Читать книгу Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов - Страница 5

Двадцатилетний период изучения антарктической континентальной окраины, сопряженной до распада Гондваны с полуостровом Индостан, показал достаточно сложное строение ее земной коры и во многом еще не ясную историю геологического развития. Новые геофизические данные, полученные в рамках проекта МПГ, и их интеграция с предшествующими отечественными и зарубежными материалами позволяют существенно развить наши представления о ранних этапах раскрытия Индийского океана.

Сейсмические материалы зарубежных экспедиций (рис. 1) были получены из международной библиотеки сейсмических данных по Антарктике (см. сайт: http://scar-sdls.org/), а магнитные данные – из базы данных международного проекта ADMAP (Цифровая карта магнитных аномалий Антарктики, см. сайт http://earthsciences.osu.edu/admap/). Интеграция зарубежных и отечественных магнитных данных, позволила построить достаточно детальную карту аномального магнитного поля района исследований (рис. 3).

Рис. 3. Аномальное магнитное поле (ΔТ)_а моря Содружества, моря Дейвиса, южной части плато Кергелен и прилегающей суши. Белой линией показана изобата 3000 м, оконтуривающая плато Кергелен

2.1. Строение земной коры и история геодинамического развития района южной части плато Кергелен

Представления о тектоническом строении района исследований и истории его развития в геологическом прошлом основаны на анализе морфологии и внутреннего строения кристаллического фундамента, а также качественной интерпретации аномальных потенциальных полей и их количественной обработки (плотностного моделирования по гравиметрическим данным и моделирования спрединга морского дна по магнитометрическим данным).

2.1.1. Строение земной коры

Поверхность кристаллического фундамента в основном уверенно идентифицируется на сейсмических разрезах, если расположена выше кратных волн от поверхности морского дна. В волновом поле она представлена акустически контрастной, рельефной, шероховатой или ровной, иногда дифрагирующей границей, которая отделяет вышележащую, хорошо стратифицированную толщу с протяженными отражающими границами от подстилающей среды с редкими нерегулярными или наклонными (как в абиссальной котловине моря Содружества и на плато Кергелен) отражениями. В подножии континентального склона моря Дейвиса кристаллический фундамент установлен менее отчетливо, так как перекрыт горизонтом осадочного чехла с высоким коэффициентом отражения, который препятствует прохождению сейсмического сигнала.

По результатам комплексной интерпретации геофизических данных составлена схема тектонического строения района исследований, на которой показаны главные тектонические подразделения, принципиально отличающиеся по структуре, физическим характеристикам и истории развития земной коры (рис. 4). К этим подразделениям относятся: докембрийский кристаллический щит Восточной Антарктиды, позднеюрско – раннемеловая система внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов, раннемеловая океаническая котловина и раннемеловая вулканическая провинция Кергелен.

Докембрийский кристаллический щит фрагментарно обнажается на побережье изученной акватории и продолжается на шельф, где он погружен на глубину до 2 км и перекрыт тонким слоем осадков. Земная кора в пределах кристаллического щита практически не затронута процессами растяжения и имеет нормальную для континентов мощность 25–30 км.

Внутриконтинентальный и окраинный рифтовые грабены образуют генетически взаимосвязанную систему. Внутриконтинентальный рифтовый грабен выделен на шельфе залива Прюдс по результатам исследований прошлых лет (Leitchenkov, 1991). Границы грабена определены по резкому погружению поверхности кристаллического фундамента на сейсмических разрезах, но его внутренняя структура остается неизученной из-за интенсивных кратных волн от морского дна, которые полностью маскируют полезную запись глубже 1,5–2,0 км. По данным исследований МПВ и результатам моделирования поля силы тяжести, днище грабена расположено на глубинах 8–10 км (рис. 4), а мощность земной коры в его осевой части (вместе с осадками) составляет около 25 км. Рифтовый грабен шельфа залива Прюдс является морским продолжением крупнейшей позднемезозойской рифтовой зоны Антарктиды, которая протягивается из центральной части материка в сторону океана более чем на 1000 км (Грикуров, 1980). Сейсмические и геологические данные позволяют предполагать, что позднемезозойский внутриконтинентальный рифтовый грабен наследует более раннюю, позднепалеозойскую рифтовую зону (Leitchenkov, 1991).

Окраинный рифтовый грабен представляет собой южную часть рифта, образовавшегося между Индией и Антарктидой при растяжении литосферы и оставшейся на антарктической плите после раскрытия Индийского океана. Он расположен на внешнем шельфе, континентальном склоне и в подножии континентального склона морей Содружества и Дейвиса. Наклонная поверхность кристаллического фундамента, погружающаяся по системе крутых сбросов от 1–2 км до 6–8 км, представляет собой борт окраинного грабена (рис. 4). Днище грабена в региональном плане имеет форму прогиба и залегает на глубине 8–11 км в море Содружества и 6–9 км в море Дейвиса. Внутри грабена выявлены ассиметричные депрессии фундамента (известные в литературе как полуграбены), образование которых связано с растяжением земной коры. Мощность консолидированной части земной коры в днище рифтового грабена составляет 6–7 км, т. е. сравнима с магматической корой океана.

Рис. 4. Схема тектонического строения района моря Содружества, моря Дейвиса, южной части плато Кергелен и прилегающей суши. 1 – докембрийский кристаллический щит; 2 – позднеюрско-раннемеловые рифтовые грабены (а – борта грабенов; б – днища грабенов); штриховкой показана область внедрения мантии и продуктов ее дифференциации в континентальную кору; 3 – раннемеловая океаническая котловина; 4 – раннемеловая вулканическая провинция Кергелен (а – плато; б – окраина плато), 5 – магматические постройки; 6 – изоглубины поверхности фундамента (км); 7 – уступы в поверхности фундамента; 8 – сбросы; 9 —линейные магнитные аномалии с номерами хронов полярности геомагнитного поля; 10 – отмершие хребты. Красными линиями показано положение сейсмических разрезов, представленных на рисунках 5 и 7.

Наиболее сложной и до сих пор еще однозначно не решенной научной проблемой, возникающей при изучении пассивных континентальных окраин, является определение границы между континентальной корой, существенно утоненной в результате рифтогенеза, и океанической корой, образованной в результате магматической аккреции (спрединга) в срединных хребтах (в литературе обычно используется термин «граница континент-океан»). Особенности строения земной коры в глубоководной части бассейнов морей Содружества и Дейвиса позволяет достаточно обоснованно подойти к решению этой проблемы.

Главной такой особенностью является необычно ровная для континентальных окраин и абиссальных котловин поверхность кристаллического фундамента (причины этого феномена будут рассмотрены позже), в результате чего сейсмический сигнал не рассеивается на ней (как это происходит на рельефных границах), а проникает на большие глубины, где содержится основная информация о строении, составе и геодинамической обстановке формирования земной коры. Граница континент-океан определяется нами по резкой смене характера сейсмической записи ниже поверхности фундамента (рис. 5). К северу от этой границы разрез земной коры имеет «трехслойное» строение (см. предыдущий раздел), а к югу – приобретает внутреннюю структуру с хаотически расположенными (иногда яркими выпуклыми) рефлекторами и гиперболами дифрагированных волн (рис. 5). Как и предполагалось ранее (Гандюхин и др., 2002), граница континент-океан в море Содружества маркируется интенсивной линейной магнитной аномалией (рис. 3).

Рис. 5. Сейсмические разрезы, демонстрирующие строение земной коры в районе границы континент-океан в море Содружества (А) и море Дейвиса (Б). Положение разрезов показано на рисунке 4. Сейсмический разрез в море Содружества получен из библиотеки сейсмических данных по Антарктике (австралийская экспедиция 2001 г.; Stagg et al., 2005).

Отражающие границы внутри коры, наблюдаемые на внешней части окраинного грабена, вблизи границы континент-океан объясняются нами внедрением мантии и продуктов ее дифференциации на разные уровни земной коры. По данным исследований МПВ с донными станциями и радиобуями, последняя вниз по разрезу преломляющая граница, расположенная на 1,5–2,5 км выше Мохо в прилегающей океанической коре, имеет скорость 7,6 км/с и плотность 3,1 г/см³, соответствуя незначительно серпентинизированной (менее чем на 25 %) мантии (Dean et al., 2000; Wilson et al., 2001) или мантийным выплавкам, которые наращивают кору снизу (в зарубежной литературе этот процесс называется underplating). В верхней части консолидированной коры скорости преломленных волн составляют 6,2–6,6 км/с и могут принадлежать породам кислого/среднего состава верхней коры континентального типа или умеренно (до 50 %) серпентинизированным перидотитам верхней мантии. В пользу последнего свидетельствуют локальные линейные магнитные аномалии (рис. 3), которые могут возникать благодаря последовательному внедрению порций мантийного вещества по мере растяжения литосферы и их серпентинизации, сопровождающейся образованием магнитных минералов – магнетита и титаномагнетита (Sibuet et al., 2007). На основании полученных данных можно предположить, что, как и на многих пассивных невулканических окраинах (например, окраинах юго-западной Европы, Ньюфаундленда, Лабрадора, южной Австралии, Земли Уилкса в Антарктике; (Wilson et al., 2001, Leitchenkov et al., 2007), конечный этап рифтогенеза в море Содружества сопровождался внедрением литосферной мантии и продуктов ее дифференциации (пород основного состава) в утоненную континентальную кору.

Ширину зоны модифицированной коры (смеси древних метаморфических, метаморфизованных мантийных и магматических пород) точно определить не удается из-за кратных волн от морского дна, перекрывающих большую часть полезной записи ниже поверхности фундамента, но, вероятно, она составляет не менее 50 км в море Содружества и не менее 20 км в море Дейвиса. Контакт модифицированной коры окраинного рифтового грабена и океанической коры часто выражается ярким, прерывистым рефлектором, погружающимся в северном направлении (рис. 5).

Гладкая поверхность фундамента в пределах модифицированной коры (рис. 5) может быть представлена океаническими лавами (покровными базальтами), которые растекались на расстояние до 50 км от центра первичного спрединга в условиях еще неглубокого морского бассейна, или базальтами, излившиеся в результате внедрения и дифференциации мантийного вещества на конечной стадии растяжения окраины.

В море Содружества и море Дейвиса ширина окраинного рифтового грабена (растянутой континентальной коры) составляет 300–350 км, превышая по этому параметру большинство аналогичных структур невулканических окраин (Dean et al., 2000). В восточной части моря Содружества и западной части моря Дейвиса граница континент-океан резко смещается в южном направлении (рис. 4), но в троге Принцессы Елизаветы (между 80° в. д и 87° в.д.) ее положение остается неопределенным, так как отчетливая смена сейсмической записи внутри кристаллического фундамента здесь не наблюдается. Тем не менее, указанием на океаническую природу коры служит серия хорошо коррелируемых линейных магнитных аномалий (рис. 3, 4), самая южная из которых располагается вблизи борта окраинного грабена, ширина которого, таким образом, сокращается до 40–80 км. Такое резкое различие в строении окраины, вероятно, связано с первичной сегментацией коровых блоков на этапе рифтогенеза и их асимметричным растяжением.

Океанические котловины. Магматическая природа коры океанических котловин достаточно надежно установлена по особенностям сейсмической записи (см. предыдущий раздел), значениям скорости преломленных волн в фундаменте 5,0–5,5 км/с, типичным для второго океанического слоя, и линейному характеру магнитного поля, определяемого спредингом морского дна. Практически на всех сейсмических разрезах, пересекающих океанические котловины, на глубине около 10 с (двойное время пробега сейсмических волн), выделяется яркий непрерывный рефлектор в основании коры, который отождествляется с кровлей верхней мантии (поверхностью Мохо; рис. 5).

Ровная поверхность фундамента в котловинах, являющаяся его специфической особенностью, в целом не характерна для океанической коры, образовавшейся в условиях медленного спрединга, но часто встречается вблизи вулканических окраин и плато (Leitchenkov et al., 2008). Такая его морфология, вероятно, связана с избыточным магматизмом в срединно-океанических хребтах и увеличением мощности вулканического комплекса («слоя 2А»), сглаживающего рельеф рифтовой долины.

Мощность базальтового комплекса в море Содружества, определяемого по глубине прослеживания наклонных рефлекторов, составляет 0,8–1,3 км (что в два раза больше средних по океану), но встречаются участки, где она увеличивается до 2,0–2,5 км. По данным МПВ, нижний, третий слой океанической коры, характеризуется стандартными для него скоростями 6,9–7,0 км/с, а его мощность возрастает в северном направлении от типовых для океана 4,5–5,0 км до 6,0–7,0 км.

В океанической коре района исследований было выявлено четыре серии (последовательности) линейных магнитных аномалий, которые имеют индивидуальные особенности. Первая серия расположена между 66° в.д. и 72° в. д (рис. 6). Опорными аномалиями с характерной формой и шириной, от которых выполнялась идентификация остальной последовательности, являются здесь протяженный минимум и максимум, формировавшиеся в период хронов обратной и прямой полярности магнитного поля М3-М4 (рис. 6). Эти аномалии впервые были определены Гайной и др. (Gaina et al., 2007) вблизи отмершего палеохребта, выявленного по геофизическим данным и являющегося центром симметрии магнитного поля. Моделирование спрединга выполнялось от аномалии М2 до интенсивной линейной аномалии «краевого эффекта» (включительно), которая маркирует границу континент-океан. Установлено, что скорость полуспрединга постепенно понижается по направлению к отмершему хребту, изменяясь от 6 до 2–3 см/год (рис. 6).

Вторая серия линейных магнитных аномалий расположена между 72° в.д. и 75° в.д. (рис. 6) и заметно отличается по своему облику от первой серии, демонстрируя симметрию относительно центрального максимума. Основываясь на этой симметрии, мы предположили существование еще одного отмершего хребта в этой части океана. Модель рассчитывалась из предположения, что время начала спрединга на участках развития первой и второй серии аномалий совпадает. Центр симметрии моделируется аномалией М9n, а скорость спрединга в пределах выделенной последовательности составляет 2–4 см/год (рис. 6). Отмерший хребет практически не проявляется в структуре поверхности фундамента. Только на одном из сейсмических профилей он представлен неглубокой (300–400 м) депрессией, под которой наблюдается подъем границы Мохо. Возможно, это связано с избыточным магматизмом в период формирования океанической коры моря Содружества и общим подъемом кровли фундамента в сторону плато Кергелен за счет постспредингового разогрева литосферы, которые «замаскировали» типовую морфологию палеохребта.

Рис. 6. Модель спрединга морского дна в море Содружества – котловине Эндерби и море Дейвиса – котловине Лабуан. Параметры модели: глубина поверхности магнитоактивного слоя – 7,0 км; мощность магнитоактивного слоя – 1,0 км; намагниченность (J) – 1,7 A/м (5,7 А/м для аномалий M10Nn^-M11An симметричной последовательности); наклонение (I) – ^-70°; склонение (D) – ^-65°. На врезке показано положение профилей и их номера. Для моделирования использовалась шкала инверсий геомагнитного поля Градштейна и др. 1994 г. (Gradstein et al., 1994). Аномалии неспрединговой природы показаны пунктирной линией.

Третья серия аномалий наблюдается в котловине Принцессы Елизаветы. Она характеризуется гармоничной последовательностью максимумов и минимумов шириной 10–15 км (рис. 3). Моделирование этой серии не проводилось из-за отсутствия аномалий характерной формы, которые могли бы служить ориентиром для их идентификации. Можно лишь предположить, что они представляют собой такую же симметричную последовательность, как вторая серия с центральной аномалией М9n.

Четвертая серия аномалий выявлена в море Дейвиса. Моделирование выполнялось от аномалии M11An, связываемой с началом раскрытия Индийского океана в этом районе (рис. 6). Рассчитанные скорости полуспрединга, здесь, как и в море Содружества, регулярно уменьшаются с юга на север, но имеют меньшие величины (от 4,0–5,2 до 1,9 см/год). Центральная часть линейной последовательности осложняется положительными магнитными аномалиями неспрединговой природы (рис. 6), которые связны с вытянутыми хребтами, выявленными по сейсмическим данным (рис. 4). Эти хребты располагаются под углом около 20° к простиранию спрединга морского дна и поэтому интерпретируются нами в качестве внутриплитных внедрений магматических пород, обусловленных действием плюма (горячей точки) Кергелен.

Австрало-Антарктическая котловина, юго-западная часть которой расположена в пределах площади исследований, отличается расчлененным рельефом, создаваемым крупными вытянутыми поднятиями и впадинами СЗ-ЮВ простирания (рис. 4). Образование этой котловины связано с расколом литосферы между Антарктидой и Австралией в позднемеловое время. Начальное раскрытие океана (в период от 33 до 18 хронов полярности) происходило в ультрамедленном режиме (при скоростях полуспрединга от 0,5 до 1,5 см в год (Tikku & Cande, 1999) с амагматическим спредингом и образованием в различной степени серпентинизированных перидотитовых поднятий (Лейченков и Гусева, 2006).

В пределах вулканической провинции Кергелен, кроме основного поднятия (собственно плато), нами выделена его окраина, фундамент которой залегает на более высоком гипсометрическом уровне по сравнению с окружающими океаническими котловинами и характеризуется протяженными внутренними отражениями, представляющими собой поверхности лавовых потоков (толщ). Мощность земной коры основной части плато составляет 15–18 км, а его окраины – 10–12 км. В пределах плато и его окраины обнаружены многочисленные массивные (т. е. без внутренней сейсмической расслоенности) поднятия изометричной и вытянутой формы (рис. 4), которые интерпретируются в качестве интрузивных тел и/или вулканических центров.

Природа земной коры южной части плато Кергелен до сих пор остается дискуссионной. Пока еще не ясно, имеет ли оно океаническое происхождение (как, например, Исландия или сопоставимое по размерам плат Онтонг-Ява в Тихом океане), образовавшись за счет избыточного магматизма в срединно-океанических хребтах и внутриплитного излияния базальтов, или изначально представляло собой микроконтинент с корой континентального типа, который был перекрыт вулканическими комплексами. В настоящее время достаточно убедительно доказана континентальная природа центральной части плато Кергелен (вместе с банкой Элан), расположенной между 53° и 58° ю.ш. (рис. 2). Свидетельствами этого являются: 1) геохимические особенности базальтов, изученных скважинами 747 и 750, указывающие на контаминацию мафических расплавов веществом континентальной литосферы (Storey et al., 1992); 2) обломки гранат-биотитовых гнейсов в конгломератах, вскрытых скважиной 1137 на банке Элан (Coffin et al., 2002); 3) докембрийские метаморфические породы, обнаруженные при драгировании поднятий фундамента в северной части котловины Лабуан (которая интерпретируется в качестве погруженной окраины плато Кергелен после разделения Австралийской и Антарктической плит (Montigni et al., 1993); 4) данные глубинных сейсмических зондирований в бассейне Раггатт (~58° ю.ш.), которые выявили сейсмически расслоенную толщу в нижней части земной коры с относительно низкими скоростями сейсмических волн (6,7 км/с) и анизотропию мантии, характерные для континентальной литосферы (Operto & Charvis, 1996).

Основываясь на изотопных характеристиках базальтов, вскрытых скважиной 738 (рис. 2), установлено, что они содержат континентальную компоненту (Coffin et al., 2002), т. е. континентальные блоки могут подстилать и южную часть плато Кергелен. Исследования МПВ, выполненные с помощью донных станций (рис. 1) предоставляют дополнительные свидетельства в пользу этого предположения. Годографы, полученные в южной части плато, демонстрируют смещения первых вступлений преломленных волн, которые чаще всего возникают, если в земной коре присутствует слой с пониженной скоростью (волновод; рис. 7). Предварительное моделирование сейсмических данных показывает, что наилучшее совпадение наблюденных и расчетных годографов происходит при наличии такого слоя в нижней части коры, который интерпретируется нами в качестве глубоко погруженного и перекрытого базальтами континентального блока земной коры (рис. 7).

Рис. 7. Модель строения земной коры трога Принцессы Елизаветы и южной части плато Кергелен, построенная методом лучевого трассирования с помощью программного пакета «SeisWide». Для моделирования использованы записи тринадцати донных станций и сейсмический профиль МОГТ (рис. 1). Вверху показан пример сейсмической записи и рассчитанные годографы преломленных волн (красные линии). Числа на разрезе и под рассчитанными годографами – скорости сейсмических волн (в км/с). Слой со средней скоростью 6.4 км/с в нижней части коры интерпретируется в качестве континентального блока. Положение разреза показано на рис. 4.

2.1.2. История геодинамического развития

После панафриканской активизации в позднем протерозое – раннем палеозое, материки южного полушария окончательно сложились в единый суперконтинент Гондвану, центральная часть которой представляла собой обширное поднятие докембрийского кристаллического щита, практически лишенное осадочного покрова. В тектоническом отношении эта провинция сохраняла относительно стабильное состояние до позднепалеозойского-раннемезозойского времени, когда процессы эпикратонной рифтогенной активизации (растяжения земной коры) привели к формированию внутриконтинентальных грабенов и замкнутых бассейнов. На антарктической суше, прилегающей к району работ, это событие проявилось внедрением мафических даек с возрастом около 320–310 млн. лет и образованием молассовой толщи пермо-триасового возраста, задокументированной на побережье залива Прюдс. Предполагается, что моласса накапливалась в рифтовой зоне карбонового заложения длиной более 2000 км, которая пересекала Восточную Гондвану (ортогонально структуре современной окраины) от гор Гамбурцева в центральной Антарктиде через залив Прюдс до центральной Индии (грабен Маханади). Не менее протяженный рифт возник в это же время на протоокраине западной Австралии и мог проникать в район моря Дейвиса и моря Содружества, образуя вместе с ортогонально-ориентированной ветвью разветвленную рифтовую систему.

В отличие от первой фазы деструктивного тектогенеза гондванской литосферы в позднем палеозое, которая завершилась образованием внутриконтинентальных рифтов и временной ее стабилизацией, следующая (позднемезозойско-кайнозойская) оказалась более «успешной». Она характеризуется внедрением мантийных плюмов, повторным, более значительным растяжением и разделением литосферных плит. Процесс распада Гондваны начался с рифтогенеза между Африкой и Антарктидой в ранней юре (около 170–180 млн. лет назад). В поздней юре возникла протяженная рифтовая система между Антарктидой, Австралией и Индией с тройным сочленением на стыке трех континентов. В районе моря Содружества процессы растяжения привели к формированию системы внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов (рис. 8А), первый из которых представлен грабеном ледников Ламберта – Эймери – залива Прюдс (вероятно, реактивированный пермский грабен), а второй – зоной перехода от коры континентального к коре океанического типа. Финальная стадия растяжения в окраинном рифте сопровождалась подъемом мантии и внедрением продуктов ее дифференциации в верхние уровни земной коры.

Начало спрединга морского дна около 134 млн. лет назад, вероятно, было инициировано внедрением мантийного плюма (горячей точки) Кергелен под литосферу Восточной Гондваны в районе сочленения юго-западной Австралии и Антарктиды, которое маркируется излиянием базальтов Банбери в юго-западной Австралии, плато Натуралиста и окраинного вулканического плато Брюс в западной части моря Дейвиса (рис. 8Б; Лейченков и Гусева, 2006). Мы предполагаем, что избыточный магматизм в океанических хребтах, выраженный в увеличении мощности базальтового слоя океанической коры (2А) абиссальной котловины моря Содружества и окраины плато Кергелен, также связан с термальной мантийной аномалией, вызванной подъемом плюма. Влияние плюма нарастало по мере развития спрединга и привело к общему утолщению океанической коры в северной части моря Содружества, но максимальный его эффект проявился в образовании вулканической провинции южной части плато Кергелен в период между 120 и 110 млн. лет назад (Coffin et al., 2002).

Рис. 8. Реконструкции Гондваны на время 160 млн. лет (А), 134,5 млн. лет (Б), 128 млн. лет, после первого перескока оси спрединга (В), 118 млн. лет, после второго перескока оси спрединга (Г), 83 млн. лет (Д). 1 – внутриконтинентальные рифтовые грабены, 2 – срединные хребеты, 3 – палеохребты (оси палеоспрединга), 4 – отмершие хребты, 5 – область проявления базальтов Банбери. Аббревиатура: ЛЛ – ледник Ламберта; ББЭ – континентальный блок банки Элан, БЮПК – континентальный блок южной части плато Кергелен, ПН – плато Натуралиста, ББ – банка Брюс, БЭ – банка Элан, ЮПК – южная часть плато Кергелен, ХБ – хребет Броукен. Темно-серым цветом закрашены материки и острова по береговой линии (современные контуры); светло-серым цветом закрашена континентальная окраина до изобаты 2000 м.

Южная часть плато Кергелен принадлежала индийской окраине и через некоторое время после раскола литосферы была оторвана от нее за счет перескока спрединга морского дна (рис. 8В). Предполагается, что такой геодинамический режим часто возникает при внедрении мантийных плюмов и привел, например, к образованию микроконтинентов Сейшельского архипелага в Индийском океане, острова Ян-Майен в Норвежско-гренландском море и Тасманского плато – комплекса подводных гор Гилберт в Тасмановом море (Muller et al., 2001). Моделирование геодинамических процессов в срединно-океанических хребтах показывает, что перескок оси спрединга на рифтовую окраину с изоляцией микроконтинентов (фрагментов растянутой, утоненной континентальной коры) может происходить за счет понижения прочности ее литосферы, «разогретой» восходящим тепловым потоком плюма (Muller et al., 2001). Обоснованием модели, объясняющей образование микроконтинента южной части плато Кергелен, служит предположение о наличии отмершего срединно-океанического хребта с возрастом около 129 млн. лет (хрон полярности магнитного поля М9n) в котловине Эндерби между 72° и 76° в.д. (рис. 8В). Еще один перескок оси спрединга произошел около 118 млн. лет назад и отделил континентальный блок банки Элан от Индийской континентальной окраины (рис. 8 Г), присоединив его к Антарктической плите. В это же время начался интенсивный магматизм в южной части плато Кергелен. Ко времени, когда произошел раскол литосферы между Австралией и Антарктидой, с образованием Австрало-Антарктической котловины (около 83 млн. лет, Leitchenkov et al., 2007), уже сформировалась большая часть плато Кергелен (рис. 8Д).

2.2. Строение осадочного чехла и история его формирования

Рифтогенез и последующее остывание литосферы привели к погружению земной коры континентальной окраины и образованию обширных осадочных бассейнов в море Содружества и море Дейвиса, которые разделены поднятием фундамента в троге Принцессы Елизаветы. На региональном уровне в этих бассейнах выделяются две области, в пределах которых существуют принципиальные различия внутренней структуры, состава и обстановок формирования осадочного чехла: одна из них занимает шельфы, а другая – глубоководную акваторию, т. е. континентальный склон, подножие континентального склона и абиссальную котловину. В период полевых работ по проекту МПГ шельфовые области изучить не удалось из-за сложной ледовой обстановки, но на этапе обобщения и интерпретации данных были использованы геолого-геофизические материалы, полученные на шельфе залива Прюдс в прошлые годы (рис. 1).

Шельф залива Прюдс впервые был исследован в 1981 г австралийской экспедицией, в результате чего в его осадочном чехле было выделено 4 главных сейсмических комплекса: PS.5, PS.4, PS.2B, PS.2A (Stagg, 1985). Дальнейшие сейсмические наблюдения, которые проводились здесь в советских и японских экспедициях, а также бурение по программе ODP (рис. 1), позволили гораздо более детально изучить строение и условия формирования осадочного чехла. В рамках проекта МПГ проведено обобщение имеющихся данных и выполнена корреляция сейсмических комплексов шельфа и в глубоководной области (рис. 9). Ниже приводится короткое описание комплексов осадочного чехла шельфа.

Комплекс PS.5 залегает в основании осадочного чехла рифтового грабена залива Прюдс (рис. 9). Он отличается высокой (4,8–5,0 км/с) скоростью сейсмических волн и достигает мощности 4,5 км. Комплекс PS.5 не был опробован бурением ODP, но по значениям скорости упругих волн, свойственным этой толще, предполагается, что он сложен молассоидными пермо-триасовыми отложениями, аналогичными осадкам оз. Бивер.

Комплекс PS.4 ограничен в кровле угловым несогласием, контрастно выраженным в сейсмической записи. В осевой части грабена мощность этого комплекса достигает 3,5 км (рис. 9). Вещественный и фациальный состав комплекса PS.4 был изучен в скважине 740, которая вскрыла около 200 м средней его части. В составе комплекса присутствуют алевролиты (в преобладающем количестве) и песчаники (красноцветы) с прослоями ископаемых почв и углей (Barron et al., 1991). Предполагается, что эти осадки в основном имеют флювиальное происхождение и накапливались в условиях теплого, сухого климата. Возраст пород из опробованной части комплекса установить не удалось (Barron et al., 1991). По нашим представлениям, комплекс PS.4 накопился в период основной фазы рифтогенеза, завершившейся разделением литосферных плит, и, таким образом, сложен позднеюрско-раннемеловыми осадками.

Комплекс PS.2B имеет покровный облик, распространяясь на большей части шельфа залива Прюдс, и перекрывает комплекс PS.4 или кристаллический фундамент в западном борту грабена (рис. 9). По данным бурения в составе комплекса PS.2B преобладают песчаники, содержащие тонкие прослои сильно сцементированных осадков, и алевролиты с остатками углифицированного растительного материала (Barron et al., 1991). Осадки вскрытой части разреза имеют раннемеловой (альбский) возраст, а их формирование происходило в условиях холодного влажного климата.

Рис. 9. Глубинный разрез через залив Прюдс и глубоководную область моря Содружества с установленными сейсмическими горизонтами и комплексами осадочного чехла (построен на основе сейсмического профиля ПМГРЭ 1987 г. в заливе Прюдс и профиля, выполненного по проекту МПГ в глубоководной акватории). Возраст комплексов осадочного чехла шельфа залива Прюдс: PS.5 – пермь-триас; PS.4 – поздняя юра – ранний мел; PS.2B – ранний мел; PS.2A – средний эоцен – квартер. Возраст горизонтов осадочного чехла глубоководной области: CS1 – ~134 млн. лет; CS2 – ~120 млн. лет; CS3 – 42–40 млн. лет; CS4 – ~34 млн. лет, CS5 – ~24 млн. лет, CS6 – 14–13 млн. лет. Положение разреза показано на врезке.

Верхний комплекс осадочного чехла шельфа PS.2A распространяется на площади от среднего шельфа до континентального склона (рис. 9). Главной отличительной чертой этого комплекса является наличие в нем проградационных (наращивающихся в сторону океана) серий (клиноформ) с отчетливой внутренней расслоенностью. Некоторые серии в направлении внутреннего шельфа выполаживаются, приобретая агградационную (т. е. наращивающуюся вверх по разрезу) слоистость с пологим залеганием отражающих границ. Комплекс PS.2A пробурен четырьмя скважинами ODP, которые охарактеризовали большую часть его разреза (рис. 1, 9). В базальной части комплекса, вскрытого скважиной 1166, обнаружены песчаники средне-, позднеэоценового возраста, отлагавшиеся во флювиальных руслах и затапливаемых приливных бассейнах или лагунах в условиях влажного, холодного климата. Остальная часть разреза имеет пост-раннеолигоценовый возраст и включают в себя массивные и стратифицированные диамиктиты ледникового и ледниково-морского генезиса (Barron et al., 1991).

Осадочный чехол глубоководной области моря Содружества и моря Дейвиса изучался многими специалистами, в результате чего появилось несколько независимых сейсмостратиграфических моделей, которые во многом отличались друг от друга по набору выделяемых горизонтов, положению в разрезе и интерпретации их природы и возраста. После проведения ПМГРЭ регулярных исследований МОГТ на континентальной окраине Восточной Антарктиды и анализа всех существующих сейсмических данных была выполнена идентификация и взаимная корреляция основных региональных несогласий на всей площади работ и создана универсальная сейсмостратиграфическая модель (Leitchenkov et al., 2007), которая усовершенствована и уточнена, благодаря исследованиям по проекту МПГ.

В универсальной стратиграфической модели, разработанной нами для глубоководной области континентальной окраины Восточной Антарктиды на основе отечественных сейсмических данных, региональные отражающие границы нумеруются вверх по разрезу цифрами от «1» до «5» и имеют буквенные коды WS, RLS, CS и WL (аббревиатуры английских названий морей или прилегающих Земель – Weddell Sea, Riiser-Larsen Sea, Cosmonaut Sea/Cooperation Sea, Wilkes Land margin; Leitchenkov et al., 2007). Для унификации модели было принято решение, что кровля рифтового структурного этажа (или, иначе говоря, несогласие, образованное в результате разновозрастного раскола Гондваны) обозначается цифрой «1», а подошва синледниковых осадков (т. е., граница, которая маркирует начало активных склоновых процессов, связываемых с крупномасштабным оледенением материка в раннем олигоцене – цифрой «4».

Основным критерием для идентификации нижнего горизонта осадочного чехла CS1, который отождествляется с поверхностью несогласия в кровле рифтового структурного этажа, является различие характера сейсмической записи в подстилающей и перекрывающей толщах (рис. 10), обусловленное изменением обстановки осадконакопления с преимущественно континентальной на морскую. Такие различия наблюдаются почти на всех разрезах, пересекающих континентальную окраину района исследований, позволяя достаточно уверенно выделять этот принципиальный раздел осадочного чехла. Сам горизонт CS1 представлен непрерывным рефлектором переменной амплитуды (рис. 10), который налегает на фундамент на расстоянии 5–50 км в сторону суши от границы континент-океан.

Рис. 10. Интерпретированный сейсмический разрез глубоководной области моря Содружества, демонстрирующий положение основных горизонтов осадочного чехла и структуру сейсмической записи ограниченных ими комплексов. Положение разреза показано на рис. 9.

Несогласие в кровле рифтового этажа выделено по сейсмическим данным на многих (хотя и не на всех) пассивных континентальных окраинах. Его образование связывается с эрозией отложений на конечной стадии рифтогенеза (перед началом спрединга морского дна) за счет термального подъема земной коры при внедрении горячей астеносферной мантии (Ziegler & Cloetingh, 2004). Таким образом, возраст горизонта CS1 приблизительно соответствует началу спрединга морского дна в море Содружества и составляет ~134 млн. лет.

Рифтовый структурный этаж заполняет региональные прогибы внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов и локальные структуры растяжения (полуграбены) в кристаллическом фундаменте на шельфе и под верхним подножием континентального склона. Депоцентр рифтового структурного этажа располагается примерно посередине между внутренней границей окраинного рифтового грабена и границей континент-океан. Мощность слагающих его осадков в депоцентре составляет, в среднем, около 1 км, но напротив залива Прюдс она достигает 3,0 км.

Состав рифтового этажа предполагается по данным бурения на шельфе залива Прюдс и в Пертском бассейне (юго-западная окраина Австралии), который на этапе распада Восточной Гондваны находился в сходной тектонической, географической и климатической обстановке с бассейнами морей Содружества и Дейвиса (рис. 8А). На шельфе залива Прюдс рифтовые отложения предположительно вскрыты скважиной 740 (рис. 9), но не датированы из-за отсутствия ископаемых остатков. Согласно данным бурения, эти отложения представлены алевролитами и песчаниками (с прослоями ископаемых почв и углей), имеют флювиальное происхождение и накапливались в условиях теплого, сухого климата (Barron et al., 1991). В Пертском бассейне в составе рифтового структурного этажа доминируют песчаники континентального и мелководно-морского генезиса (Song et al., 2001). Не исключено, что в основании рифтового этажа глубоководной части бассейнов морей Содружества и Дейвиса присутствуют отложения ранней, пермо-триасовой фазы растяжения (рифтогенеза) земной коры, которые обнажаются в борту внутриконтинентальной рифтовой зоны ледников Ламберта и Эймери (Грикуров, 1980), предполагаются на шельфе залива Прюдс (Leitchenkov, 1991) и широко развиты на юго-западной окраине Австралии (Song et al., 2001).

Горизонт CS2 выделен на континентальной окраине Восточной Антарктиды от моря Рисер-Ларсена до моря Дейвиса (Leitchenkov et al., 2007). Подстилающий его сейсмический комплекс «CS2–CS1» в основном характеризуется параллельными непрерывными и прерывистыми внутренними отражениями, образующими тонкослоистую среду (рис. 10), которые характерны для морского гемипелагического осадконакопления с возможными влиянием склоновых процессов (оползней, турбидитных и обломочных потоков). Нижняя возрастная граница комплекса «CS2–CS1» определяется несогласием в кровле рифтового этажа (~134 млн. лет). Кровля комплекса (горизонт CS2) налегает на океанический фундамент в 50–150 км к северу от границы континент-океан в районе аномалии М6-М7 и, следовательно, не может быть древнее среднего валанжина (~128 млн. лет). Мы предполагаем, что образование горизонта CS2 связано со сменой режима осадконакопления, обусловленного началом интенсивного вулканизма в южной части плато Кергелен около 120 млн. лет назад. Мощность комплекса «CS2-CS1» в основном составляет 1,0–1,5 км. Максимальные ее значения (около 2 км) наблюдаются в море Содружества, в районе 76° в.д., 66° ю.ш., расположенном напротив центральной части залива Прюдс, что, вероятно, обусловлено более интенсивной поставкой терригенного материала речной системой, продолжавшей развиваться в долине внутриконтинентального рифтового грабена ледников Ламберта и Эймери. Низкое стояние уровня моря на протяжении нижнего мела (по крайне мере до апта), способствовавшее транзиту терригенных осадков через шельф, подтверждается данными пробоотбора на шельфе континентальной окраины Земли Мак-Робертсона, расположенном к западу от залива Прюдс (Truswell et al., 1999).

Горизонт CS3 прослеживается в пределах всей изученной в настоящее время индоокеанской континентальной окраины Восточной Антарктиды, представляя собой практически непрерывную отражающую границу с переменными динамическими свойствами. Комплекс «CS3-CS2» в основном представлен протяженными параллельными внутренними отражениями и по характеру сейсмической записи похож на подстилающие его комплекс «CS2-CS1» (рис. 10). Наибольшая его мощность (1,2–1,8 км) приурочена к верхнему и среднему подножию континентального склона моря Содружества. На шельфе залива Прюдс с глубоководным комплексом «CS3-CS2» отождествляется толща, в которой по данным бурения преобладают осадки флювиального генезиса (Barron et al., 1991; рис. 9) нижне– и верхнемелового возраста (альб – сантон). В кровле этой толщи выявлено стратиграфическое несогласие, означающее, что большая часть разреза была эродирована в периоды низкого стояния уровня моря.

Возраст горизонта «3» в глубоководной акватории был обоснован после проведения исследований в западной части континентальной окраины Земли Уилкса, где он налегает на океанический фундамент, датированный ранним эоценом, и маркирует заметные изменения в строении осадочного чехла, которые связываются нами с самым ранним этапом оледенения этой части антарктической окраины около 42–40 млн. лет назад (Leitchenkov et al., 2007).

Горизонт CS4 и соответствующие ему горизонты с номером «4» в других бассейнах антарктической окраины маркируют наиболее заметные преобразования структуры осадочного чехла и, как правило, представлены контрастной в сейсмической записи границей (рис. 10). Выше этой границы в разрезе появляются глубоководные каньоны и сопряженные с ними намывные прирусловые валы (боковые наносы), а также некоторые другие специфические сейсмофации (рис. 10). Принципиальные изменения в структуре осадочного чехла на региональной границе с номером «4» (CS4 в районе исследований) связываются с крупномасштабным оледенением Антарктиды около 34 млн. лет назад, когда ледовый щит достиг края шельфов, инициируя активные склоновые процессы (образование оползней, обломочных потоков и турбидитных течений (Kuvaas & Leitchenkov, 1992; Leitchenkov et al., 2007; Cooper et al., 2009). Комплексы, расположенные выше горизонта CS4, представляют собой синледниковую толщу осадочного чехла, т. е. осадочные отложения, которые на большей части изучаемой акватории формировались под влиянием осциллирующего ледникового покрова Антарктиды.

Основываясь на нашем предположении о среднеэоценовом возрасте горизонта CS3, глубоководный комплекс «CS4-CS3» отождествляется с нижней частью комплекса PS2A на шельфе залива Прюдс, который, согласно данным бурения, имеет средне-верхнеэоценовый возраст (рис. 9; Cooper & O’Brien, 2004). Осадки в это время отлагалась во флювиальных руслах и затапливаемых приливных бассейнах или лагунах в условиях влажного холодного климата (Cooper & O’Brien, 2004).

Комплекс «CS4-CS3» характеризуется параллельной слоистостью с непрерывными и прерывистыми, иногда изогнутыми внутренними отражениями, которые в большей мере типичны для гемипелагического осадконакопления. Он плавно увеличивается в мощности от первых сотен метров под верхним подножием континентального склона до 500–800 м под нижним подножием и выклинивается на поднятии плато Кергелен. В южной части моря Дейвиса под верхним подножием континентального склона были выявлены наклонные отражающие границы, которые налегают на горизонт CS3, образуя клиноформы, наращивающие разрез осадочного чехла в сторону океана (Лейченков и Гусева, 2006). Такая структура характерна для флювиальных конусов выноса и интерпретируется нами как авандельта. Максимальная скорость накопления осадочного комплекса «CS4-CS3» в нижнем подножии континентального склона составляла не более 50–60 м/млн. лет.

По результатам бурения установлено, что в течение относительно короткого времени позднего эоцена – раннего олигоцена сначала произошло падение уровня моря и эрозия шельфа (флювиально-лагунных отложений нижней части комплекса PS2A), затем трансгрессия с накоплением морских осадков и, наконец, наступление ледника на шельф, обеспечившее активную поставку осадочного материала в глубоководную область (Cooper & O’Brien, 2004). На протяжении олигоцена – среднего миоцена антарктический ледовый щит оставался нестабильным, циклично изменяясь по площади своего развития (политермальные условия; Zachos et al., 2001). В заливе Прюдс ледник периодически достигал края шельфа, осуществляя привнос терригенных осадков на континентальный склон, где происходила его дальнейшая транспортировка в направлении глубоководной котловины за счет склоновых процессов седиментации (Leitchenkov et al., 1994, Cooper & O’Brien, 2004). В периоды отступления ледника и повышения уровня моря, в подножии континентального склона, возможно, начинала преобладать гемипелагическая обстановка осадконакопления, но выделить эти события по сейсмическим данным не удается.

Начиная с позднего миоцена (около 14 млн. лет назад), когда ледовый щит Восточной Антарктиды достиг устойчивого равновесия (полярные условия), депоцентры сместились в сторону континентального склона, а в подножии континентального склона темп осадконакопления существенно (более чем в пять раз) снизился (Cooper & O’Brien, 2004). В плиоцене-плейстоцене режим седиментации на континентальной окраине резко изменился. Ледовый щит перекрывал большую часть шельфов, но оставался малоподвижным, в связи с чем поступление осадков в глубоководную область было очень незначительным. Единственным исключением являлется устье канала Прюдс, пересекающего шельф с юго-востока на северо-запад (рис. 9), вдоль которого осуществлялось активное движение выводного ледника, интенсивная поставка осадочного материала на континентальный склон и сфокусированная проградация, в результате которой бровка шельфа сместилась на 40 км в сторону океана (Leitchenkov et. al., 1994; Coper & O’Brien, 2004).

Все эти события отражаются в строении синледниковой толщи осадочного чехла («Дно-CS4»), который отличается разнообразием сейсмических фаций, с различной геометрией внутренних отражений и характерными особенностями внешней морфологии. В составе этой толщи выделен региональный горизонт CS5 и локальный горизонт CS6, которые маркируют вертикальное изменение сейсмофациальной структуры и являются важными индикаторами эволюции глубоководного бассейна. Время образования горизонта CS5 оценивается путем экстраполяции возраста осадков, вскрытых в забое скважины 1165 (~22 млн. лет; Cooper & O’Brien, 2004), расположенном на 200 м выше этого горизонта (с установленной скоростью осадконакопления в нижней части скважины около 100 м/млн. лет), и составляет ~24 млн. лет (граница олигоцена и миоцена), соответствуя оледенению Mi-1 (Zachos et al., 2001). Горизонт CS6 представляет собой контрастный рефлектор, но прослеживается только в пределах моря Содружества. Корреляция со скважиной 1165 показывает, что возраст этого горизонта составляет 13–14 млн. лет, т. е. его образование связано со стабилизацией антарктического оледенения в позднем миоцене.

Доминирующими фациями синледниковой толщи в глубоководной области района исследований являются погребенные глубоководные каньоны и сопряженные с ними прирусловые валы. Образование каньонов, их развитие и заполнение связываются с действием склоновых процессов (гравитационного массопереноса), наиболее существенными из которых, вероятно, являлись турбидитные потоки, приводившие к транспортировке осадочного материала через континентальный склон и подножие (иногда с эрозией ранее накопившихся осадков) и его переотложению. Прирусловые валы, в свою очередь, образуются при движении турбидитных (суспензионных) потоков вдоль подводных каньонов и осаждении тонкодисперсного материала на их краях, где скорость течений резко снижается (Faugerеs et al., 1999). В море Содружества подводные каньоны (погребенные и современные) прослеживаются до абиссальной котловины, так что общая их протяженность составляет более 500 км, а в троге Принцессы Елизаветы вырождаются в верхнем и среднем подножии склона (рис. 11). В море Дейвиса каньоны ранней генерации, сформировавшиеся в олигоцене, по своей протяженности были значительно (по меньшей мере, вдвое) короче тех, которые унаследовали их в миоцене и в более позднее (в том числе настоящее) время (рис. 11). Еще одним проявлением склоновых процессов являются оползни и обломочные потоки, образование которых связано с дестабилизацией континентального склона (в результате накопления избыточной массы терригенного материала, привнесенного ледниковым покровом на край шельфа) и дальнейшей транспортировкой осадков в глубоководную область. На сейсмических разрезах они выделяются в виде линз с хаотическими внутренними отражениями.

Рис. 11. Схема распространения осадочных фаций в синледниковой толще осадочного чехла. 1 – авандельта, 2 – поля развития иловых волн в постолигоценовых осадках, 3 – отложения обломочных потоков, 4 – современные подводные каньоны. Стрелками показано направление стока холодных вод и контурных течений.

В верхней (постолигоценовой) части синледниковой толщи, выше горизонта CS5, выявлены сейсмические фации с волнистой структурой отражений, генезис которых хорошо изучен на многих континентальных окраинах мира и в других районах Антарктики (Faugeres et al., 1999). Они обнаружены в погребенных прирусловых валах моря Содружества, вдоль подножия континентального склона северо-восточной части моря Дейвиса, в южной части котловины Лабуан и вдоль восточной окраины плато Кергелен, образуя изометричные и/или вытянутые в плане поля (рис. 11). Фации с волнистой структурой отражений представлены глинистыми осадками и в иностранной литературе получили название «иловые волны» («mud waves»; Faugeres et al., 1999), а их образование связывается с действием контурных и/или склоновых течений. Склоновые течения, в свою очередь обусловлены стоком холодных и плотных вод из-под шельфовых ледников Восточной Антарктиды. В море Содружества иловые волны образуют толщу мощностью до 1 км, указывая на длительное и устойчивое действие донных течений. Основание этой толщи расположено на более высоком стратиграфическом уровне, чем горизонт CS5, но не является отчетливым и хорошо коррелируемым отражающим горизонтом. По данным бурения в скважине 1165 иловые волны в море Содружества, образование которых связывается с подледным стоком холодных вод, начали развиваться около 18 млн. лет.

Плиоцен-плейстоценовое оледенение шельфа маркируется контрастным отражающим горизонтом в основании проградационной толщи (конуса выноса) устья канала Прюдс, которая резко утоняется в сторону океан (рис. 9, 10). Слой осадочных отложений этого возраста, вероятно, присутствует в самой верхней части осадочного чехла района исследований (рис. 10).

Мощность синледниковой толщи значительно изменяется в пределах района исследований. В подножии континентального склона моря Дейвиса и в троге Принцессы Елизаветы она составляет в среднем 1,0–1,3 км, но в море Содружества (между 66⁰ и 72⁰ в.д.) увеличивается до 2,2–2,8 км, что связано с активным выносом терригенных осадков выводным ледником (палеоледником) Ламберта (уместно сказать, что это самые большие значения мощности постэоценовых синледниковых осадков на континентальной окраине Восточной Антарктиды). Суммарная мощность осадочного чехла района исследований по проекту МПГ составляет от 5,0 до 9,0 км в подножии континентального склона моря Содружества; 2,5–4,5 км в троге Принцессы Елизаветы и 0,5–2,5 км на поднятиях фундамента шельфа, в глубоководной котловине северной части моря Содружества и на подводном плато Кергелен.