Отечественными исследованиями в море Содружества была выявлена высокоамплитудная (350–500 нТл) линейная магнитная аномалия и высказано предположение, что она маркирует границу между рифтогенной корой континентального типа и корой океанического типа (рис. 2; Гандюхин и др., 2002). Происхождение линейной аномалии объяснялось "краевым эффектом", т. е. контактом сильномагнитной магматической коры океана с менее магнитной континентальной корой, подвергнутой интенсивному растяжению в период рифтогенеза. Позже, Стагг и др. (Stagg et al., 2005), соглашаясь с выводами российских специалистов о положении границы континент-океан в море Содружества, обнаружил, что к северу от линейной аномалии (в абиссальной котловине Эндерби) на сейсмических разрезах выделяются три толщи: тонкая верхняя с короткими полого-наклонными внутренними рефлекторами, средняя – полупрозрачная (без отражений) и нижняя, подстилаемая границей Мохоровичича, с насыщенной беспорядочными рефлекторами и дифракциями структурой сейсмической записи. Основываясь на известных представлениях о строении земной коры абиссальных котловин, они отождествили эти толщи с базальтовым (слой 2А), дайковым (слой 2В) и габбровым (слой 3) комплексами океанической коры, соответственно.
В разные годы предпринимались попытки идентификации номерных магнитных аномалий в морях Содружества и Дейвиса, но убедительные модели спрединга морского дна до сих пор отсутствовали. Это связано с низкой плотностью магнитных наблюдений в этой части Южного океана и, возможно, с особенностями спрединга морского дна вблизи вулканического плато Кергелен. Рамана и др. (Ramana et al., 2001) предположили наличие последовательности магнитных аномалий от М11 до М0 в подножии континентального склона западной части моря Содружества, однако последующие исследования эту модель не подтвердили. Гайна и др. (Gaina et al., 2007) идентифицировали в море Содружества и абиссальной котловине Эндерби (между 620 и 720в.д.) симметричную последовательность магнитных аномалий ЮВ-СЗ простирания от M9n (129,5 млн. лет) до М2 (126,7 млн. лет) и отмерший палеохребет в ее центре (в районе 61 в.д.) с возрастом около 118 млн. лет (рис. 2).
Рис. 2. Аномальное гравитационное поле (редукция в свободном воздухе; по данным спутниковой альтиметрической съемки; Sandwell & Smith, 2005) и номерные магнитные аномалии юго-восточной части Индийского океана. 1 – магнитные аномалии и их номера (Muller et al., 1997, Gaina et al., 2007), 2 – высокоамплитудная линейная магнитная аномалия моря Содружества, 3 – современный срединно-океанический хребет, 4 – оси отмершего спрединга, 5 – скважины, пробуренные по проектам ODP и IODP (приведены номера скважин, которые упоминаются в тексте). Зеленый контур – район работ по проекту МПГ.
Плато Кергелен представляет собой крупнейшую вулканическую провинцию Мирового океана. Сейсмическими исследованиями французских и австралийских экспедиций установлено, что южная часть плато Кергелен представляет собой обширное поднятие акустического фундамента, характеризующегося широким развитием разнонаправленных наклонных и пологозалегающих внутренних отражений (Rotstein et al., 1992). В 1987, 1988 и 1999 гг. на плато Кергелен по программе глубоководного бурения (ODP) пробурено 15 скважин, одна из которых (738) расположена в южной его части (рис. 2). Фундамент плато Кергелен преимущественно представлен толеитовыми базальтами, изливавшимися в субаэральных условиях около 120–110 млн. лет назад в южной части плато и 105–100 млн. лет в его центральной части и на банке Элан (Coffin et al., 2002).
По результатам геофизических и геологических исследований Коффин и др. (Coffin et al., 2002) сделали вывод, что раскрытие океана между Индией и Антарктидой могло быть вызвано внедрением горячей точки Кергелен в литосферу Восточной Гондваны 132 млн. лет назад, которое проявилось в излиянии базальтов в юго-западной Австралии (комплекс Банбери) и на плато Натуралиста (рис. 2). Около 120 млн. лет назад горячая точка сместилась в северо-западном направлении (или вновь активизировалась) и, при взаимодействии с центром спрединга Индийского океана, стимулировала обильную вулканическую деятельность, сформировавшую южную часть плато Кергелен (Coffin et al., 2002). Гайна и др. (Gaina et al., 2007) связывают с этим событием отмирание палеохребта в районе 61° в.д. и перескок океанического спрединга, который отделил блок континентальной коры от Индийской материковой окраины, представленный в настоящее время банкой Элан (рис. 2). Данные глубинного сейсмического зондирования (в районе 580ю.ш.) и геохимические исследований базальтов, вскрытых скважиной ODP 738, 747 и 750, указывают на возможное существование вещества континентального генезиса в нижней части земной коры плато Кергелен (Operto & Charvis, 1995; Coffin et al., 2002).
2. Результаты геофизических исследований по проекту МПГ
Двадцатилетний период изучения антарктической континентальной окраины, сопряженной до распада Гондваны с полуостровом Индостан, показал достаточно сложное строение ее земной коры и во многом еще не ясную историю геологического развития. Новые геофизические данные, полученные в рамках проекта МПГ, и их интеграция с предшествующими отечественными и зарубежными материалами позволяют существенно развить наши представления о ранних этапах раскрытия Индийского океана.
Сейсмические материалы зарубежных экспедиций (рис. 1) были получены из международной библиотеки сейсмических данных по Антарктике (см. сайт: http://scar-sdls.org/), а магнитные данные – из базы данных международного проекта ADMAP (Цифровая карта магнитных аномалий Антарктики, см. сайт http://earthsciences.osu.edu/admap/). Интеграция зарубежных и отечественных магнитных данных, позволила построить достаточно детальную карту аномального магнитного поля района исследований (рис. 3).
Рис. 3. Аномальное магнитное поле (ΔТ)а моря Содружества, моря Дейвиса, южной части плато Кергелен и прилегающей суши. Белой линией показана изобата 3000 м, оконтуривающая плато Кергелен
2.1. Строение земной коры и история геодинамического развития района южной части плато Кергелен
Представления о тектоническом строении района исследований и истории его развития в геологическом прошлом основаны на анализе морфологии и внутреннего строения кристаллического фундамента, а также качественной интерпретации аномальных потенциальных полей и их количественной обработки (плотностного моделирования по гравиметрическим данным и моделирования спрединга морского дна по магнитометрическим данным).
2.1.1. Строение земной коры
Поверхность кристаллического фундамента в основном уверенно идентифицируется на сейсмических разрезах, если расположена выше кратных волн от поверхности морского дна. В волновом поле она представлена акустически контрастной, рельефной, шероховатой или ровной, иногда дифрагирующей границей, которая отделяет вышележащую, хорошо стратифицированную толщу с протяженными отражающими границами от подстилающей среды с редкими нерегулярными или наклонными (как в абиссальной котловине моря Содружества и на плато Кергелен) отражениями. В подножии континентального склона моря Дейвиса кристаллический фундамент установлен менее отчетливо, так как перекрыт горизонтом осадочного чехла с высоким коэффициентом отражения, который препятствует прохождению сейсмического сигнала.
По результатам комплексной интерпретации геофизических данных составлена схема тектонического строения района исследований, на которой показаны главные тектонические подразделения, принципиально отличающиеся по структуре, физическим характеристикам и истории развития земной коры (рис. 4). К этим подразделениям относятся: докембрийский кристаллический щит Восточной Антарктиды, позднеюрско – раннемеловая система внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов, раннемеловая океаническая котловина и раннемеловая вулканическая провинция Кергелен.
Докембрийский кристаллический щит фрагментарно обнажается на побережье изученной акватории и продолжается на шельф, где он погружен на глубину до 2 км и перекрыт тонким слоем осадков. Земная кора в пределах кристаллического щита практически не затронута процессами растяжения и имеет нормальную для континентов мощность 25–30 км.
Внутриконтинентальный и окраинный рифтовые грабены образуют генетически взаимосвязанную систему. Внутриконтинентальный рифтовый грабен выделен на шельфе залива Прюдс по результатам исследований прошлых лет (Leitchenkov, 1991). Границы грабена определены по резкому погружению поверхности кристаллического фундамента на сейсмических разрезах, но его внутренняя структура остается неизученной из-за интенсивных кратных волн от морского дна, которые полностью маскируют полезную запись глубже 1,5–2,0 км. По данным исследований МПВ и результатам моделирования поля силы тяжести, днище грабена расположено на глубинах 8–10 км (рис. 4), а мощность земной коры в его осевой части (вместе с осадками) составляет около 25 км. Рифтовый грабен шельфа залива Прюдс является морским продолжением крупнейшей позднемезозойской рифтовой зоны Антарктиды, которая протягивается из центральной части материка в сторону океана более чем на 1000 км (Грикуров, 1980). Сейсмические и геологические данные позволяют предполагать, что позднемезозойский внутриконтинентальный рифтовый грабен наследует более раннюю, позднепалеозойскую рифтовую зону (Leitchenkov, 1991).