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.
По результатам интерпретации геофизических данных составлена схема тектонического строения района исследований, на которой показаны вещественные комплексы фундамента в пределах основных тектонических (коровых) провинций и некоторые их структурные элементы. К главным тектоническим провинциям, установленным в районе работ, относятся: докембрийский кристаллический щит Восточной Антарктиды, позднеюрско – раннемеловая система внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов, раннемеловая океаническая котловина и раннемеловая вулканическая провинция плато Кергелен.
Раскол литосферы в море Содружества произошел около 134 млн. лет назад. Это событие совпадает с (и возможно обусловлено) внедрением мантийного плюма Кергелен под литосферу Восточной Гондваны в районе сочленения юго-западной Австралии и Антарктиды. Избыточный магматизм в палеохребтах выражен в увеличении мощности базальтового слоя океанической коры, окружающей южную часть плато Кергелен. Предполагается, что южная часть плато Кергелен подстилается растянутыми и утоненными блоками континентальной коры, которые принадлежали индийской окраине и через некоторое время после раскола литосферы были оторваны от нее за счет перескока спрединга морского дна около 129 млн. лет назад.
В осадочном чехле глубоководной части континентальной окраины выделено 5 региональных сейсмических горизонтов: CS1, CS2, CS3, CS4 и CS5, возраст которых составляет ~134, ~120; 42–40, ~34 и ~24 млн. лет, соответственно. Горизонт CS4 отделяет относительно однородную по своему строению нижележащую толщу от гетерогенной перекрывающей толщи, которая отличается разнообразием сейсмических фаций с различной геометрией внутренних отражений и характерными особенностями внешней морфологии. Изменения структуры осадочного чехла на границе CS4 связывается с началом крупномасштабного антарктического оледенения.
Успешная реализация экспедиционной части проекта третьего Международного полярного года в районе южной части плато Кергелен позволила получить важные научные результаты, которые существенно расширяют наши знания о ранней истории развития Индийского океана и особенностях осадконакопления в позднем кайнозое. Высокая результативность исследований связана с объединением финансовых, технических и интеллектуальных ресурсов нескольких организаций двух стран для решения фундаментальных научных задач. Опыт объединения усилий, полученный благодаря инициативе проведения 3-го МПГ, показывает, что это наиболее эффективный путь изучения антарктической литосферы.
Грикуров Г.Э. 1980. Объяснительная записка к тектонической карте Антарктиды масштаба 1:10 000 000. Ленинград. НИИГА.
Гандюхин В.В., Гусева Ю.Б., Кудрявцев Г.А., Иванов С.В., Лейченков Г.Л. 2002. Строение и история геологического развития осадочного бассейна моря Космонавтов (Антарктика, южная часть Индийского океана). Разведка и Охрана Недр. № 9, с. 27–31.
Лейченков Г.Л., Гусева Ю.Б. 2006. Строение и история развития земной коры осадочного бассейна моря Дейвиса, Восточная Антарктика. В сб.: Научные результаты геолого-геофизических исследований в Антарктике. Ред. Лейченков Г.Л., Лайба А.А. Вып. 1. СПб: ВНИИОкеангеология, с. 101–115.
Barron J., Larson B. et al. 1991. Proceedings of the Ocean Drilling Program scientific results. 119 Ocean Drilling Program. College Station. TX, 1003 p.
Coffin M.F., Pringle M.S., Duncan R.A., Gladczenko T.P., Storey M., Muller R.D., Gahagan L.A. 2002. Kerguelen Hotspot magma output since 130 Ma. Journ. Petrology. Vol 43, № 7, pp. 1121–1139.
Cooper A.K., O’Brien P.E. 2004. Leg 188 synthesis: transitions in the glacial history of the Prydz Bay region, East Antarctica, from ODP drilling. In: Cooper A.K., O’Brien P.E., Richter C. (Eds.). Proc. ODP, Sci. Results. № 188, pp. 1–42.
Сooper A.K., Brancolini G., Escutia C., Kristoffersen Y., Larter R., Leitchenkov G., O’Brien P., Jokat W. 2009. Cenozoic climate history from seismic-reflection and drilling studies on the Antarctic continental margin. In: Florindo F. and Siegert M. (Eds.). Antarctic Climate Evolution. Developments in Earth & Environmental Science. Vol. 8, Elsevier, pp. 115–228.
Dean S.M., Minshull N.A., Whitmarsh R.B., Louden K.T. 2000. Deep structure of the ocean-continent transition in the southern Iberia Abyssal Plain from seismic refraction profiles: the IAM-9 transect at 40°20 / N. Journ. Geoph. Res. Vol. 105, pp. 5859–5855.
Faugeres J.-C., Stow D.A.V., Imbert P., Viana A.R., Wynn R.B. 1999. Seismic features diagnostic of contourite drifts. Marine Geology. Vol. 162, pp. 1–38.
Gaina C., Muller R.D., Brown B., Ishihara T. and Ivanov S. 2007. Breakup and early seafloor spreading between India and Antarctica. Antarctica. Geophys. J. Int. Vol. 170, pp. 151–169.
