Рифтовая система Ламберта

Исторически грабен ледников Ламберта и Эймери рассматривался как изолированный пермский внутриконтинентальный рифт, заполненный отложениями перми и триаса [Равич и др., 1977], а процессы растяжения начались в каменноугольный период, когда внедрялись мафические дайки щелочного состава. Анализ геофизических данных по району ледника Ламберта позволил выявить основные черты глубинного строения региона и обосновать рифтогенную природу грабена [Куринин, Грикуров, 1980].

Использование материалов геофизических съемок и данных RADARSAT [Jezek, 1999] для обширного региона Восточной Антарктиды, включая горы Принс-Чарльз, подледниковые горы Гамбурцева и район оз. Восток, дало возможность установить взаимоотношения рифтовых систем Ламберта и Гауссберг и выделить ряд структур, ранее неизвестных [Голынский, Голынский, 2009]. Так, например, южное внутриконтинентальное продолжение рифта Ламберта, расположенное к востоку от подледниковых гор Гамбурцева, выделено по материалам RADARSAT. Здесь существует протяженная долина шириной 50–150 км и глубиной до 500 м ниже уровня моря. Анализ современной информации позволил установить продолжение рифта Ламберта от гор Гамбурцева в сторону Трансантарктических гор. Эта часть рифта не столь контрастна в сравнении с фрагментом от залива Прюдс до гор Гамбурцева, отметки глубин в ней, за редким исключением, не превышают 600 м ниже уровня моря (рис. 1). Аналогичная идея о существовании трансконтинентальной разломной структуры предложена значительно ранее и отображена на тектонической карте Антарктики [Грикуров, 1978].

Рифт Меллора, примыкающий с северо-запада к горам, выделен большей частью на основании анализа материалов RADARSAT [Golynsky, Golynsky, 2007]. Протяженность этой ветви превышает 400 км, однако, как и в случае с восточным звеном, рифт Меллора может быть продолжен вдоль неглубоких (≤500 м) эшелонированных депрессий на значительное расстояние в сторону ледников Слессора и Бейли [Голынский, Голынский, 2009]. Протяженность западной ветви рифта Ламберта, представленной рифтом Меллора и структурами ледников Слессора и Бейли, превышает 2300 км. Суммарная протяженность рифтовой системы Ламберта превышает 4000 км, что ставит ее в один ряд с крупнейшими рифтовыми поясами мира, такими как Африкано-Аравийский (6000 км), Рейнско-Ливийский (3500 км) и Байкальский (2500 км).

C момента установления рифтовой природы грабенов ледников Ламберта и Эймери предпринимались многочисленные попытки нахождения аналогичных структур на территории индостанского микроконтинента, примыкавшего к Антарктиде в соответствии с реконструкцией Гондваны. По одной из гипотез, рифт Маханади имеет наилучшее соответствие с рифтом Ламберта, так как в обоих случаях пермо-триасовые комплексы двух удаленных регионов хорошо коррелируют между собой [Fedorov et al., 1982].

По мере появления новых данных и применения современных методов изучения вещественного состава горных пород количество гипотез о времени и механизме формирования рифта Ламберта существенно возросло. По одному мнению, начало процесса формирования рифта следует искать в конце каменноугольного периода (~300 млн лет), когда внедрялись мафические дайки в северной части гор Принс-Чарльз [Hofmann, 1990]. Анализ палеотечений и стратиграфии осадочных отложений в районе оз. Бивер позволил прийти к выводу, что начало процесса следует отнести к палеозою [Fielding, Webb, 1995]. Структурные особенности пермо-триасовых отложений в районе оз. Бивер могут также свидетельствовать о том, что накопление осадков происходило в неотектоническом режиме, а сохранившиеся бассейны - это нарушенные остатки предшествовавших им широко распространенных депрессий [Wilson et al., 1999]. В этой трактовке грабен Ламберта представляет собой не что иное, как континентальную трансформную зону, образовавшуюся в меловом периоде как результат растяжения и начала рифтинга между Индией и Антарктидой. Анализ угленосных пермских отложений района оз. Бивер позволил предположить наличие эквивалентных образований и под шельфовым ледником Эймери, так как данные изучения витринитов указывают на постепенное термическое преобразование растительных остатков в угли [Holdgate et al., 2005]. Эти выводы соответствуют установленной последовательности пермских угленосных толщ и не противоречат факту первично быстрой седиментации заполнения бассейна осадками в поздней перми и раннем триасе.

История постраннемелового развития большей части рифтовой системы Ламберта достоверно не установлена. По одной из гипотез, медленное прогибание земной коры в шельфовой части залива Прюдс продолжалось до раннего олигоцена. Кроме того, борта рифтовой системы испытывают неотектоническое воздымание, в результате которого неогеновые ледниково-морские осадки, обнаруженные в горах Принц-Чарльз, оказались на высоте 600 м выше уровня моря [Laiba, Pushina, 1997].

Грабен Ламберта имеет большое сходство с каменноугольно-пермской рифтовой системой в Западной Австралии, где растяжение коры началось в позднем девоне как предвестник распада Гондваны. К перми мощные процессы растяжения привели к образованию широкого внутриконтинентального рифта, простиравшегося вдоль западной протоавстралийской окраины и разделенного на верхнюю и нижнюю плитные окраины с длиной волны около 650 км [O’Brien et al., 1999]. Такая модель соответствует структуре деления всех синрифтовых и пострифтовых бассейнов Западной Австралии, что подтверждается данными бурения.

Антарктическая окраина, расположенная между грабеном Ламберта и абиссальной равниной Перт, объединяет три сегмента каменноугольно-пермского внутриконтинентального рифта [Harrowfield et al., 2005]. Это позволяет предполагать существование двух промежуточных зон аккомодации, скрытых ледовым покровом (рис. 2), а также то, что антарктический шельф является первично пермской структурой, слегка измененной в результате распада Гондваны. Идея возможной корреляции между рифтами Годавари и Ламберта представляется наиболее достоверной по причине очевидного сходства петрологических характеристик и класса углей рифта Годавари и пермо-триасовых углей района оз. Бивер. Если подобная корреляция достоверна, то тогда рифт Маханади и пояс угленосных бассейнов в холмах Раджмахал, находящийся на удалении ~650 км от вышеуказанного рифта, не имеют аналогов на антарктическом континенте [Harrowfield et al., 2005]. Это явно противоречит результатам наших исследований, согласно которым аналоги существуют и представлены рифтами Гауссберг и Скотта [Golynsky, Golynsky, 2007].

Рифтовая система Гауссберг

Информация о подледном рельефе восточной части Земли Принцессы Елизаветы крайне ограниченна, но данные 50-й РАЭ во многом расширили наши представления о морфологии коренного ложа и позволили выявить систему линейных депрессий и поднятий субширотного простирания. С помощью данных RADARSAT она была прослежена до побережья, где находится потухший кайнозойский вулкан горы Гауссберг [Golynsky, Golynsky, 2007].

Эта структура дугообразной конфигурации и сложной морфологии представляет собой ранее неизвестный континентальный рифт (рис. 3). Сложность морфологии рифта заключается в наличии двух субпараллельных депрессий и разделяющего их горстообразного поднятия, фрагментарно прослеживающихся на всем его протяжении. Северо-западное ограничение главной депрессии сформировано системой протяженных горстообразных поднятий, которые наиболее контрастно проявлены по мере продвижения к побережью. На одном из них расположена гора Браун, высота которой 1982 м, а перепад высот в районе данного горста превышает 3 км. В центральной депрессии рифта отметки коренного рельефа достигают 1000 м ниже уровня моря. Западная система депрессий выражена не менее контрастно, отметки глубин в пределах данной морфоструктуры достигают 800 м и более ниже уровня моря.

Протяженность рифтовой системы ~500 км, а с учетом возможного продолжения в западном направлении в виде системы фрагментарных разломов она может превышать 700 км. Ширина центральной депрессии рифта в районе гор Браун и Гауссберг достигает 70–75 км, а на западе заметно сужается до 10–12 км. Ширина центральной системы горстообразных поднятий около 50 км, а высота коренного рельефа достигает ~2 км над уровнем моря. Ширина рифтовой системы изменяется от 60 км на юго-западе до 150 км в центральной ее части.

В большинстве случаев рифтогенные структуры наследуют простирание древних структур фундамента или приспосабливаются к ним, образуя коленчатые, зигзаговидные и кулисные сочетания, а древний анизотропный фундамент раскалывается по наиболее ослабленным направлениям. Представляется, что и для рифта Гауссберг этот сценарий формирования весьма вероятен, и он в своем развитии унаследовал область тектонической нестабильности протерозойского подвижного пояса и заложился вдоль границы пояса и архейского кратонного блока Вестфолль-Реуэр. В аналогичной обстановке формировался и рифт Ютульстреумен - Пенка, который использовал анизотропию докембрийского фундамента между архейским кратоном Грунехогна и протерозойским подвижным поясом Модхейм.

Рифтовая система Скотта

Район оазиса Бангера имеет длительную историю развития - от этапа формирования архейских ядер стабилизации до момента внедрения каменноугольных даек [Равич и др., 1965; Sheraton et al., 1995]. Важная черта геологического строения этого региона - присутствие изолированных отложений слабометаморфизованной неопротерозойской вулканогенно-осадочной толщи, закартированной на горах Амундсена и Сандоу. Традиционно они относятся к образованиям структуры типа авлакогена, сформированных в условиях прибрежно-континентальных фаций, свидетельствуя, что регион уже в рифейское время испытывал погружение с элементами растяжения.

Внедрение каменноугольных трахитовых даек знаменует собой один из последних этапов растяжения в конце палеозоя - начале мезозоя, когда образовались грабены в районе ледника Ламберта и на полуострове Индостан. По этой причине не исключена возможность не только обнаружения в районе ледников Денмена и Скотта рифтогенных структур, аналогичных рифту Ламберта и/или Гауссберг, но и установления их пространственных и геометрических характеристик. По одной из гипотез, ледник Денмена соответствует заполненному молассами кайнозойскому рифту, а ледник Скотта маркирует глубинный разлом [Грикуров, 1978]. Однако данные RADARSAT позволяют с уверенностью утверждать, что узкая (~15 км) грабенообразная структура ледника Денмена может быть интерпретирована лишь как протяженный (>400 км) глубинный разлом северо-восточного - юго-западного простирания [Golynsky, Golynsky, 2007], тогда как депрессия коренного ложа ледника Скотта прослеживается на расстояние ~600 км, а возможно, и существенно дальше (см. рис. 3).

Днище впадины ледника Скотта опущено на глубину 1920 м ниже уровня моря [Голынский, Голынский, 2009], а максимальная отметка высот в восточном ее борту - 1247 м. Столь значительный перепад высот явно указывает на тектоническое происхождение депрессии, интерпретированной как ранее неизвестный рифт [Golynsky, Golynsky, 2007]. Ширина депрессии в среднем 60–70 км, с запада и востока она сопряжена с горстами, сформированными блоками земной коры различной протяженности. Наиболее вероятно, что рифт Скотта, как и рифт Ламберта, заложился в пермское время, так как хорошая сохранность пермских палиноморф в современных осадках моря Дейвиса - явный признак близрасположенного источника сноса, который погребен под ледовой толщей на сравнительно небольшом удалении от побережья [Truswell, 1982].

Рифтовые системы Земли Эндерби и Земли Королевы Мод

Рифтогенные и/или грабенообразные структуры на Земле Эндерби и Земле Королевы Мод выделяли различные авторы [Грикуров, 1978; Масолов и др., 1983]. В частности, в восточной части Земли Эндерби предполагалось наличие крупной грабенообразной структуры, аналогом которой служит рифт Годавари на полуострове Индостан [Fedorov et al., 1982]. Ширина данной структуры составляет около 130–150 км, и она прослеживается вглубь континента на расстояние ~300 км. Однако, в соответствии с данными радиолокационной съемки, на удалении 150 км от побережья находится субширотная цепь гор Хансен высотой более 2 км, которая может выступать в роли своеобразного барьера для проникновения внутрь континента столь мощной рифтогенной структуры.

По данным RADARSAT и геофизической информации, в качестве единственной крупной тектонической структуры региона может выступать только депрессия ледника Роберта, которая представляет собой сложную структуру, протяженность которой не превышает 350–400 км. Ширина депрессии ледника Роберта в среднем составляет около 15 км, что может указывать лишь на наличие здесь крупного глубинного разлома, но не на существование структуры, аналогичной рифту Годавари. Это дает дополнительные аргументы в пользу модели, предложенной в [Harrowfield et al., 2005], в которой рифт Годавари коррелируется с рифтом Ламберта, а рифт Маханади соответствует рифту Гауссберг [Golynsky, Golynsky, 2007].

Расстояние между тектоническими структурами от ледника Роберта на западе до ледника Скотта на востоке строго постоянно и составляет около 650 км. Аналогичная закономерность соответствует и схеме разделения всех синрифтовых и пострифтовых бассейнов западной континентальной окраины Австралии, что может свидетельствовать о существовании однотипного сценария развития окраин Восточной Гондваны на этапе предраспадного их состояния [O’Brien et al., 1999].

Следующая крупная тектоническая депрессия к западу от ледника Роберта отвечает леднику Сирасе. Расстояние между этими тектоническими структурами также около 650 км. Более того, крайне неожидан тот факт, что расстояние между грабеном ледника Сирасе и юрским рифтом ледников Ютульстреумен - Пенка составляет 1300 км, что позволило высказать предположение о существовании в промежутке между горами Сер-Роннане и Русские крупной тектонической структуры, аналогичной рассмотренным выше [Голынский, Голынский, 2009].

Данные RADARSAT свидетельствуют о наличии здесь трех крупных разломных структур меридионального простирания. Две из них выделены в западной и восточной частях гор Русские и отвечают двум безымянным ледникам, их протяженность не превышает 150–200 км. Третья, наиболее протяженная разломная структура (>250 км) отвечает ледникам Мушкетова и Энтузиастов. Эта структура, вероятно, может быть прослежена под шельфовым ледником Лазарева и на шельфе и континентальном склоне моря Рисер-Ларсена, где, по сейсмической информации, выделяются две грабенообразные структуры, разделенные горстообразным поднятием меридионального простирания, мощность осадков в которых превышает 5–6 км [Leitchenkov et al., 2008]. Разломная тектоническая структура в восточной части гор Русские также может иметь продолжение на прилегающем шельфе моря Рисер-Ларсена, где мощность осадков превышает 7 км.

Район развития пермских осадочных отложений и юрских трапповых формаций в горах Крауль в западной части Земли Королевы Мод может выступать в качестве следующего сегмента Восточной Антарктиды, где реальность существования крупной тектонической структуры палеозойского заложения, унаследовавшей древний структурный шов протерозойского мобильного пояса в пограничной области с архейским кратоном Грунехогна, не вызывает ни малейших сомнений [Groenewald et al., 1991]. И в этом случае расстояние между пермским бассейном гор Крауль и рифтом Ютульстреумен - Пенка соответствует 650 км, тогда как последний представляет собой «несостоявшийся» юрский рифт. Его образование, вероятно, обусловлено реактивацией ранее существовавшего сдвига, формировавшего шовную зону между многократно деформированными высокометаморфическими комплексами гор Свердрупфьелла и Кирванвегген и недеформированными комплексами кратона [Groenewald et al., 1991].

Район развития рифта Ютульстреумен - Пенка хорошо изучен в геофизическом отношении (рис. 4). Здесь собраны разнообразные материалы: магнитометрическая, радиолокационная и гравиметрическая информация [Golynsky et al., 2000]. Однако ограниченный объем статьи не позволяет охарактеризовать особенности строения рифта Ютульстреумен - Пенка и этапы его развития.

Горы Терон, расположенные на Земле Котса, также содержат пермские угленосные осадки, интрудированные силлами юрских долеритов на рубеже среднего и позднего палеозоя, ознаменовавшемся началом формирования чехлов на всех южных материках, накапливавшихся в субконтинентальных и континентальных условиях в грабенообразных бассейнах [Грикуров, 1989]. Субвулканические тела и покровы юрских траппов относятся уже к следующему этапу эволюции литосферы, связанному с возникновением систем глубинных разломов по периферии «уцелевших» от раскола крупных фрагментов суперконтинента. Синхронность геологических событий в горах Крауль и Терон и присутствие в них троговых формаций начального этапа континентального рифтогенеза подтверждают ранее высказанное суждение о наличии однотипного сценария развития окраин Восточной Гондваны на предраспадном этапе.

Горы Терон - крупный горстообразный массив ромбовидной формы с перепадом высот более 2000 м. Отвесные горы и прямолинейные очертания в подледной части массива свидетельствуют о тектонической природе его образования. Северное ограничение массива - впадина ледника Бейли - имеет северо-восточное простирание. Отдельные фрагменты днища впадины опущены до глубины порядка 1500 м ниже уровня моря. Южная граница массива соответствует депрессии ледника Слессора - одной из наиболее контрастных и протяженных морфоструктур региона. Ширина депрессии ледника варьируется незначительным образом и, как правило, не превышает 100 км, а отметки глубин превышают 1000 м ниже уровня моря. Сопряженный с ледником Слессора горст гор Шеклтона сложен докембрийскими комплексами разновозрастных метаморфических и интрузивных пород.

Расчеты глубин до магнитоактивных источников показывают, что ледник Слессора, по-видимому, подстилается седиментационным бассейном, мощность осадков в котором может достигать 3–5 км и более [Масолов, 1980]. Результаты плотностного моделирования по профилю, пересекающему ледники Бейли, Слессора и Рековери, подтверждают эти результаты. Наименьшее количество осадочных пород сосредоточено в грабене ледника Бейли (до 4 км), тогда как их количество в депрессии ледника Рековери достигает 9 км. Представляется, что формирование осадочных бассейнов ледников Слессора и Рековери обусловлено возбужденным состоянием литосферы, возникшим, вероятно, на этапе пред- и синраспадного дробления древнего сиалического субстрата.

Рифтовые системы Земли Уилкса

Территория восточнее рифта Скотта на удалении 650 км до недавнего времени оставалась одним из наименее изученных в геофизическом отношении регионов Восточной Антарктиды. Основной акцент при рассмотрении данной территории на предмет выделения крупных рифтогенных структур сводился к анализу доступной радиолокационной информации и изображений RADARSAT. Как удалось установить, ледники Тоттена и Вандерфорда подстилаются уникальными по глубине заложения прогибами (до 2525 м ниже уровня моря) и очень крутыми бортами, что указывает на тектоническое происхождение структуры, представляющей собой крупный грабен или рифт [Голынский, Голынский, 2009], вероятно возникший в условиях деструкции континентальной окраины Земли Уилкса начиная с позднеюрского времени (~160 млн лет). Дополнительным аргументом в пользу рифтогенной природы структуры ледников Вандерфорд и Тоттена служат многократно зарегистрированные здесь очаги землетрясений. В отличие от всех ранее рассмотренных случаев, данный рифт имеет широтное простирание.

Для остальной территории в западной части Земли Уилкса характерно наличие обширных депрессий глубиной свыше 500 м, не имеющих отчетливой пространственной ориентации. В то же время здесь присутствуют узкие морфоструктуры с глубинами свыше 1000 м ниже уровня моря. Их ширина, как правило, не превышает 25–30 км. Природа данных морфоструктур во многом остается неясной, недостаток радиолокационной информации в сопредельных регионах, казалось бы, сводит на нет попытки установить протяженность, доминирующие тренды и иные геоморфологические характеристики. Информация RADARSAT позволила выявить необычайно интересные эшелонированные субпараллельные системы депрессий северо-западного простирания [Голынский, Голынский, 2009]. Они представлены сравнительно узкими морфоструктурами (10–30 км), а протяженность локальных составляющих этих депрессий - от 30 до 250 км. Протяженность выявленных систем депрессий превышает 450 км.

Маловероятно, что их возникновение связано с гляциологическими процессами (эрозией или «выпахиванием») и движением ледовых масс в сторону побережья. Наиболее логичным представляется их тектоническое происхождение по типу нормальных сбросов, что характерно для целого ряда подледниковых озер в троге Аврора, который прослежен на расстояние свыше 300 км, ширина трога ~15–30 км [Tabacco et al., 2006].

По предварительным результатам геофизической съемки, на Земле Уилкса получена дополнительная информация о структуре и морфологии эшелонированных систем депрессий [Young et al., 2011]. Их глубина в большинстве случаев превышает 1000 м ниже уровня моря, а ширина достигает ~50 км.

Они были интерпретированы как фьорды, образовавшиеся в результате циклического поступления ледовых масс на материковую окраину Антарктиды. Подобная точка зрения имеет право на существование, но опубликованная в данной статье конфигурация ледового щита, предусматривающая движение ледовых масс со стороны депрессии ледника Скотта внутрь континента, вызывает сомнения в ее правильности. Она не дает ответа и на вопрос о природе изогнутой линейной депрессии подледникового бассейна Аврора, которая прослеживается на расстояние свыше 1000 км и заканчивается на западном фланге трогом Аврора с глубинами до 1580 м ниже уровня моря [Tabacco et al., 2006]. Эта протяженная морфоструктура вместе с рифтом Скотта образует сложную систему депрессий, разделенных фрагментарными горстообразными поднятиями, и может рассматриваться как восточное звено единой рифтовой системы Аврора - Скотта. Дополнительный аргумент в пользу выдвинутого предположения - наличие эпицентров землетрясений в бассейне Аврора и вблизи разломной зоны Винсенс [Tikku, Cande, 1999], что служит одним из главных критериев при выделении рифтовых систем.

Рифт Аврора, по всей вероятности, может быть прослежен на шельфе и континентальном склоне моря Моусона, где на океаническом продолжении рифта установлена крупная структура - разломная зона Винсенс (РЗВ), расположенная у подножия банки Брюс. Характерная особенность РЗВ состоит в том, что вдоль ее простирания акустический фундамент сброшен на глубину свыше 6 км [Stagg et al., 2006], что может указывать на синхронность геологических событий и/или тектонических процессов на материковой окраине и внутри континента. РВЗ имеет продолжение на австралийской окраине в виде зоны разломов Льювин, расположенной к юго-востоку от плато Натуралиста, сопряженное с банкой Брюс в дораскольной Гондване. По сейсмическим данным и результатам драгирования, плато Натуралиста подстилается континентальной корой, перекрытой вулканическими породами, которые предположительно извергались одновременно с базальтами Банбери на побережье Австралии около 132–134 млн лет назад.

Следующие два региона, в которых могут быть обнаружены рифтогенные тектонические депрессии, расположены в районе 132 и 145° в.д. [Голынский, Голынский, 2009], где в соответствии с радиолокационными данными ранее были выделены протяженные (>300 км) грабенообразные структуры [Грикуров, 1978].

Одна из них - впадина Адвенче - находится на продолжении гипотетичной тектонической структуры 132° в.д. и отвечает одноименному рифту в интерпретации [Ferraccioli et al., 2009], которые считают, что ее возникновение обусловлено процессами растяжения. Согласно приведенным расчетам, мощность осадочных пород, заполняющих депрессию Адвенче, ~10±4, а мощность земной коры - 25±5 км. Результаты, полученные в рамках аэрогеофизического проекта «Трансект Земли Уилкса», подтверждают наличие линзы осадочных пород во впадине Адвенче и на ее восточном борту (до 5 км осадочных пород) [Studinger et al., 2004].

Несколько противоречивая трактовка существующей аэрогеофизической информации была предложена и для бассейна Уилкса (см. рис. 1, 5), где, по одним представлениям [Ferraccioli et al., 2009], существует осадочное или осадочно-вулканогенное наполнение бассейна (1–4 км), тогда как по другим - мощность чехла не превышает 1 км [Studinger et al., 2004]. Наиболее реалистичной следует признать интерпретацию [Ferraccioli et al., 2009], которые акцентировали внимание на появлении над территорией бассейна короткопериодных магнитных аномалий, связанных, по-видимому, с долеритами Феррар, вызывающими экранирующий эффект при расчетах глубин до фундамента. Этот фактор затрудняет оценку мощности осадочных отложений в бассейне Уилкса и не позволяет однозначно ответить на вопрос о существовании здесь рифтогенных структур. Но вероятность их наличия крайне высока, так как на побережье в непосредственной близости к рассматриваемому бассейну присутствуют пермо-триасовые осадочно-вулканогенные отложения биконского чехла и силы долеритов, обнажающиеся на утесе Хорн [Равич и др., 1965].

В силу указанных причин линейные депрессии бассейна Уилкса могут представлять собой сложноустроенные рифтогенные структуры, в разрезе которых присутствуют и пермо-триасовые отложения. Более того, как свидетельствуют материалы современных геофизических исследований, они могли закладываться вдоль протяженной (>1200 км) неопротерозойской системы палеорифтовых бассейнов, которая маркируется отчетливым магнитным минимумом и положительной аномалией в редукции Буге [Ferraccioli et al., 2011] (см. рис. 5). Аналогичная ситуация характерна и для рифтового комплекса Аделаида, развитого в Южной Австралии. Приведенные данные показывают, что и в этом случае рифтогенные структуры наследуют простирания подвижных поясов раннего докембрия и разрывных структур фундамента или приспосабливаются к ним, а в фанерозое и особенно в кайнозое эти структуры вновь подвергаются активизации с формированием прогибов типа синеклиз и узких трогов.

Неопротерозойская система рифтовых бассейнов Уилкса служит границей для архейско-протерозойского кратона Моусона и обширной росской метаплатформенной области [Ferraccioli et al., 2011]. Она обособилась вблизи рубежа докембрия и палеозоя в результате стремительного нарастания деструктивных тенденций, приведших к растяжению и дроблению древнего цоколя, в поверхности которого стали возникать многочисленные, местами очень глубокие рифтовые троги. Эти троги не достигли стадии формирования океанической коры, испытали инверсию с образованием складчатых зон, а тектонотермальное возбуждение фундамента в ходе этих событий оказалось достаточным для его реоморфической переработки и синкинематической интрузивной ремобилизации, что в ряде случаев вызвало сильную гранитизацию и сопутствующую консолидацию россид [Грикуров, 1989]. Начавшееся здесь накопление биконского чехла в конце перми имело троговый характер, что знаменовало собой возобновление деструктивных тенденций.

В районе 162° в.д., на удалении 2600 км (что кратно 650 км) от рифта Скотта, находится грабен ледника Ренника, который, как принято считать, возник в процессе растяжения между Австралией и Антарктидой в меловое время (см. рис. 1). Грабен Ренника рассматривается и как «несостоявшаяся» ветвь раскола литосферы, отражая этап главной фазы растяжения между Западной и Восточной Антарктидой. В бортах грабена Ренника обнажаются отложения биконского чехла, накапливавшиеся в глубоких трогах. Это свидетельствует об унаследованности деструктивных процессов в данном регионе Трансантарктических гор, которые сохраняются и в настоящее время, поскольку грабен Ренника находится на продолжении крупного трансформного разлома (Спенсера-Георга V), вдоль которого фиксируются очаги мощных землетрясений.

Обсуждение результатов. В распределении крупных тектонических депрессий рифтогенной природы существует строгая закономерность, и они равно удалены друг от друга на расстояние порядка 650 км (см. рис. 1, 5). Эта закономерность в размещении известных и предполагаемых рифтогенных структур в Восточной Антарктиде требует анализа и привлечения дополнительной геолого-геофизической информации в целях установления причин появления наблюдаемой мегатрещиноватости земной коры Антарктиды. Но каковы бы они ни были, все установленные места рифтогенеза несомненно представляют научный и практический интерес и могут рассматриваться в качестве первоочередных объектов для проведения тщательных геолого-геофизических исследований, которые в конечном счете позволят уточнить историю геологического развития не только Восточной Антарктиды, но и Гондваны в целом.

Центральное место в системе известных и предполагаемых рифтов и/или крупных тектонических структур Восточной Антарктиды занимает рифт Ламберта, по своим размерам сопоставимый с крупнейшими рифтовыми системами Земли. Он служит своеобразной осью симметрии, по обе стороны от которой расположено по шесть дополнительных систем. Каждая из них, обладая чертами индивидуальности в геологическом и геоморфологическом аспектах, в большинстве случаев наследует более ранние структурные элементы земной коры. Это отмечено для рифтов Ламберта, Ютульстреумен - Пенка, Аврора - Скотта и ряда других, заложившихся вдоль анизотропных зон древнего субстрата.

Внутриконтинентальное продолжение Ламберта в виде рифта Меллора - Слессора (Бейли) вносит дополнительную сложность в картину распределения тектонических структур рифтогенной природы в Восточной Антарктиде. Появление этой ветви однозначно свидетельствует, что в результате рифтогенеза Восточная Антарктида была «разрезана» на три крупных геоблока. Первый из них прослеживается от Земли Котса до Земли Мак-Робертсона, второй - от Земли Принцессы Елизаветы до Земли Виктории, третий занимает внутриконтинентальное положение и включает в себя горы Гамбурцева и часть Восточной Антарктиды, расположенную к востоку от Трансантарктических гор (от ледника Бирдмора на юге до хребта Шеклтона на севере). Первый и третий геоблоки характеризуются наличием, как правило, протяженных горных хребтов и массивов. Для второго геоблока характерны обширные депрессии, и лишь в редких случаях здесь отмечены крупные горные системы (горы Гров, подледниковые горы Комсомольские и Голицына). Эти горные сооружения сосредоточены в основном к западу от рифта Аврора - Скотта, который может быть прослежен вплоть до Трансантарктических гор. Он позволяет подразделить второй геоблок на два: Земля Принцессы Елизаветы - Земля Королевы Мэри и Земля Уилкса. Таким образом, Восточная Антарктида представляет собой коллаж из четырех геоблоков, подразделяющихся на более мелкие блоки, формирование которых обусловлено процессами континентального рифтогенеза. Обращает на себя внимание и тот факт, что три радиальные рифтовые системы (восточная ветвь Ламберта, Аврора - Скотта и предполагаемая система в основании подледникового бассейна Уилкса) сходятся в одной точке - в верховьях ледника Бирдмора, образуя тройное сочленение. Причина этого явления на данной стадии изученности региона труднообъяснима.

Большинство рифтовых зон Восточной Антарктиды ориентировано в субмеридиональном направлении, что, по-видимому, отражает главенствующие на земном шаре условия полярного сжатия или несферичность Земли. От общей тенденции отклоняются рифтовые системы Меллора - Слессора (Бейли) и Вандерфорда - Тоттена, ориентировка которых имеет широтные тренды. Одна из возможных причин установленной закономерности видится в проявлении в геодинамике Земли, наряду с полярным сжатием, дополнительной волновой геодинамики - распространении в Земле волны сжатия–растяжения, идущей от Южного полюса в северном направлении [Гончаров и др., 2011]. Второй возможной причиной может служить адвекция (явление северного дрейфа), которая зависит только от широты и не зависит от долготы и субмеридионального сжатия континентальной и океанической литосферы [Гончаров и др., 2011]. В действительности вдоль разных меридианов имеет место разная скорость дрейфа литосферы, а наиболее выразительная полоса соответствует меридиану ~100°в.д., где выделена рифтовая система Аврора - Скотта, что не является случайным совпадением, а отвечает системе планетарных структур растяжения.

Относительно возраста выделенных рифтогенных структур и крупных зон разломов земной коры надлежит заметить, что для половины из них устанавливаются отчетливая пространственная связь с троговыми комплексами биконского чехла, формировавшимися в конце перми, и последующая их реактивация в позднеюрско-раннемеловое время, связанная с процессами распада Восточной Гондваны в результате растяжения литосферы. К ним относятся системы Ламберта, Ютульстреумен - Пенка, Крауль, Меллора - Слессора (Бейли), бассейна Уилкса, Гауссберг (?) и Ренника.

Рифтовая система Аврора - Скотта также может иметь пермскую предысторию развития на том основании, что на сопряженной окраине Австралии находится крупный осадочный бассейн Перт, испытавший многочисленные инверсии, эрозию, сбросо-сдвиговую тектонику и вулканизм. Его протяженность порядка 1300 км. Пространственная корреляция рифтовой системы Аврора - Скотта и пермских бассейнов западной окраины Австралии возможна лишь в случае достоверности модели совмещения гондванских материков, предложенной в [Harrowfield et al., 2005]. Тем не менее этот факт служит главным аргументом в пользу того, что восточноантарктический аналог бассейна Перт представляет собой ранее неизвестный в Антарктиде гондванский рифт пермского заложения (см. рис. 2).

Рифт Скотта может выступать и как продолжение на антарктическом континенте пояса угленосных бассейнов холмов Раджмахал или бассейна Дамодар на полуострове Индостан [Голынский, Голынский, 2009], что может указывать на существование в дораскольной Гондване тройного сочленения рифтовых систем Аврора - Скотта, Перт и Раджмахал. Не исключено, что этот вывод в корне ошибочен и имеет сугубо умозрительный характер, однако, как ни парадоксально, изложенные выше материалы и их обсуждение допускают подобную трактовку. Важность этих структур для понимания геологических процессов эпохи рифтообразования вблизи рубежа палеозоя и мезозоя представляется очевидной. Привлечение новой информации позволит восстановить последовательность и характер процессов, связанных с подготовкой распада Гондваны и реализацией механизма ее дезинтеграции.

Что касается остальных выделенных структур, то для них нет достоверной геологической информации о времени их становления и последующего развития. Можно лишь предполагать, что началом развития крупных разломных структур в центральной части Земли Королевы Мод послужили процессы растяжения в юрское время при отделении Африки от Антарктиды, о чем явно свидетельствуют долеритовые дайки и базальтовые лавы оазиса Ширмахера.

Для грабенов Сирасе и Роберта геологических свидетельств в пользу их палеозойского заложения не существует, и, по-видимому, их формирование следует отнести к меловому периоду, к началу процесса распада Индии и Антарктиды. На развитие континентальной окраины, непосредственно примыкающей к данному региону, существенное влияние оказали внедрение под литосферу Гондваны и зарождающегося Индийского океана мантийного плюма Кергелен, а также позднемеловое раскрытие между Австралией и Антарктидой.

Список литературы

Голынский А.В., Голынский Д.А. Рифтовые системы в тектонической структуре Восточной Антарктиды // Научные результаты российских геолого-геофизических исследований в Антарктике. Вып. 2. СПб., 2009. С. 132–162.

Голынский Д.А., Голынский А.В. Рифтовые системы Восточной Антарктиды - ключ к пониманию распада Гондваны // Региональная геология и металлогения. 2012. № 52. C. 58–72.

Гончаров М.А., Разницин Ю.Н., Баркин Ю.В. Особенности деформации континентальной и океанской литосферы как свидетельство северного дрейфа ядра Земли // Материалы Междунар. конф. «Современное состояние наук о Земле», 1–4 февраля 2011 г., Москва. С. 461–466.

Грикуров Г.Э. (ред.). Тектоническая карта Антарктиды масштаба 1 : 10 000 000. Л.: Картфабрика объединения «Аэрогеология», 1978.

Грикуров Г.Э. Континентальный рифтогенез в домезозойской эволюции земной коры Антарктиды / В кн. «Тектонические процессы». Докл. сов. геологов на ХХVIII сессии Междунар. геол. конгр. (Вашингтон, июль 1989). М.: Наука, 1989.C. 172–183.

Куринин Р.Г., Грикуров Г.Э. Строение рифтовой зоны ледника Ламберта // Труды САЭ. 1980. Т. 80. С. 76–86.

Масолов В.Н. Строение магнитоактивного фундамента юго-восточной части бассейна моря Уэдделла / В сб. научных трудов «Геофизические исследования в Антарктиде» / под ред. Г. И. Гапоненко, Г. Э. Грикурова и В. Н. Масолова. Л., 1980. С. 14–28.

Масолов В.Н., Куринин Р.Г., Грикуров Г.Э. Глубинное строение рифтовых зон Антарктики и их роль в тектонической структуре земной коры // 25 лет Советской антарктической экспедиции. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. С. 16–29.

Равич Г.М., Гор Ю.Г., Дибнер А.Ф., Лобанова О.В. Стратиграфия верхнепалеозойских угленосных отложений Восточной Антарктиды (район озера Бивер) // Антарктика. Докл. комиссии. Вып. 16. М.: Наука, 1977. С. 62–75.

Равич М.Г., Климов Л.В., Соловьев Д.С. Докембрий Антарктиды. М.: Недра, 1965. 470 с.

Balmino G., Vales N. et al. Spherical harmonic modelling to ultra-high degree of Bouguer and isostatic anomalies // J. Geod. 2011. DOI: 10.1007/s00190-011-0533-4.

Fedorov L.V., Ravich M.G., Hofmann J. Geologic Comparison of Southeastern Peninsular India and Sri Lanka with a Part of East Antarctica (Enderby Land, MacRobertson Land, and Princess Elizabeth Land) / Craddock C. (ed.) // Antarctic Geoscience. Madison. The University of Wisconsin Press. 1982. P. 73–78.

Ferraccioli F., Armadillo E. et al. Aeromagnetic exploration over the East Antarctic Ice Sheet: a new view of the Wilkes Subglacial Basin // Tectonophysics. 2009. Vol. 478. N. 1–2. P. 62–77.

Ferraccioli F., Jordan T.A. et al. Imprints of Rodinia breakup revealed in interior East Antarctica from aerogeophysical imaging // 11th ISAES, 2011 / Abstract PO18.13.

Fielding C.R., Webb J.A. Sedimentology of the Permian Radok Conglomerate in the Beaver Lake area of MacRobertson Land, East Antarctica // Geol. Mag. 1995. Vol. 132. P. 51–63.

Fretwell P., Pritchard H.D. et al. Bedmap2: improved ice bed, surface and thickness datasets for Antarctica // The Cryosphere. 2012. Vol. 6. P. 4305–4361.

Golynsky A.V., Grikurov G.E., Kamenev E.N. Geologic significance of regional magnetic anomalies in Coats Land and Western Dronning Maud Land // Polarforshung. 2000. Vol. 67. P. 91–99.

Golynsky D.A., Golynsky A.V. Gaussberg Rift - illusion or reality? / A. K. Cooper, C. R. Raymond et al. (eds.) // Antarctica: A Keystone in a Changing World, Proc. of the 10th ISAES, USGS Open-File Report 2007_1047. Extended Abstract. 2007. Vol. 168. P. 5.

Golynsky A.V., Golynsky D.A., Ferraccioli F. et al. ADMAP-2: Magnetic anomaly map of the Antarctic, 1:10 000 000 scale map, KOPRI; Incheon, Korea Polar Research Institute, 2017. DOI: 10.22663/ADMAP.V2.

Groenewald P.B., Grantham G.H., Watkeys M.K. Geological evidence for a Proterozoic to Mesozoic link between southeastern Africa and Dronning Maud Land, Antarctica // J. Geol. Soc. London. 1991. Vol. 148. P. 1115–1123.

Harrowfield M., Holdgate G.R., Wilson C.J.L. Tectonic significance of the Lambert graben, East Antarctica: Reconstructing the Gondwanan rift // Geology. 2005. Vol. 33. N. 3. P. 197–200.

Hofmann J. Bruchtektonik und Magmatismus im Gebiet der Jetty - Oase, MacRobertson Land (Ostantarktika) // Ein Beitrag zur Entwicklung des Lambert - Riftes. Freiberger Forschungshefte, 1990. Vol. C438. P. 1–37.

Holdgate G.R., McLoughlin S. et al. Inorganic chemistry, petrography and palaeobotany of Permian coals in the Prince Charles Mountains, East Antarctica // Intern. J. of Coal Geology. 2005. Vol. 63. Issues 1–2. P. 156–177.

Jezek K.C. Glaciological properties of the Antarctic ice sheet from RADARSAT-1 synthetic aperture radar imagery // Annals of Glaciology. 1999. Vol. 29. P. 286–290.

Laiba A., Pushina Z. Glacial Marine Deposits in the Fisher Massif, Prince Charles Mountains (East Antarctica) / C. A. Ricci (ed.) // Antarctic region: Geological Evolution and Processes. Siena, 1997. P. 977–984.

Leitchenkov G., Guseva J. et al. Crustal structure and tectonic provinces of the Riiser-Larsen Sea area (East Antarctica): results of geophysical studies // Mar. Geophys. Res. 2008. Vol. 29 (2). P. 135–158. DOI: 10.1007/s11001-008-9051-z.

O’Brien G.W, Morse M. et al. Margin scale, basement-involved compartmentalization of Australia‘s North West Shelf: A primary control on basin-scale rift, depositional and reactivation histories // APPEA J. 1999. Vol. 39. P. 40–61.

Sheraton J.W., Tingey R.J. et al. Geology of the Bunger Hills - Denman Glacier region, East Antarctica // AGSO bull. 1995. N. 244. Austral. Govern. Publ. Serv. Canberra, 124 p. and geological map.

Stagg H.M.J., Colwell J.B. et al. The Bruce Rise Area, East Antarctica: Formation of a Continental Margin near the Greater India - Australia - Antarctica Triple Junction // Terra Antartica. 2006. Vol. 13 (1/2). P. 3–22.

Studinger M., Bell R.E. et al. Sub-ice geology inland of the Transantarctic Mountains in light of new aerogeophysical data // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. Vol. 220. P. 391–408.

Tabacco I.E., Cianfarra P.A. et al. Physiography and tectonic setting of the subglacial lake district between Vostok and Belgica subglacial highlands (Antarctica) // Geoph. J. Int. 2006. Vol. 165. P. 1029–1040.

Tikku A.A., Cande S.C. The oldest magnetic anomalies in the Australian-Antarctic Basin Are they isochrons? // J. Geoph. Res. 1999. Vol. 104. P. 661–677.

Truswell E.M. Palynology of seafloor samples collected by the 1911–14 Australasian Antarctic Expedition: implications for the geology of coastal East Antarctica // J. of the Geol. Soc. of Australia. 1982. Vol. 29. P. 343–356.

Wilson C.J.L., Boger S.D. et al. Exhumation in the Prince Charles Mountains and Prydz Bay / D. N. B. Skinner (ed.) // 8th ISAES, Prog. & Abst. New Zealand, Wellington, 1999. Vol. 321.

Young D.A., Wright A.P. et al. A dynamic early East Antarctic Ice Sheet suggested by ice-covered fjord landscapes // Nature. 2011. Vol. 474. P. 72–75.

Ссылка на статью:

Голынский А.В., Голынский Д.А., Киселев А.В. Рифтовые системы Восточной Антарктиды в свете современных геофизических данных // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. С. 392-404.