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.
