), СоколовС.Ю. (рис.7).

Ліст5. Рельєф акустичного фундаменту активної частини зони розломів Сан-Паулу. СоколовС.Ю., ЕфімовВ.Н. (рис.8).

Ліст6. Гравітаційне поле активної частини зони розламів Сан-Паулу. СоколовС.Ю. (мал. 9).

Ліст7. Сейсмічність активної частини зони розломів Сан-Паулу. СоколовС.Ю. (рис.10).

Ліст8. Корінні породи активної частини зони розломів Сан-Паулу. МазаровічА.О. (рис.11). Основні особливості будови активної частини розламу Сан-Паулу за даними комплексного аналізу

розломно зона Сан-Паулу в межах полігону складається з чотирьох субширотних жолобів, розділених межразломнимі підняттями (мал. 5). Глибини жолобів, як зазначалося раніше [Агапова, 1993], збільшуються з півночі на південь від 3700 до 4200м. У межах вивченої території встановлено також 3 рифтових долини. З геодинамічної точки зору, зйомкою було охоплено три чотири активних і пасивних частин Трансформаційний розломів і дві зони спредінга.

У зв'язку з тим, що зон?? розламу Сан-Паулу представляє єдину систему з декількох близько розташованих розломів, що мають одну загальну назву для їх відмінності, була розроблена схема віртуальних найменувань, яка в подальшому і буде використовуватися нами (табл. 2, рис.12).

Для вивченої частини системи характерні короткі відрізки Рифт і чергування вузьких хребтів.

Трог SP1 представляє собою флангову частина розломно депресії, обмежену з півночі високим хребтом, над яким височить острів Сан-Паулу, а в межах полігону масивні блоки, вершини яких мають глибини менше 2000м, а глибина над горою Белоусова досягає 623м.

Вздовж північного борту Трога простирається велика вирівняна ступінь з глибиною поверхні близько 3500м. Її край ускладнений вузької субширотне пасмом, над якою піднімаються піки з глибиною менш 3000м. Як на сходи, так і в троги SP1 відзначені найбільш значні потужності опадів, поверхні яких формують самі великі в межах полігону вирівняні ділянки дна. Ця частина Трога представляє собою східну частину флангову найбільш протяжного зрушення в системі розломів Сан-Паулу і віддалена від однойменного острова на відстань більше ніж 140 миль.

Хребет SP1-2_W_RI простягається від західної межі вивченої території практично до її сходу. У зазначеному напрямку він поступово звужується і зменшується по висоті. На всьому протязі хребет майже позбавлений осадового чохла. Найбільше розчленовування рельєфу характерно для його західній частині, де розташована гора з глибиною вершини близько 2500м. На схід від її розташоване велике зниження рельєфу, що лежить на продовженні рифтової долини. Тут встановлені глибини 3400-3600м і пологі кути схилів. У західній частині морфоструктури були підняті базальти (рис.11). На схід від 26o25 з.д. верховинная поверхню хребта опускається на глибини 3200м, над якими підносяться окремі піки з висотою в 200-400м. Для осьової частини хребта, особливо в східній частині полігону, характерні неодноразові зміни простягання, що особливо добре видно на карті кутів нахилів схилів. Вивчення осадового чохла на сейсмічних профілях показує (Рис.13, б, в), що в багатьох місцях на північному сході району відбуваються флексурние вигини шарів, формування уступів і монокліналей. Можна думати, що тут відбувався інтенсивний підйом великих ділянок акустичного фундаменту.

Трог SP2 добре виражений в рельєфі дна, в акустичному фундаменті представляє депресію, східна частина якої заповнена осадковим чохлом з потужністю опадів від 200 до 1100м. На захід Рифт Трог переходить у зниження неправильної форми, що має пористу будову. З ним пов'язана концентрація епіцентрів землетрусів (рис.10). На схід від нодальной западини NB_SP2_E (див. нижче) жолоб поступово розширюється в східному напрямку. Уздовж його осі часто простягається смуга горизонтального дна, на північ і південь від якої відбувається збільшення його нахилів. Всередині жолоби зустрічаються ділянки, де крутизна схилів збільшується. У ряді місць відзначаються різкі розширення жолоби, саме з цими місцями пов'язані депоцентри накопичення опадів (1000-1100м).

Хребет SP2-3_W_RI , що обмежує рифт із заходу, складається з двох частин, розділених вузької сідловиною північно-західного простягання. Південна, пріразломная частина являє собою субширотні гребінь з двома вершинами, розділеними сідловиною. Західна пріріфтовая частина являє собою кутове підняття з глибинами дещо менше 2000 м. Південний схил має кути в середньому 8-12o, на тлі яких існують різкі уступи з крутизною 20-45o. Північний схил більш пологий.

рифтова зона SP2-3_RI (26o25 з.д.) має асиметрична будова - західний схил крутіший і нахили тут складають в основному 12-15o, хоча на окремих ділянках схилів вони перевищують 30o (рис.14). Уздовж осі рифтової долини простягається вузький хребет з відносною висотою до 200м. У північній частині хребет стає низьким і широким. Детальна батиметрія з перетином рельєфу 10-20м показує, що він продовжується в межі нодальной западини NB_SP2_E , розділяючи її на дві западини - північну і південну. Цей район відрізняється найбільшими кутами нахилів схилів у межах всього полігону. У південній частині рифтової долини хребет поступово повертає до її західного борту і з'єднується з ним. У межах хребта була проведена драгіровка RC280632 з судна "Роберт Конрад" [Schilling et al., 1995], яка підняла свіжі базальти зі склом. Тектонічні положення хребта і піднята порода дозволяє інтерпретувати його як неовулканіческое підняття. На схід і на захід від останнього простягаються зони вузьких і глибоких западин, західна з яких простежується в нодальную западину NB_SP2_W. Остання має пологі схили (перший градуси) і широке горизонтальне дно. Вона витягнута вздовж розлому SP2.

Трог SP3 добре виражений в рельєфі дна і в акустичному фундаменті представляє депресію. Вона менш інших заповнена опадами, які на значному протязі західної частини або не розвинені або мають спорадичні розповсюдження із середньою потужністю 200-400м. Найбільші потужності (1000-1100м) встановлені в східній частини розломно зони, де навіть в активній частині розлому чітко проявлені ділянки розповсюдження осадового чохла.

Хребет SP2-3_E_RI. Прилегла до Рифт частина хребта є гірський масив з глибинами 2800м. Домінантою в рельєфі є великі гори північно-західного простягання. Мінімальні відмітки глибин наближаються до 2000м. Хребет має круті схили (місцями до 20o). На схід хребет стає нижче і ширше, розпадається на кілька підводних гір і зникає в районі 25oз.д. Тут переважають пологі поверхні (менше 5o), які збігаються з областю розвитку осадового чохла (рис.7), потужність якого досягає 600м. На північ від виділяється невисокий короткий хребет з пологими схилами (порядку 5o).

Хребет SP3-4_W_RI на всьому своєму протязі практично позбавлений осадового чохла (рис.7) і складається з двох-різному побудованих частин. Західна, приблизно до довготи 25o55 з.д., має порівняно вирівняну вершину поверхню з глибинами до 2600м. У середньому абсолютна висота хребта складає 1500м і ухили поверхні схилів змінюються від 3 до 10o, проте місцями цей параметр збільшується до 15o або навіть до 30o (рис.6). У найбільш піднятій частині хребта простежується зона горизонтальних майданчиків з кутами від 1,5 до 3o, яка може бути інтерпретована як зона порушень. У плані вона має ешелоновані характер із зсувами в 3-4 км. До цих зон приурочені уступи північно-західного простягання, що дозволяє припускати існування розломних зон відповідного простягання, мабуть, зсувне характеру. Хребет має схили в середньому від 3 до 12o. Крутизна схилів не залежить від розташування хребта по відношенню до активних або пасивних частин Трансформаційний розломів. Як на північному, так і на південному схилах розташовані майданчики з субгорізонтальнимі поверхнями, розділеними крутими уступами (12-15o). Протяжність деяких перевищує 15 км, при ширині до 3км. На жаль, район не був випробуваний драгіровкамі, і на даний момент неможливо зіставити залежність крутизни схилів від речовинного складу порід. Описана частина хребта найбільш сейсмічності.

Східна частина хребта має істотно іншу будівлю. Її глибина становить у середньому 3500м. На цьому тлі тут розташовуються численні гори (відносною висотою понад 1000м) і пагорби (200-400м) різного орієнтування. Рельєф нагадує галузі розвитку серпентінітового меланжу на суші. Тут були отримані дві успішні драгіровкі (рис.11) і проведені занурення підводного човна. Драгіровка під час 7-го рейсу НДС "Академік Микола Страхов" (S0732D) принесла серпентінізірованние гарцбургіти і змінені базальти, під час 22-го рейсу (S2227D) - талькіти, перідотіти і габро. Занурення в районі нодальной западини показали, що тут розвинений широкий спектр порід від базальтів до серпентінізірованних гіпербазітов (ПП Р. Екіньяна). Ця область асейсмічна. Таким чином, комплексне зіставлення різних даних показує, що межразломний хребет за своїм простиранню має істотно різну будову, що може свідчити про принципові зміни геодинаміки всього регіону в часі.

рифтова зона SP3-4_RI (25o25 з.д.) являє собою вузьке (місцями до 2 км) і короткий (10-12км) ущелину з симетричними схилами, уздовж осі якого простягається смуга плоскодонних западин. Кути нахилів схилів рифтової долини складають 5-8o, проте у міру віддалення від осі стають крутіше - місцями до 30o. Всередині рифтової долини були проведені драгіровкі і занурення французького підводного апарату, які показали широкий розвиток базальтів зі свіжими склом (ПП Р. Екіньяна). Стінки складаються широким спектром порід океанічної кори з великою кількістю в різного ступеня серпентінізірованних ультрабазітов. На півночі рифтові ущелині переходить у велику нодальную западину, крутизна схилів якої становить 12-15o, однак тут є як ділянки з більш крутими кутами, так і субгорізонтальние майданчика (наприклад, на північному схилі). Улоговина має трикутну форму і витягнута вздовж розлому SP3 . На південний схід нодальная западина відсутня, але невелика, заповнена опадами депресія лежить у південно-західного закінчення Рифт. На продовження рифтової долини знаходиться уступ висотою 100-150м. Він простягається через розлом SP3 і триває викривленій вузькою долиною. У місці перетину розташовується невелике заглиблення. Дещо на південь від звертає на себе увагу велика гора з плоскою вершиною, яка має пологий північно-західний схил і круті схили біля вершини. Тут була проведена драгіровка з судна "Роберт Конрад" [Schilling et al., 1995], яка принесла базальти зі свіжими склом. Загальний вид гори і підняті породи дозволяють припускати, що практично на продовженні рифтової зони SP2-3_RI розташоване велике вулканічне споруду. Цьому припущенням не суперечать великі позитивні аномалії Бузі (ріс.9б).

Хребет SP3-4_E_RI на всьому своєму протязі майже не покритий осадковим чохлом (рис.7). Безпосередньо на схід від рифтової долини SP2-3_RI він представляє масив з столообразной вершинної поверхнею, будова якої ускладнюється декількома пагорбами зниженнями дна. Хребет має схили в середньому від 3 до 12o, проте місцями цей параметр збільшується до 15o, а в окремих місцях до 30o.

Трог SP4 представляє собою депресію акустичного фундаменту, яка на захід від рифтової долини заповнена осадковим чохлом з потужністю до 400-500м (у самій західній частині - до 800м). Дно Трога розташоване в середньому на глибині 4000м. Батіметріческая карта з перерізом рельєфу 10м показує, що на дні чергуються витягнуті, нерідко зігнуті в плані западини, розділені порогами або уступами в рельєфі. Глибина в окремих западинах може зростати до 4100-4150м. У троги розташовується також кілька пагорбів ізометричний форми. З них два, найбільш виражених, мають різну будову. Один являє собою конусоподібної освіту з перевищенням близько 100м, інший - двухвершінное споруда на єдиному цоколі. Загальна висота більше 200м. Кути нахилів схилів досягають іноді 10o. Характерно, що як і в розломі SP4 чітко виділяється декілька порогів, які повністю перегороджують жолоб (мал. 5). Їх абсолютна висота досягає 100м. Східна частина чіпаючи, що збігається з активною частиною розламу, представляє собою жолоб з крутими схилами (до 45o). Тут осадовий чохол практично не відзначений.

рифтова зона SP4-5_RI (25oз.д.) має довжину в межах вивченої території - 34км і ширину в північній частині близько 4 км. Дно розташоване на глибинах 4050-4100м. Уздовж осі Рифт розташовуються западини з дном, ухили якого складають від 0 до 3o. У південному напрямку, після уступу, відбувається різке розширення рифтової долини до 13 км. Для південного сегменту характерний складний рельєф - тут розташовано ряд піднять, витягнутих у субмеридіональними напрямку. Вони мають в плані складну конфігурацію і горизонтальні вершинні поверхні. У районі порога, нахили якого досягають 15o, знаходиться ізометричний підняття, з діаметром підстави близько 3-хкм і висотою близько 300м, яке представляє собою, найімовірніше, вулканічне спорудження центрального типу. Воно має схили з кутами 12-15oі плоску вершину.

Крім основних описаних структур у межах полігону встановлюються північна і південна межі розломів. Вони захоплені зйомкою фрагментарно. Найбільш південний Трог являє собою депресію акустичного фундаменту, яка заповнена осадковим чохлом з потужністю до 400-500м. Дно Трога розташоване на глибині 4000м. Батіметріческая карта з перерізом рельєфу 10м показує, що воно являє собою чергування витягнутих, нерідко вигнутих в плані западин, розділених порогами або виступами, тут же розташовується кілька пагорбів ізометричний форми. Судячи по супутниковому альтиметром (мал. 9), вони представляють собою складно побудовані ділянки дна. У рельєфі південний кордон являє собою піднесений "плато" з крутими схилами, ускладненим поруч долин субмеридіонального простягання. На півночі розвинені великі гори чи хребти з надзвичайно крутими схилами. Гора Білоусова (північно-східна частина полігону) представлена негативною аномалією, що свідчить про низьку щільності що складають її порід. Це говорить про те, що вона може бути складена або серпентінізірованнимі масами, або пористими (отже, малоплотнимі) вулканіти. Це припущення підтверджується драгіровкамі з НІС "Академік Борис Петров" (BP1701-BP170) 3, які підняли серпентінізірованние гіпербазіти, брекчії і базальти. Гора представляє, за даними альтиметром, собою найбільш західну частину протяжного хребта.

По самому північ розломно зони простягається зона інтенсивного опадонакопичення (SP1_FZ) , якій відповідає субгорізонтальное дно. Під осадковим чохлом розташовується глибока депресія в акустичному фундаменті з широким і плоским дном (рис.8). Сейсмічність активної частини розломно зони Сан-Паулу

В районі з 1950 по 1997рр. зафіксовано 55 землетрусів з магнітудою від 3,0 до 6,7 [CNSS ..., 1997]. Число подій, що належать до підкорових категорії (13-35км) - 23, а число подій коровою категорії (0-13км) - 32. Поєднання цих даних з рельєфом (рис.10) показало, що в межах рифтових зон встановлено тільки три землетруси по одному на кожну рифтової долину. Більш того, в Рифт на 26o25 з.д. вогнище розташовується в північній частині долини, практично в межах жолоби. У Рифт на 25o30 з.д . - Самій південній частині на західному борту. І тільки в Рифт на 25oз.д. вогнище розташовується всередині долини. Його проекція розташована на поперечному порозі, який розділяє рифтової долину на північний і південний сегменти. Землетруси відбувалися в 1969, 1975, 1976рр. і їх магнітуди становлять відповідно 4, 5, 5, а глибина 33, 10, 33км. В активних частинах розломів землетрусу (3) з глибинами 10км встановлені тільки між першим і другим Рифт (1986, 1996, 1997), їх магнітуди становлять 5, 4, 4.

В межах полігону зафіксовано також 15 подій, для яких зроблений розрахунок параметрів механізму вогнища, поміщених в каталог Гарвардського університету (США) [Harvard University ..., 1997]. Аналіз механізмів (рис.10.) показує, що в ріфтовой зоні існують дислокації типу "скидання", а вздовж розломних чіпаючи - дислокації типу "зсув", але на відміну від Трансформаційний розломів, де вектор зсуву по площині зриву спрямований вздовж розлому, в межах даного полігону спостерігається наявність зрушень, у яких вектор спрямований в субмерідіанальном напрямку. Це свідчить про наявність сильної субмерідіанальной компоненти корови напруг, реалізація яких у вигляді розривних порушень відбувається по всіх теоретично можливих напрямах відколів щодо орієнтації напруги.

Більша ж частина землетрусів зосереджена в південно-західній частині полігону. При цьому найбільш сейсмічно активними є зони крутих схилів межразломних хребтів SP3-4 і SP2-3 . Зона SP4Z (західна пасивна частина) - асейсмічна, при наближенні до Рифт - на відстані 30-40км зафіксований рій землетрусів. У західній пасивної частини розлому SP3_FZ землетрусу з магнітудами 5 приурочені до найбільш зануреним частинам жолоби. Глибина осередків на заході складає 33км, на сході - 10км. Обговорення

Представлений матеріал показує, що в результаті комп'ютерної обробки даних, отриманих 12 років тому, можливо залучення до геологічний аналіз величезного обсягу нової інформації, яка дозволяє, багато в чому по-новому, розглядати будову активної частини розламу Сан-Паулу.

Тут встановлено кілька тектонічних зон, що мають різну будову: рифтові зони і активні частини розломів, обрамлення (рама) розломно зони і зона з інтенсивним розвитком осадового чохла, яка зазнала кілька фаз деформацій. Крім цього, є і накладені структури - вулканічні споруди.

У межах рифтових зон і активних частин розломів практично відсутня осадовий чохол, домінує гірський рельєф, кути нахилів схилів перевищують 20o. Всі рифтові зони мають відмінності в будові і в характері їх зчленування з розломами. Дві рифтових зони (SP2-3_RI і SP3-4_RI) розташовані всередині розломно системи Сан-Паулу, а SP4-5_RI розвивається в області переходу від поліразломной системи до оздоблення. Перша має всі основні елементи класичного океанського Рифт - асиметричні схили, добре виражене дно рифтової долини, над яким височить неовулканіческій хребет. Хребет проникає в межі північної нодальной западини, що може свідчити про активне просування області розтягнення у межі активної частини розлому SP2_FZ . Північна частина рифтової долини порушена серією розломів північно-східного простягання. На півдні неовулканіческій хребет було відмовлено у західному напрямку - Тобто у бік пасивної частини розлому. Південна нодальная западина порогом розділена на дві зміщених щодо один одного осередку, що не суперечить існуванню розломно зони північно-західного простягання з зсувне компонентою. Рифтова долина SP3-4_RI має пологі схили симетричні і вузьке днище. На півночі розвинена велика нодальная западина трикутної форми, на півдні - простежується уступ в рельєфі, який не тільки перетинає розломно Трог, але і зміщує всі елементи рельєфу за правилами лівого зсуву. Рифтова зона SP4-SP5_RI складається з двох сегментів і ускладнення рельєфу відбувається в бік рами розлому. Ряд внутріріфтових хребтів і вулканічні споруди свідчать про те, що цей ті