在地质历史时期，地球磁场经历了多次极性倒转，洋中脊两侧喷发的岩浆冷却时，可以记录到当时地球磁场的信息.随后岩浆冷却形成洋壳，并向洋中脊两边扩张，在洋中脊两侧形成正负极性相间的磁异常条带(Vine and Matthews，1963).洋中脊两侧的磁异常条带不仅携带有地球磁场倒转、磁场强度以及年龄等信息(Cox，1969；Harrison，1976；Cande and Kent，1992；Gee et al.，2000；Pouliquen et al.，2001)，而且通过分析洋中脊磁条带的扩张方向，可以深入研究两个板块之间、板块内部微小的相对运动或变形(Martinez et al.，1991).

目前，观测板块运动与构造变形微变化的主要方法包括全球定位系统(GPS)(孟国杰，2001；金双根，2003；任雅奇，2012)、钻孔(Hurst et al.，1994；Horst et al.，2011)以及磁异常分析等(Murton and Parson，1993).GPS方法只能研究最近几十年来全球板块的相对运动(孟国杰，2001；金双根，2003；任雅奇，2012).钻孔获取的资料可以得到运动或变形的年龄，但是数据比较分散，成本也高(Hurst et al.，1994；Horst et al.，2011).海底磁异常带连续记录了过去160 Ma洋中脊两侧板块运动和动力学过程，其磁异常带序列具有年代学意义，数据也较为连续(Cande and Kent，1992；Murton and Parson，1993；Gradstein et al.，2004).通过研究海底磁异常记录，可以获得洋中脊两侧板块的微运动或变形，这对研究板块运动的演化历史，以及小尺度的动力学过程及洋中脊分段的机制等具有重要的科学意义.

南大西洋洋中脊两侧的磁异常条带具有对称性好和异常易识别等特点(Cande and Kent，1992).本文研究将重点聚焦南大西洋的一段洋中脊(31°S—34.5°S，12°W—16°W).该区域地形地貌条件复杂，从深窄的中央裂谷到宽缓的轴上凸起都有分布，既有慢速扩张洋中脊典型特点，也有快速扩张洋中脊的特征(Fox et al.，1991)，是研究板块间微小相对运动的理想区域.在该研究区域，美国国家地球物理数据中心(NGDC)收录了20世纪70年代到90年代观测的磁异常数据(http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/geodas/trackline.html)，测线密度和数据精度高.

本文首先对这些数据进行误差和信号处理，获得高信噪比的磁异常剖面，然后利用Modmag磁异常条带正演软件(Mendel et al.，2005)，对这个区域多条磁异常剖面进行模拟，并与实测剖面进行对比，进一步确定出拟合程度最好的扩张方向的范围，并讨论扩张模式、动力学过程及运动学过程等.

南大西洋31°S—34.5°S之间的洋中脊附近存在多种地貌，并且由于存在转换断层和间断区右旋平移，洋中脊被分成几段(Grindlay et al.，1991)，这些转换断层和间断区由北向南依次为31°15′S间断区、Cox断裂带、33°30′S间断区和Meteor断裂带.以这些间断区和断裂带为边界，可将研究区域分为3个小区域：区域1、区域2、区域3(图 1a).由测深图(图 1a)，区域1和区域3洋中脊的脊轴上存在1~2 km深的中央裂谷，这是慢速扩张洋中脊典型的地形特征，而区域2洋中脊的脊轴上地形变化比较平缓，是快速扩张洋中脊的典型地形特征(MacDonald et al.，1991).目前认为研究区域的洋中脊处在(30~80 mm·a^-1)和慢速扩张(<30 mm·a^-1)的分界上.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域测深图(a)和磁异常平面图(b) (b)中蓝色直线表示洋中脊位置，黑色实线表示磁异常剖面位置. Fig. 1 Bathymetry (a) and magnetic anomaly field (b) for the study area In (b), blue solid line mark location of the mid-ocean ridge, and black solid lines (A1A1′, B1B1′, C1C1′) indicate locations of magnetic anomaly profiles used in the modeling.

处于Cox断裂带和Meteor断裂带的洋中脊分别平移了92 km和69 km，在两个断裂区的狭窄深谷的走向都为80°.位于33°30′S的间断区洋中脊轴移动了30 km，31°15′S处的间断区洋中脊轴偏移大约10 km，在这两个间断区存在倾斜走向的海盆，在31°15′S以雁阵式排列，在33°30′S以大约45°倾斜于洋中脊(Fox et al.，1991；Carbotte et al.，1991).

研究区的磁异常数据来自NGDC收录的20世纪70年代—90年代的十几次磁异常观测成果.这些数据来源于不同的机构，为提高数据质量，在对数据进行信号处理之前需要进行误差分析.依据Quesnel等(2009)提出的方法，数据分析主要包括以下几个步骤：1)时间和位置误差的校正.每条测线的采集时间都要检查，去掉重复或者错误的时间记录；2)地核场和外部场的校正.用综合模型4(CM4)作为参考场，估计出地核场和外部场；3)航海数据筛选.一些测线的磁异常和总磁场数据恒定地增加或减少，或者与纬度成一定比例等，删掉这样的测线.另外，删掉或改正跳跃点、奇异点和其他手写错误.为提高信噪比，采用余弦锥带通滤波器进行滤波(Schouten and McCamy，1972)，完全压制小于2.5 km和大于150 km、保留5.0~100 km成分.

经过预处理之后的数据可以用来直接绘制区域磁异常平面图(图 1b).采用最小曲率法的网格化方法，网格间隔0.5 km×0.6 km.文中所用到的剖面是从磁异常图上直接截取垂直于洋中脊的剖面，这种做法的优势是在磁异常图上比较容易追踪磁异常的延展，为剖面图上的磁异常年龄的界定提供很大的方便，另外在平面图上可以清晰地看到西部32.5°S附近和东部边缘31.5°附近都有非条带分布的负磁异常，可能是局部异常，这对磁异常的解释增加了复杂性，因此截取的剖面会避开这两个局部异常.

对三个区域不同剖面利用Modmag软件进行正演模拟(Mendel et al.，2005)，Modmag软件是一种基于Matlab的程序，具有直观化、高效等优点，用户需要输入的参数包括扩张速率、不对称率、轴上跳跃、扩张方向和磁源层的厚度、磁化强度以及地磁场的磁偏角和磁倾角等.这里的扩张方向是顺时针到正北向的角度.洋壳被磁化的部分称为磁源体，其厚度相对于磁异常条带延伸的长度非常小，因此可以看作是长度无限延伸厚度一定的二维磁源层.Modmag软件相对其他正演模拟的模型(Vine，1966；Schouten，1971；Cande and Kent，1976)的一大优势在于加入了地形的影响，这样，磁源层的横切面为多个不规则多边形组成(Mendel et al.，2005)更符合实际情况.

一般认为海底磁异常形状主要由地磁场方向和磁源层受到剩余磁化的方向及走向决定的(Cande and Kent，1976；Schouten and Cande，1976)，虽然构造旋转(Verosub and Moores，1981)、地核场强度变化(Cande et al.，1978)、化学剩磁(Raymond and LaBrecque，1987)和热黏剩磁(Arkani，1989)等也都有可能使磁异常形状变得不对称，也就是产生偏态，但这些因素对偏态度异常的影响还存在争议(Roest et al.，1992)，不是主要的作用，因此，正演模型中不考虑这部分的影响.对于穿过洋中脊或年轻洋壳的剖面，通常认为剩余磁化的方向与研究区域现在地球磁场的方向平行(Mendel et al.，2005).因此，正演模拟简化磁异常的形状主要由地磁场和磁源层的走向确定.

在正演模型中，扩张方向垂直于磁源层的走向，而实际观测剖面不一定总平行于扩张方向.磁测剖面的走向与扩张方向之差，这里称为倾斜度.为分析扩张方向或倾斜度的变化对磁异常剖面的影响，使用CK92地磁极性年表建立极性倒转模型(Cande and Kent，1992).根据测深图，研究区域的洋壳平均深度大约为3 km，模型中的磁源层取深度3 km，厚度0.5 km.计算的地磁场偏角-25.06°，磁倾角-62.86°.磁源体轴上受到13 A/m的磁化，轴下的磁化强度为7 A/m，观测剖面走向为72°，可得到随着倾斜度由-72°(扩张方向0°)以20°为增量增加到88°(扩张方向160°)的磁异常曲线的变化图(图 2a).随着倾斜度绝对值的变大，磁异常的形状偏态越明显，而倾斜度趋于0，或扩张方向接近剖面走向，磁异常形状越趋于对称.可见扩张方向的选取对磁异常形状的影响非常明显，因此正演模拟与实测曲线比较时，以改变不同的扩张方向值为基础，改变扩张速率、不对称性等参数，以获得磁异常的形状实测曲线较吻合的结果.

图 2

Fig. 2

图 2 随倾斜度的增加磁异常形状的变化(a)以及典型磁异常剖面的年龄划分(b) Fig. 2 Change of shape of the magnetic anomaly with obliquity (a) and the age determination for typical profile (b)

为评估正演软件模拟的磁异常曲线与实测曲线的吻合程度，本文用曲线的相关系数来表示.相关系数反映的是两个变量之间相关关系密切程度，而模拟曲线与实测结果之间应该具有一致性变化，存在正相关关系，因此用相关系数表示两者之间的吻合程度比较合理，相关系数越接近1表示吻合程度越好.一条剖面不同扩张方向时模拟得到一系列的相关系数，这些相关系数理论上满足正态分布，越接近真实扩张方向越靠近正态分布的峰值，而远离真实扩张方向就越趋向正态分布的小概率事件.利用不同扩张方向的剖面的相关系数满足正态分布的特性就可估计出扩张方向的范围.具体步骤如下：

(1)对不同扩张方向的剖面进行正演模拟，与实测结果比较，求出相关系数；

(2)得到一个剖面不同扩张方向时的一系列相关系数；

(3)对这些相关系数进行正态分布拟合，得到总体均值及95%置信区间范围，即主要扩张方向及范围.

图 2b为研究区域内的一条典型的磁异常剖面A1-A1′，剖面长度大约300 km，最早年龄为6.5 Ma，磁异常特征明显，比较容易识别出异常1-异常3′，洋中脊两侧的磁异常具有不对称性，每个倒转时期内异常的形状存在偏态，这种偏态度主要由地磁场的方向和磁源体的走向决定的，研究区域内地磁场方向是确定的，磁源体的走向与扩张方向垂直，因此这种偏态度主要由扩张方向确定.

三个研究区域中分别选择不同的磁异常剖面进行Modmag软件正演模拟.图 3是区域1典型剖面A1-A1′不同扩张方向的正演模拟结果与实测结果进行比较.在不同扩张方向的情况下，调整扩张速率、速率不对称性等参数，使得正演模拟结果接近实测结果.模型的地磁场参数与之前的相同，洋中脊轴上磁化强度为10 A/m，与磁异常剖面的中央异常比较吻合，轴下即两翼磁化强度设为7 A/m，观测的异常存在高值也有低值，综合取中间值.厚度设为0.5 km，深度范围在2~4 km.区域1洋中脊平均扩张速率为40 mm·a^-1，存在不对称性，东翼扩张更快.比较不同扩张方向的模拟剖面，扩张方向为30°时，中央异常与观测的非常吻合，而其他扩张方向情况，中央异常存在一定的偏差；所有剖面，东翼异常2模拟结果的幅值比实测的高很多，西翼的较吻合；洋脊两侧异常2′模拟的结果和观测的异常形状存在较大的差异；异常3、异常3′幅值较为吻合，变化规律一致，除了异常3′在东翼磁异常特征与实测不一致.

图 3

Fig. 3

图 3 区域1中A1-A1′剖面不同扩张方向的正演模拟结构与实测曲线的比较 (a) 扩张方向10°； (b) 扩张方向30°； (c) 扩张方向50°； (d) 扩张方向70°. Fig. 3 Comparisons between magnetic forward modeling with changes of the spreading direction and observed anomaly of profile A1-A1′in area 1 (a) Spreading direction is 10°; (b) Spreading direction is 30°; (c) Spreading direction is 50°; (d) Spreading direction is 70°.

图 4是区域2典型剖面B3-B3′不同扩张方向的正演模拟结果与实测结果进行比较.平均扩张速率42 mm·a^-1，扩张方向为60°时，中央异常形状偏态吻合得最好.异常2在两侧模拟结果比实测的幅值稍高.其他异常都较为吻合，除了异常3′在西翼磁异常特征与实测不一致.

图 4

Fig. 4

图 4 区域2中B3-B3′剖面不同扩张方向的正演模拟结构与实测曲线的比较 (a) 扩张方向20°； (b) 扩张方向40°； (c) 扩张方向60°； (d) 扩张方向80°. Fig. 4 Comparisons between magnetic forward modeling with changes of spreading direction and observed anomaly of profile B3-B3′in area 2 (a) Spreading direction is 20°; (b) Spreading direction is 40°; (c) Spreading direction is 60°; (d) Spreading direction is 80°.

区域3中C3-C3剖面扩张方向分别为50°、70°、90°、110°建立正演模型(图 5)，模拟结果与观测的磁异常进行对比，扩张方向为90°的中央异常与观测的结果最为吻合.异常2在东翼模拟结果的幅值比实测的值高，在西翼的模拟结果与实测的值较吻合；洋中脊两侧异常2′模拟的结果和观测的异常形状变化存在较大的差异；异常3、异常3′ 模拟的结果与实测的值相比，除了异常3′在西翼磁异常特征与实测不一致，其他变化规律基本一致，幅值也较为吻合.

图 5

Fig. 5

图 5 区域3中C3-C3′剖面不同扩张方向的正演模拟结构与实测曲线的比较 (a) 扩张方向50°；(b)扩张方向70°；(c)扩张方向90°；(d)扩张方向110°. Fig. 5 Comparisons between magnetic forward modeling with changes of spreading direction and observed anomaly of profile C3-C3′ in area 3 (a) Spreading direction is 50°; (b) Spreading direction is 70°; (c) Spreading direction is 90°; (d) Spreading direction is 110°.

研究区域不同扩张方向模拟的结果与实测值进行对比，表示两者之间吻合程度的相关系数与扩张方向的变化存在一定的高斯关系(图 6).区域1 中模拟结果与观测值之间的相关系数随扩张方向变化进行正态分布的拟合，表示拟合程度的确定系数r²为0.858，拟合程度较好，表明相关系数与扩张方向之间满足正态分布.拟合的正态分布均值为29.0°±5.0°，正态分布的随机变量关于均值对称，扩张方向为均值时，相关系数值最高，用均值表示最优的扩张方向29.0°±5.0°.区域2剖面相关系数和扩张方向与正态分布进行高斯拟合，确定系数r²为0.86，拟合程度好，可以用正态分布表示相关系数和扩张方向之间的关系，均值72.0°±10.0°可表示为最优扩张方向.区域3中剖面模拟的相关系数和扩张方向进行高斯拟合，确定系数r²为0.98，拟合程度很好，相关系数和扩张方向之间满足正态分布，拟合的正态分布均值84.0°±2.0°，为最可能的扩张方向.

图 6

Fig. 6

图 6 扩张方向与相关系数的高斯分布拟合 (a) 区域1的 A1-A1′剖面； (b) 区域2的B3-B3′剖面；(c) 区域3的C3-C3′剖面. Fig. 6 Gaussian relationship between the spreading direction and the correlation coefficient (a) Profile A1-A1′ in area 1; (b) Profile B3-B3′ in area 2; (c) Profile C3-C3′in area 3.

研究区域不同剖面的扩张方向并不是一致的，三个小分区也有很大的不同(图 7a).区域1 的剖面确定的扩张方向最大38.2°，最小8.7°.北部剖面的平均扩张方向为33.0°，而南部的三条剖面的扩张方向均比较小.区域1的平均扩张方向为33.6°±5.3°.区域2内的不同剖面最大扩张方向为72.0°，最小48.8°.几条剖面的扩张方向比较集中，平均扩张方向为62.8°±13.0°.区域3的最大扩张方向为103.7°，最小87.6°，平均扩张方向94.3°±8.0°.由北到南，区域1到区域3洋中脊扩张方向逐渐增大(图 7b).三段洋中脊的走向均为北偏东80°，平均扩张方向与洋中脊轴夹角分别为46.4°±5.3°，17.3°±13.0°，-14.3°±8.0°.扩张方向并不是完全垂直于洋中脊的.

图 7

Fig. 7

图 7 不同扩张中心的平面特征及动力状态 Fig. 7 Planform characteristics and stress states of various spreading center

南大西洋洋中脊(31°S—34.5°S，12°W—16°W)两侧磁异常条带为研究板块边界处的构造动力过程提供了重要的信息.在研究区域内利用海底磁异常的偏度来估计出洋中脊扩张方向，三个区域的结果表明扩张方向倾斜于洋中脊.这种倾斜扩张的机制可能与洋脊扩张过程中的动力学过程有关.

目前，已经发现存在倾斜扩张的洋中脊大部分分布在慢速或超慢速扩张中心，如Reykjane洋中脊(Dauteuil and Brun，1993)，亚丁湾(Dauteuil et al.，2001)，一些大西洋洋中脊(Atwater and MacDonald，1977)，西南印度洋(Cannat et al.，2006)等.对倾斜扩张机制存在不同的观点，主要有四种：裂缝模型、最小压应力作用、最小能量损耗和辉长岩层倾斜分布.

(1)裂缝模型

洋中脊扩张过程可用一个裂缝模型描述，岩浆上涌通道是一个线性弹性介质中的充满岩浆的裂缝(Abelson and Agnon，1997)，受到岩浆压力和反平面剪切的综合作用，主裂缝方向逐渐调整到围墙上最小剪应力方向，也就是洋脊扩张方向.这种机制认为倾斜扩张可以看成是与扩张方向斜交的一个裂缝向上扩展的过程.一个扩张轴上岩浆超压大于远程拉伸作用并起到主导作用时，就会产生倾斜扩张.洋中脊轴的平面状态(扩张方向、洋中脊整体走向和脊段走向)是这种岩浆侵位驱动力的指示.

洋中脊轴的平面状态可以推导出洋中脊受到驱动力状态.研究区域1中洋中脊延伸方向355.0°(Carbotte et al.，1991)，区域2、3洋中脊走向为350.0°，二级不连续带的走向趋势33.0°，三个区域的扩张方向3.3节已经计算出.可以得到洋中脊轴上的动力状态(驱动应力率、压力差异与远程构造张力之比)(见表 1).

表 1(Table 1)

表 1 不同扩张中心的平面特征及动力状态 Table 1 Planform characteristics and stress states of various spreading center 扩张方向 洋脊走向 分段走向 Φ β R ΔP/ΔS 区域1 33.6°±5.3° -5.0° 33.0° 46.4°±5.3° 38.0° 1.2°±0.1° -0.5°±0.04° 区域2 62.8°±13.0° -10.0° 33.0° 17.3°±13.0° 43.0° -0.7°±0.3° -0.9°±0.08° 区域3 94.3°±8.0° -10.0° 33.0° -14.3°±8.0° 43.0° -0.8°±0.2° -0.9°±0.04° 注：Φ表示垂直于整体洋脊走向的方向与扩张方向的夹角，β表示不连续性，即整体洋脊走向与二级分段之间的夹角，R为驱动应力率，ΔP为岩浆压力差异，ΔS为远程构造张力.

表 1 不同扩张中心的平面特征及动力状态 Table 1 Planform characteristics and stress states of various spreading center

研究的三个区域内洋中脊的ΔP/ΔS值均为负，ΔP<0，表明这个扩张轴处于欠压状态，可能岩浆供应贫乏.但是，重力资料表明区域2内洋中脊中央存在“牛眼状”的负的剩余地幔布格异常(RMBA)(Kuo and Forsyth，1988)，表明地壳厚度大，岩浆供应充足.与结论中欠压状态不相符合.因此用这种岩浆压力与远程构造张力的机制不能完全解释南大西洋洋中脊倾斜扩张.

(2)最小压应力作用

另外，洋脊倾向于垂直局部最小压应力方向也可能是洋中脊倾斜扩张的一种机制.洋中脊和转换断层之间的应力的变化以及岩石圈基底的剪切应力变化会引起洋中脊轴的改变，产生不同走向的洋中脊(Oldenburg and Brune，1975).

地壳增生过程中岩墙侵入作用使其倾向于沿垂直于最小压应力的方向生长，在这种机制下，岩墙扩展会在洋中脊段的末端产生弯曲构造(MacDonald et al.，1988).东太平洋隆起南部的洋中脊上钻孔采样结果也表明超快速扩张过程中，岩墙产生结构旋转，地壳块体向内倾斜(Hurst et al.，1994；Horst et al.，2011).研究区域的磁异常平面图上(图 1b)可以看到磁异常条带并不是完全平行于洋中脊，可能存在倾斜的构造，但是慢速扩张洋中脊上最小压应力对岩墙侵入过程的影响，还需要更多证据.

(3)最小能量损耗

还有一种可能的机制是最小能量损耗，板块边界运动以使沿洋中脊和转换断层的能量损耗最小为原则(Vogt et al.，1969).根据Lachenbruch(1973，1976)，若倾斜扩张，要使板块边界总长度最小，垂直洋中脊的扩张速度会降低，导致上地幔变冷，黏性耗损更多；扩张的阻力比沿转换断层剪切力的阻力大5~10倍时，近似垂直的洋中脊-转换断层分离板块需要的能量最小.根据这种机制，产生倾斜扩张的原因有板块扩张的阻力减小或沿转换断层的剪切应力增加.

洋中脊扩张过程的阻力与地壳厚度和地幔热结构有很大关系(Laughton et al.，1979).地幔柱上涌，产生大量熔融或者强烈的岩浆活动，降低平行于扩张方向的阻力，可能产生倾斜扩张.虽然研究区域附近存在Tristan da Cunha热点，正的剩余重力异常(Kuo and Forsyth，1988)表明研究区域受到这个热点的影响很小，并且目前也没有地壳增厚的证据.

此外，倾斜扩张还需要沿转换断层的剪切阻力来弥补扩张的阻力.新生成的岩石圈与冷的厚岩石圈结合可能局部增加转换断层剪切力(Fox and Gallo，1984)，但是目前这种机制解释还不是很清楚.根据研究区域的自由空间异常资料(Neumann and Forsyth，1995)，Cox转换断层和33°30′S间断区东西两翼存在负异常的线性痕迹，Meteor转换断层负异常痕迹不是很明显，但是断裂带由西向东逐渐变宽，这些异常表明研究区域存在重力坳陷，说明穿过主变形区的剪切应力增加，为保持洋中脊和转换断层分配的能量损耗最小，板块扩张会产生倾斜.

(4)辉长岩层倾斜对浅部磁异常形态的影响

磁源层在水平和垂直两个方向上相对于洋中脊轴运动(Gee and Kent，2007).在慢速和中等速率的洋中脊扩张中心，两侧分布朝向扩张轴的正断层(Carbotte and MacDonald，1990).另外由于熔岩载荷(Schouten and Denham，2000)，洋壳中的喷出层相对洋中脊向外倾斜，席状岩墙向外旋转，但是熔岩堆积区域相对磁性层的厚度较窄，旋转的角度比较有限，因此慢速扩张洋中脊下的岩墙几乎垂直于扩张轴分布(Cann，1974)，洋壳上部分的旋转对磁异常形态的影响不大.但是最近大量的研究表明(Dick et al.，1999；Allerton and Tivey，2001；Garcés and Gee，2007)，慢速扩张洋中脊下存在辉长岩层的旋转，倾斜分布的辉长岩层使得磁异常出现明显的偏态度异常，比如辉长岩层倾斜1°可造成海底磁异常1°的偏态度(Cande et al.，1978).辉长岩层倾斜的界面与580 ℃等温面形状一样(Cande and Kent，1976).根据研究区域的深度分布(Fox et al.，1991)和重力异常的分析结果(Kuo and Forsyth，1988；Neumann and Forsyth，1995)，在垂直于洋中脊方向上，洋壳下底界面的深度存在一定的梯度，表明研究区域的辉长岩层可能倾斜分布.另外洋中脊两翼扩张速率的不对称性增加了区域洋中脊和转换断层及间断区演化的复杂性.

综合所述，用最小能量损耗能解释研究区域内洋中脊的倾斜扩张，但是深部辉长岩层倾斜分布和扩张速率不对称性对海底磁异常的影响值得深入研究.

岩石圈板块之间的相对运动可用欧拉矢量表示，包括欧拉极的经纬度坐标和角速度.建立洋中脊两侧板块的欧拉旋转模型对于研究板块之间的动力学过程具有重要作用.

目前最新的板块运动MORVEL模型(DeMets et al.，1990，2010)，将地球的岩石层分为25个板块，研究区域位于南美板块和努比亚(Nubia)板块的边界.根据MORVEL模型，过去3.16 Ma努比亚板块以60.9°N，39.0°W的欧拉极并以0.295°/Ma的角速度逆时针向南美板块旋转.

通过研究区域内磁异常条带的统计分析的结果(图 3—7)，过去6.5 Ma时间内自北向南三个研究区域的洋中脊平均扩张方向分别为：33.6°±5.3°，62.8°±13.0°，94.3°±8.0°，与洋中脊轴夹角分别为46.4°±5.3°，17.2°±13.0°，-14.3°±8.0°.通过这三个区域内每条磁测剖面穿过洋中脊位置的经纬度坐标及其确定出来的扩张方向，对这些数据利用非线性最小二乘拟合方法，我们可以计算出该地区三个不同研究区域对应的欧拉极(见表 2)，其欧拉极坐标分别为(44°N，134°W)，(58°N，72.6°W)，(12°N，11.5°W).

表 2(Table 2)

表 2 三个区域的欧拉极 Table 2 Euler poles of three sub-areas 纬度 (°N) 经度 (°E) 扩张方向 (正北顺时针 方向夹角) 欧拉极坐标 误差 平方和 纬度 (°N ) 经度 (°E) 区 域 1 -31.5 -15.33 30.0 44 -134 4.8× 10 -6 -31.52 -15.32 34.4 -31.56 -15.31 38.2 -31.58 -15.3 30.8 -31.6 -15.297 31.0 -31.62 -15.29 35.2 -31.65 -15.28 35.4 区 域 2 -32.6 -15.01 63.2 58 -72.6 4.5× 10 -5 -32.75 -14.97 48.8 -32.8 -14.95 67.6 -33.05 -14.88 72.0 -33.15 -14.85 62.6 区 域 3 -33.7 -14.7 87.6 12 -11.5 1.4× 10 -4 -33.76 -14.68 103.7 -33.8 -14.67 84.8 -33.84 -14.66 107.3 -33.9 -14.64 88.0

表 2 三个区域的欧拉极 Table 2 Euler poles of three sub-areas

结果显示由这三个区域确定的欧拉极与MORVEL模型给出的有所不同，其原因是本研究使用的地磁观测资料与MORVEL模型所使用的相应资料，对应的地磁年代存在差别，同时也表明MORVEL模型所描述的全球板块运动模式，对于该南大西洋洋中脊地区扩张运动的模拟结果，与实际观测资料给出的最小二乘结果存在较大的误差，也表明实际板块运动的极端复杂性.地表观测到的板块边界运动不仅仅简单地包含有刚性块体之间的相对运动.目前普遍将地球板块看作是完全刚性的块体，同一个板块上两点的相对位置因而不会改变(Morgan，1968).但是实际情况并非如此.从宏观角度上，南美板块一方面受到洋中脊向西扩张力的作用，另一方面还受到NAZCA板块向东的挤压作用(杨志根和朱文耀，2000)，板块边界存在一定的变形；从更小尺度看，洋中脊增生系统动力活动复杂，洋中脊轴存在的轴向拓展和侧向伸展、复杂的断裂构造组合、不均匀的岩浆活动、分段的复杂机制等(李三忠等，2009)，使得洋中脊两侧的板块边界存在相对的微运动和板内的微变形等.因此，由北到南的三个区域确定的欧拉极向东移动，反映了研究区域洋中脊两侧的板块在最近的6.5 Ma期间，存在较为剧烈的形变.

利用正演模拟海底磁异常计算出南大西洋洋中脊的扩张方向，结果表明洋中脊扩张动力学过程比原来推测的复杂得多.得出的结论有：

(1)由转换断层和间断带划分的三个区域，由北向南，区域内洋中脊的扩张方向有显著的不同，与洋中脊的倾斜度分别为46.4°±5.3°，17.3°±13.0°，-14.3°±8.0°.

(2)洋中脊的倾斜扩张可能与转换断层的剪切应力增加有关.但是辉长岩层倾斜和扩张速率不对称性等对海底磁异常偏度的影响值得进一步研究.

(3)洋中脊两侧的板块在6.5 Ma期间存在剧烈形变.