Строение и история развития литосферы

Детальное петрохимическое изучение лишь в очень малой степени затронуло раннедокембрийские массивы, поэтому главным критерием для суждения о геодинамической природе этих структур остаются данные Sm-Nd метода, указывающие на длительность и многостадийность их формирования при чрезвычайно большом временном разрыве между зарождением ювенильного протолита и кратонизацией коры. Это ставит под сомнение орогенную s. str. природу древнейших комплексов и подтверждает вероятность образования структур ранней стабилизации без участия конвергентных процессов, что уже неоднократно упоминалось в литературе по раннему докембрию (Лобач-Жученко, 2009; Шарков, Богатиков, 2009).

Что касается новейших данных против конвергентной природы пан-африканского тектонического события, то они лишь возрождают традиционную точку зрения отечественных геологов, всегда отстаивавших мнение о том, что 550–500 млн. лет в Восточной Антарктиде происходили процессы двух принципиально различных типов. На тихоокеанской активной окраине это был подлинный орогенез, приведший к формированию аккреционного (росского) складчатого пояса Трансантарктических гор, тогда как в остальной части Восточной Антарктиды проявилась лишь синхронная тектоно-магматическая активизация (Равич, Грикуров, 1970; Грикуров и др., 1970). Наиболее интенсивной переработке подверглась гренвильская система Земли Королевы Мод, где произошло массовое внедрение чарнокитовых интрузий, в меньшей степени были затронуты раннедокембрийские области. В целом же зоны пан-африканской активизации не продуцировали значимых объемов новой континентальной коры и по этому признаку могут быть отнесены к категории анорогенных структур, развивавшихся внутри уже существовавшей обширной материковой массы (восточно-гондванского суперконтинента).

Показателен пример хр. Шеклтона, характеризующегося сочетанием интенсивно проявленной тектоники срыва и полной амагматичности. В его чешуйчато-надвиговом строении участвуют сложно дислоцированные позднерифейско-раннепалеозойские формации и частично «омоложенные» до уровня ~ 500 млн. лет раннедокембрийские комплексы; присутствуют также офиолитоподобные ассоциации пород, датируемых в интервале от 1000 до 500 млн. лет, но не отмечается никаких проявлений конвергентного раннепалеозойского магматизма. В литературе распространено мнение о том, что хр. Шеклтона представляет собой фрагмент протяженного пан-африканского коллизионного орогена, сформированного в результате закрытия обширного (Мозамбикского) океана (Buggisch & Kleinschmidt, 2007). С нашей точки зрения более вероятно, что наблюдаемые здесь признаки коллизионной тектоники могут быть следствием транспрессивного сближения плит, случившегося практически сразу после возникновения разделившей их дивергентной границы, которая не успела еще развиться в зрелый океан. Возможно, зона смятия хр. Шеклтона занимает промежуточное положение (в пространственном и генетическом смысле) между подлинно орогенными и активизациоными структурами, подчеркивая вероятность причинно-следственной связи между палеотихоокеанскими (росскими) и внутригондванскими (пан-африканскими) событиями. С этих позиций к пан-африканской активизации вполне применимо понятие «телеорогенез», подразумевающее, что ее наблюдаемые симптомы суть проявления дистальной (внутриплитной) реакции на мощные конвергентные процессы, развившиеся на тихоокеанской окраине Гондваны в самом начале палеозоя.

3. Горно-складчатые сооружения Трансантарктических гор и Западной Антарктиды

Горно-складчатые сооружения этих районов являются компонентами Тихоокеанского подвижного пояса. Они включают несколько кулисообразно расположенных и разнородных по строению, протяженности и времени формирования складчатых систем и зон, последовательно омолаживающихся в направлении тихоокеанского побережья. Конвергентные явления, обусловившие их формирование, носили как субдукционный, так и коллизионный характер, но относительная роль этих геодинамических процессов в общем балансе аккреционного разрастания этой части материка остается во многом неясной.

Наиболее изученными звеньями тихоокеанского обрамления Антарктиды, обладающими ярко выраженными признаками надсубдукционного развития в режиме активной окраины, являются неопротерозойско-раннепалеозойский складчатый пояс Трансантарктических гор (росский ороген) и мезозойско-кайнозойская складчатая область Антарктического полуострова и прилегающих к нему островов (андский ороген, или Антарктанды). Расположенные между ними системы складчатых сооружений хуже обнажены и слабее исследованы, и их возрастная и тектоническая классификации во многом неоднозначны.

Росская складчатая система преимущественно сложена поздненеопротерозойско-кембрийскими осадочными толщами (турбидиты, известковистые и кластические осадки), прорванными известково-щелочными гранитоидами I– и S-типа. Локально присутствуют вулканогенные толщи с геохимическими признаками океанического происхождения. Складчатые комплексы и интрузии перекрыты недислоцированными девонско – триасовыми кластическими отложениями («супергруппа Бикон»), повсеместно пронизанными силлами юрских долеритов и местами увенчанными покровами одновозрастных базальтов. Заложение и развитие росского орогена на докембрийском кристаллическом цоколе подтверждается наличием переработанных выступов последнего среди складчатых комплексов Трансантарктических гор, а также значениями модельных Sm-Nd возрастов T

гранитоидных пород в диапазонах 900–1400, 1100–1700 и 1700–2200 млн. лет. Наиболее молодые протолиты установлены на южном, приполюсном фланге горной системы (Borg & DePaolo, 1994).

Геодинамическая история росского орогена интерпретируется как результат эволюции палеотихоокеанской рифтовой окраины Восточно-Антарктического континентального массива. Предполагается, что, возникнув в позднем докембрии вдоль некоторого океанического раскрытия, эта окраина к началу кембрия уже переродилась из пассивной в активную, что выразилось в интенсивном формировании надсубдукционных известково-щелочных магматитов. Эволюция россид носила бурный характер, хотя была относительно недолговременной (560–480 млн. лет).

Магматическая дуга Антарктанд сложена пёстрыми по составу и разнообразными по возрасту осадочными, вулканогенно-осадочными и вулканическими толщами и многочисленными плутонами известково-щелочной серии широкого возрастного диапазона, охватывающего весь мезозой и кайнозой и, возможно, часть палеозоя. Геологические свидетельства существования домезозойского фундамента ограничены редкими выходами ортогнейсов с возрастом, приближающимся к 500 млн. лет, однако значения модельных возрастов T

, достигающие 1000–1250 млн. лет, указывают на вероятность зарождения континентального фундамента дуги не позднее мезо-неопротерозоя. Выделяются четыре главные фазы магматической деятельности (Millar et al., 2002): пермо-триасовая (с двумя эпизодами на рубежах 260–230 и 225–200 млн. лет), которая связывается с наиболее ранними конвергентными процессами; юрская (от 185 до 155 млн. лет), обусловленная рифтингом и началом раскола тихоокеанской окраины Гондваны; меловая-палеоценовая (от 145 до 55 млн. лет с пиком в интервале 125–100 млн. лет), связываемая с интенсивной субдукцией плиты «Феникс», и миоцен-четвертичная (от 15–10 млн. лет до квартера), представленная внутриплитными магнезиально-щелочными базальтоидами.

Развитие Антарктанд в течение палеозоя и большей части триаса происходило в составе пассивной окраины гондванского суперконтинента. В конце триаса, по-видимому, началась трансформация пассивной окраины в активную и наступила кратковременная эпоха субдукции, обусловившая к рубежу триаса и юры аккрецию осадочных призм и появление первых интрузий известково-щелочной серии. Затем субдукция приостановилась, и позднетриасовая активная окраина в течение ранней юры подверглась денудации, а в начале среднеюрской эпохи стала ареной интенсивного рифтогенеза. Мощные проявления юрского кислого (корового) магматизма продолжались до начала мела, а к середине мелового периода на фронтальном фланге дуги уже в полной мере возродилась субдукция, и установившийся с этого момента режим активной окраины просуществовал вплоть до ее отмирания в позднем кайнозое.

Росский и андский орогены разделены меньшими по размеру системами складчатых сооружений. Вдоль побережья моря Амундсена фрагментарно обнажаются неравномерно метаморфизованные преимущественно магматические комплексы и обрывки складчатых стратифицированных толщ. Преобладают гранитоиды, внедрение которых происходило от 320 до 110–95 млн. лет назад (Mukasa, Dalziel, 2000), но встречаются и ортогнейсы с возрастом порядка 500 млн. лет, указывающие на вероятность присутствия раннепалеозойского или переработанного докембрийского кристаллического субстрата. С этим согласуются и величины T

, составляющие 600–1500 млн. лет. Юрско(?) – раннемеловой эффузивный магматизм представлен слабо деформированными, преимущественно пирокластическими толщами с подчиненными лавами среднего-кислого состава. Массивы гранитоидов и сиенитов с возрастом, близким к 100 млн. лет, имеют анорогенную природу. Приведенные сведения указывают на вероятность принадлежности данной области к энсиалической магматической дуге (средне?)палеозойско-раннемезозойского возраста, выделяемой в качестве амундсенского орогена.

На крайнем западе Земли Мэри Бэрд структуры амундсенского орогена резко сменяются толщами монотонных, интенсивно дислоцированных, слабо метаморфизованных граувакко-аргиллитовых турбидитов, содержащих обломочные цирконы с возрастами 500 и более млн. лет. Толщи вмещают массивы девонско-каменноугольных известково-щелочных гранитоидов I-типа (380–340 млн. лет; Sr

= 0,704–0,706; Pankhurst et al., 1998), а также интрузии меловых гранитов А-типа (100–105 млн. лет). Модельные возрасты T

в этой зоне составляют 1300–1900 млн. лет, указывая совместно с датировками детритовых цирконов на сравнительно древнюю континентальную предысторию. Совершенно идентичные метаосадочные толщи, также вмещающие среднепалеозойские граниты, слагают крайнюю северную оконечность Трансантарктического хребта. Здесь метатурбидиты датируются ранним ордовиком на основании единственной палеонтологической находки, а также по коллизионному характеру сочленения с росским орогеном, подчеркнутому наличием сутуры с ультрабазитами и эклогитами и тектонизацией пород на рубеже около 480 млн. лет.

Деформация метатурбидитов произошла, таким образом, по крайней мере на 100 млн. лет раньше внедрения девонско-каменноугольных гранитов, что ставит под сомнение конвергентную природу среднепалеозойского магматизма и заставляет предполагать его внутриплитный характер. Пока не найдено также убедительное объяснение современного расположения раннепалеозойских метатурбидитовых толщ и заключенных в них среднепалеозойских гранитов на расстоянии более тысячи километров друг от друга, на противоположных бортах рифтогенного осадочного бассейна моря Росса. Тем не менее эти дистальные блоки принято выделять в качестве ранне-средне(?)палеозойского борхгревинкского орогена, который мог сформироваться на месте аллохтонного террейна в ходе причленения его к складчатому поясу Трансантарктических гор в эпоху росских деформаций. Возможно, что борхгревинский ороген имеет коллизионную границу не только с росским, но и с амундсенским орогеном, и что к разделяющей их сутуре приурочен вскрытый в горах Фосдик гнейсово-мигматитовый комплекс высоких ступеней метаморфизма с изотопными возрастами на уровне около 100 млн. лет. В такой интерпретации амундсенский ороген также предстает аллохтоном (возможно, частью крупного террейна, включавшего Новую Зеландию), который присоединился к борхгревинскому блоку в середине мелового периода. Растяжение и рифтинг, начавшиеся немедленно вслед за коллизией, обусловили откол Новой Зеландии от Антарктиды и быструю эксгумацию нижнекоровых уровней сутурного шва с выводом на поверхность глубинного метаморфического ядра (Smith, 1997).

Складчатые зоны, расположенные в обрамлении южной части осадочного бассейна моря Уэдделла, по нашему мнению, возникли внутри плит, а не на их границах, то есть их формирование не совершалось непосредственно в конвергентных обстановках, хотя, конечно, было отголоском взаимодействия плит, происходившего в антарктическом регионе. Неопротерозойско-раннепалеозойская складчатая зона рассматривается как внутриплитное продолжение росского орогена, отличаясь от него практически полным отсутствием гранитоидного магматизма. Позднепалеозойско-раннемезозойская зона сложена мощными кембрийскими карбонатно-терригенными и вулканогенными формациями и перекрывающими их «биконскими» кластическими осадочными отложениями среднего – верхнего палеозоя, которые здесь интенсивно дислоцированы и образуют с кембрийскими толщами единую складчатую структуру. Росские интрузии отсутствуют, но есть плутоны юрских гранитоидов, одновозрастные с трапповым магматизмом Трансантарктических гор и являющиеся, возможно, производными траппового очага. Позднемезозойская складчатая зона у основания Антарктического полуострова – единственный район в Антарктандах, где интенсивной складчатости подвергнуты (?)юрско-нижнемеловые вулканогенно-осадочные толщи, прорванные гранитоидами с возрастом порядка 100 млн. лет. Внедрение этих интрузий и деформацию вмещающих их толщ трудно увязать с субдукцией на западном побережье магматической дуги Антарктического полуострова, поэтому мы считаем внутриплитный характер этих процессов более вероятным.

Таким образом, росский и андский орогены являются с нашей точки зрения активными окраинами Антарктической платформы, последовательно сменяющими друг друга по простиранию ее тихоокеанского фланга и во времени. Пространственное положение росского орогена не изменилось со времени его возникновения, но андский ороген, возможно, отдалился от своей первоначальной позиции в ходе континентального рифтогенеза и спрединга при формировании осадочного бассейна моря Уэдделла. Внутриплитные складчатые зоны в южном обрамлении этого бассейна могут, вероятно, быть следствием деформации осадочного наполнения краевых прогибов платформы, аккумулировавших стратиграфические эквиваленты разреза близлежащих орогенов.

Палеогеодинамическая реконструкция борхгревинкского и амундсенского террейнов менее определенна. Можно лишь предположить, что они вряд ли являются экзотическими пришельцами из далеких краев планеты и скорее всего представляют собой фрагменты западно-антарктического блока Гондваны, испытавшего сложные раздвигово-конвергентные события в палеозое и мезозое, а затем глубокие преобразования в ходе позднемелового-кайнозойского растяжения, приведшего к формированию моря Росса и подледных впадин в центральной части Западной Антарктиды.

4. Осадочные бассейны

Седиментационные бассейны с мощным осадочным наполнением играют важную роль в тектоническом устройстве Антарктики. Их общая площадь сопоставима с размерами описанных выше докембрийских платформенных и фанерозойских складчатых структур, служащих фундаментом бассейнов как в пределах пассивной континентальной окраины, так и в крупных внутриматериковых депрессиях, занятых шельфовыми ледниками морей Уэдделла и Росса и ледовым куполом центральной части Западной Антарктиды. Специфической особенностью антарктических бассейнов является их распространение далеко за пределы границы континент-океан с образованием практически непрерывной циркум-антарктической каймы внушительных по мощности преимущественно обломочных отложений, перекрывающих океаническую кору.

4.1. Бассейны западной Антарктики

В западной Антарктике расположены два крупнейших бассейна морей Росса и Уэдделла, которые распространяются не только на соответствующие океанические акватории и континентальные окраины, но имеют и внутриматериковое продолжение. Осадочные бассейны меньшего размера протягиваются также вдоль всего тихоокеанского побережья Западной Антарктиды и прерываются только на северной оконечности Антарктанд, где континентальная кора граничит непосредственно с некомпенсированными глубоководными желобами.

4.1.1. Бассейн моря Росса

Тектоническая природа бассейна моря Росса определенно увязывается с континентальным рифтогенезом в распадавшейся Гондване. Первым признаком этого процесса был среднеюрский базальтовый магматизм, широко проявленный в Трансантарктических горах («супергруппа Феррар») и, возможно, распространявшийся также в область будущего бассейна моря Росса. В австрало-новозеландско-антарктическом блоке Гондваны, сохранявшемся после отделения от Антарктиды Африки и Индостана, интенсивность растяжения достигла максимума в середине мелового периода (105–90 млн. лет) в направлении, ортогональном простиранию Трансантарктических гор. В результате вдоль росского орогена в это время возникла серия «несостоявшихся» рифтов, в совокупности образующих Западно-Антарктическую рифтовую систему площадью более 1 млн. км

и шириной от 600 км на юге до 1200 км в северной части моря Росса, где величина горизонтального расширения растянутой коры превысила 100 % (Siddoway, 2008). Столь значительное увеличение площади бассейна уже на ранней стадии его формирования может объяснить наблюдаемую ныне разобщенность фрагментов борхгревинкского орогена на Землях Мэри Бэрд и Виктории, практически не затронутых растяжением, особенно если учесть вероятность некоторого латерального разрастания площади бассейна и в течение кайнозоя.

В пределах рифтовой системы складчатый и/или кристаллический фундамент (возможно, частично перекрытый «биконским» чехлом и «феррарскими» базальтоидами) испытал сложное горсто-грабеновое расчленение, что привело к резким перепадам глубин его залегания (и, соответственно, мощности осадочного чехла). В центральном горсте фундамент практически обнажается на поверхности дна, тогда как в непосредственной близости к уступу Трансантарктических гор консолидированный слой континентальной коры утонен до 5 км и погружен на 15–16 км ниже уровня моря, то есть общая мощность земной коры составляет здесь около 20 км. Сходное соотношение консолидированного и осадочного слоев наблюдается и в депоцентрах северо-восточной части бассейна. В горстах общая мощность континентальной коры также близка к 20 км, но в основном за счет ее консолидированного слоя. В грабенах в составе чехла ведущая роль принадлежит позднемеловому рифтогенному комплексу; пострифтовые преимущественно ледниково-морские отложения развиты повсеместно.

Раскол литосферы на юго-восточной окраине Гондваны, включавшей Западную Антарктиду, плато Кемпбелл и Новую Зеландию, произошел около 80 млн. лет назад вдоль побережья Земли Мери Бэрд и северной оконечности моря Росса, а интенсивное растяжение между Западной и Восточной Антарктидой привело лишь к формированию обширной рифтовой системы (Siddoway, 2008). В наиболее удаленной от побережья части бассейна моря Росса под ледовым куполом Западной Антарктиды известна линейная депрессия коренного ложа глубиной свыше 2000 м ниже уровня моря, которая, судя по геофизическим признакам, может быть заполнена магматическими породами основного состава. Возможно, здесь существует эмбриональный океанический рифт – отмерший, если время его возникновения соответствует ранним этапам формирования бассейна, или зарождающийся, если он является продуктом продолжающегося растяжения литосферы.

4.1.2. Бассейн моря Уэдделла

Процесс рифтогенной деструкции Гондваны наиболее ярко отразился в эволюции северного района бассейна моря Уэдделла. Этот район расположен на океанской коре, формировавшейся после откола африканско – южноамериканского блока от Антарктиды в конце средней юры (~ 160 млн. лет назад), и, следовательно, бассейн на этом месте просто не мог возникнуть до раскола Гондваны. Здесь в разрезе чехла доминируют позднеюрские и более молодые пострифтовые («постраспадные») комплексы сравнительно умеренной мощности, которая возрастает до 5–7 км лишь при приближении к шельфу Антарктического полуострова. Еще одним отчетливым признаком «распадных» событий служит распространение вдоль северо-восточного побережья моря Уэдделла рифтовых комплексов чехла, насыщенных стратиформными базитами (пассивная вулканическая окраина) при незначительной роли пострифтовой составляющей.

Западная, центральная и южная части бассейна сейсмическими методами практически не исследованы, хотя именно здесь, судя по магнитным данным, располагаются крупные депоцентры с мощностями осадочного наполнения, часто превышающими 10 км, а иногда и 13–15 км. Предполагается, что вся эта область подстилается растянутой континентальной корой, и что здесь могут находиться глубоко погребенные и поэтому пока не выявленные грабены, которые формировались и заполнялись осадками одновременно с вулканизмом пассивной окраины северо-восточного побережья моря Уэдделла и юрским магматизмом Антарктического полуострова (Millar et al., 2002). Однако присутствие таких комплексов и более молодых пост-рифтовых осадков вряд ли может объяснить столь значительную мощность осадочного чехла на всей площади бассейна моря Уэдделла. Скорее всего, это связано еще и с тем, что в истории континентальной части бассейна имелся «дораспадный» этап. Так, к востоку от Антарктического полуострова уже с позднетриасового времени существовал эпиконтинентальный задуговой бассейн Антарктанд, где накопление нижних горизонтов чехла бассейна могло предшествовать вовлечению всей области моря Уэдделла в позднемезозойские процессы рифтинга. Еще раньше интенсивное осадконакопление происходило, по-видимому, в южной шельфовой части бассейна, своеобразное глубинное строение которой охарактеризовано дискретными данными МПВ и профилем ГСЗ, пересекающим самый глубокий депоцентр бассейна вдоль южного побережья моря Уэдделла (Hubscher et al., 1996; Leitchenkov, Kudryavtsev, 2000).

Здесь в верхней части разреза земной коры выделен низко-среднескоростной осадочный слой мощностью 10–13 км, коррелируемый с рифтовыми и пострифтовыми комплексами мезозоя-кайнозоя. Ниже непрерывно прослеживается слой с промежуточными сейсмическими скоростями 5.3–5.8 км/с, мощность которого от краев бассейна к центру изменяется от 8–10 до 7 км. Этот слой, в свою очередь, залегает непосредственно на высокоскоростной нижней коре мощностью от 7 до 10 км. Вдоль большей части профиля ни в поверхности промежуточного слоя, ни в кровле нижней коры отчетливых горсто-грабеновых структур не выявлено.

Сейсмические скорости в промежуточном слое характерны для литифицированных осадочных толщ, которые могут быть представлены аналогами прерывисто-складчатых комплексов внутриплитных систем, окружающих южную часть бассейна моря Уэдделла, и/или их субплатформенными эквивалентами, сопоставимыми с недислоцированными чехлами Восточной Антарктиды. В любой интерпретации фактом остается очень большая (возможно, свыше 20 км) суммарная мощность преимущественно осадочных толщ в южной части бассейна моря Уэдделла, подстилающихся утоненной (рифтовой) континентальной корой. Стратиграфический диапазон этих толщ охватывает практически весь фанерозой и может быть даже эокембрий и свидетельствует о том, что у позднемезозойско-кайнозойского этапа эволюции бассейна, связываемого с распадом Гондваны, была длительная седиментационная предыстория, возможно, прерывавшаяся фазами внутриплитных деформаций, но в целом характеризующаяся преобладанием погружений и осадконакопления. Наиболее близкими аналогами бассейна моря Уэдделла по аномальному строению земной коры и, вероятно, по геологической истории являются Восточно-Баренцевский, Южно-Карский и Прикаспийский бассейны, геодинамическая эволюция которых до сих пор не получила однозначного толкования.

Обширнейший бассейн моря Уэдделла в своей северо-западной части отделен эоцен-миоценовой вулканической дугой и зоной палеосубдукции от небольшого задугового бассейна Пауэлл. Несмотря на малые размеры бассейна, в его фундаменте распознаются океаническая кора в центральной части, континентальная кора с выраженными структурами растяжения и крутыми трансформными границами на флангах, и узкие зоны переходного характера, в которых могут присутствовать как блоки сильно модифицированной континентальной коры, так и протрузии мантийного вещества (King et al., 1997). Мощность осадочного чехла в бассейне преимущественно составляет 1–2 км и лишь изредка превышает 3 км.

4.1.3. Бассейны морей Амундсена и Беллинсгаузена

Континентальная окраина морей Амундсена и Беллинсгаузена изучена очень плохо. На многих участках, особенно в море Амундсена, отсутствуют не только данные морских сейсмических исследований, но даже достоверная батиметрическая информация, позволяющая надежно оконтурить бровку шельфа. По имеющимся отрывочным сведениям, шельф моря Амундсена расширяется в восточном направлении от ~ 100 км на границе с морем Росса до 300 км при переходе к морю Беллинсгаузена. Под ним и в области континентального склона и подножья вероятно существование кайнозойского бассейна с мощностью чехла свыше 3 км, формировавшегося после отделения от Земли Мэри Бэрд новозеландского блока и возникновения пассивной окраины моря Амундсена.

Шельф моря Беллинсгаузена, наоборот, сужается в восточном направлении по мере приближения зоны палеосубдукции к Антарктическому полуострову и островам южной ветви дуги Скоша. Здесь между 63°з.д. и 70°з.д. проведены сейсмические исследования, выявившие существование позднекайнозойского преддугового бассейна с мощностью чехла более 2 км. Со стороны океана бассейн ограничен поднятием фундамента, мористее которого мощность чехла возрастает (в подножии континентального склона) до 6 км за счет интенсивного выноса ледникового терригенного материала с гор Антарктического полуострова. Преддуговая впадина продолжается, вероятно, от участка сейсмических исследований в западном направлении.

4.2. Бассейны морей индоокеанского сектора Антарктики

Осадочные бассейны, расположенные на индоокеанской пассивной окраине Восточной Антарктиды и в прилегающей океанической акватории, на протяжении последних десятилетий являлись главным объектом отечественных исследований, а также изучались совместными усилиями экспедиций разных стран, в том числе по программе МПГ 2007–2009 гг. Крупные осадочные бассейны выявлены в морях Рисер-Ларсена, Космонавтов, Содружества, Дэйвиса и в акватории, прилегающей к Земле Уилкса, и осуществлена интерпретация полученных данных с позиций геодинамической истории этих бассейнов.

В бассейне моря Рисер-Ларсена максимальная мощность осадочного чехла превышает 7 км в наиболее глубокой части периконтинентального рифта. Сложная комбинация рифтовых и сдвиговых сегментов границы континент-океан определяется обилием палеотрансформных разломов. Западной границей бассейна служит подводное вулканическое плато, южная часть которого составляет восточное окончание континентальной вулканической окраины морей Уэдделла и Лазарева, а северная располагается уже на океанической коре, утолщенной в этом районе до 8–10 км. Рядом (в северной части моря Лазарева) находится другое такое же океаническое плато. Восточной границей бассейна является длинное подводное ответвление кристаллического цоколя Восточной Антарктиды, вдающееся в море далеко за пределы береговой линии. Формирование бассейна моря Рисер-Ларсена началось 180–160 млн. лет назад под влиянием развившегося в это время рифтогенеза Гондваны и продолжилось в ходе откола Африки от Антарктиды (конец средней юры) и последующего раскрытия Индийского океана. Имеются признаки переориентации движения плит в результате перескока оси спрединга через 6–7 млн. лет после его начала (Leitchenkov et al., 2008), что могло привести к усложнению конфигурации границы континент-океан.

Бассейны морей Космонавтов, Содружества и Дейвиса протягиваются от 35° до 105°в.д. в виде цепочки, звенья которой отделены друг от друга пережимами в поперечной ширине бассейнов, особенно заметными по их наиболее углубленным частям. С востока эта практически непрерывная система бассейнов замыкается небольшим вулканическим плато на континентальной окраине моря Дейвиса, за которым начинается протяженный бассейн морей континентальной окраины Земли Уилкса и Австрало-Антарктической котловины. Как и в бассейне моря Рисер-Ларсена, максимальные мощности чехла превышают 7 км и приходятся на осевую зону периконтинентального рифта. Почти таких же значений достигает мощность осадочного наполнения в узком внутриконтинентальном ответвлении бассейна моря Содружества – рифте ледника Ламберта-Эймери.

В секторе, занятом рассматриваемой группой бассейнов, пассивная окраина формировалась в результате рифтогенеза и последующего разделения Индии и Антарктиды, начиная с позднеюрского времени. Время раскола литосферных плит было установлено в ходе детальных геофизических исследований по программе МПГ в сезон 2007–2008 гг. в морях Содружества и Дейвиса, где надежно задокументирована последовательность спрединговых аномалий от М11А (134 млн. лет) до М2 (122,5 млн. лет). Другими важными результатами работ МПГ явилось подтверждение методом ГСЗ и МПВ континентальной природы южной части плато Кергелен, а также вывод о перескоке около 128 млн. лет назад оси спрединга на север из ее первоначального положения вдоль современной континентальной окраины моря Содружества. Последнее наблюдение позволило предложить новую реконструкцию геодинамических событий в этом районе. Согласно этой модели, в начальной фазе океанического раскрытия между Антарктидой и Индостаном блок утоненной континентальной коры, подстилающий плато Кергелен, был частью индийской окраины, но в результате перескока оси спрединга отделился от нее и сохранил суб-Антарктическое положение (Лейченков и др., этот сборник). Превращение этого блока в вулканическое плато произошло в ходе интенсивного базальтового магматизма, закончившегося около 120 млн. лет назад.

Бассейн континентальной окраины Земли Уилкса и Австрало-Антарктической котловины протягивается от 115° до 150°в.д. и является самым крупным в индоокеанском секторе Антарктики как по общему размеру, так и по площади, в пределах которой мощность осадочного чехла превышает 10 км. Это связано с тем, что в своем развитии этот бассейн прошел чрезвычайно длительную стадию рифтовой деструкции континентальной коры, начавшуюся в поздней юре и продолжавшуюся свыше 80 млн. лет. К концу этого периода растяжение литосферы между Австралией и Антарктидой достигло экстремального уровня, и во внешней полосе периконтинентального рифта шириной до 100 км образовалось «мантийное окно», то есть зона отсутствия континентальной коры, где вещество верхней мантии вплотную приближено к подошве рифтовых осадков. Рифтовый комплекс при этом испытал заметную деформацию и был насыщен магматическими породами, скорее всего представлявшими собой продукты дифференциации верхней мантии. Рифтовая стадия развития бассейна завершилась расколом литосферы и началом спрединга морского дна около 80 млн. лет назад, что определяется присутствием в океанической коре последовательности идентифицированных линейных магнитных аномалий, самая древняя из которых имеет возраст 79,1 млн. лет (хрон 33), а самая молодая – 43,8 млн. лет (хрон 20). Скорость разрастания океанического дна между Австралией и Антарктикой, рассчитанная для этого временного интервала, составляла от 2,5 до 11 мм/год (Leitchenkov et al., 2007b).

5. Обсуждение и заключение

В становлении архейских комплексов фундамента Восточной Антарктиды ведущая роль принадлежала многократной переработке древнейшего изначального континентального субстрата. В них не обнаруживаются убедительные свидетельства образования ювенильной коры в конвергентных условиях. Это ставит под сомнение возможность интерпретации геодинамики архея с позиций тектоники плит, которые постулируют возможность формирования континентальной земной коры только в субдукционных (и в меньшей степени коллизионных) геодинамических обстановках и приписывают таким обстановкам широкое развитие уже в раннем докембрии, чтобы объяснить возникновение подавляющего объема глобальной континентальной массы к началу неогея.

Палеопротерозойская эра была скорее всего переходной от «до-плитно-тектонических» геодинамических режимов к обстановкам взаимодействия литосферных плит, формирующим аккреционно-коллизионные складчатые пояса активных окраин и сутурных швов (орогены s. str.). Переходный характер геодинамики палеопротерозоя проявлялся в том, что в это время «сквозное» архейско-палеопротерозойское развитие раннедокембрийских массивов, формировавшихся еще по «до-плитному» геодинамическому сценарию, завершалось параллельно с зарождением процессов, свойственных тектонике плит.

Отчетливое усиление этих процессов в мезопротерозое привело к мощному корообразующему гренвильскому орогенезу, сопровождавшемуся интенсивной плутонической деятельностью и метаморфизмом высоких ступеней. Вдоль индоокеанского побережья материка гренвилиды образуют практически непрерывный пояс, облекающий архейские ядра; с большой долей вероятности они распространены под ледниковым куполом Восточной Антарктиды, а также несомненно присутствуют в инфраструктуре Трансантарктических гор и Западной Антарктиды.

Пан-африканское тектоническое событие, широко проявленное в Восточной Антарктиде, было дистальной (внутриплитной) реакцией на формирование росско-деламерийского орогена на тихоокеанской окраине Гондваны и мозамбикского орогена в ее внутренней («африканской») части и выразилось главным образом в тектоно-магматической активизации гренвильских и в меньшей степени более древних докембрийских структур («телеорогенез»). Постулируемая главенствующая роль этого события в амальгамации Гондваны не находит подтверждения антарктическими данными.