Окраинный рифтовый грабен представляет собой южную часть рифта, образовавшегося между Индией и Антарктидой при растяжении литосферы и оставшейся на антарктической плите после раскрытия Индийского океана. Он расположен на внешнем шельфе, континентальном склоне и в подножии континентального склона морей Содружества и Дейвиса. Наклонная поверхность кристаллического фундамента, погружающаяся по системе крутых сбросов от 1–2 км до 6–8 км, представляет собой борт окраинного грабена (рис. 4). Днище грабена в региональном плане имеет форму прогиба и залегает на глубине 8–11 км в море Содружества и 6–9 км в море Дейвиса. Внутри грабена выявлены ассиметричные депрессии фундамента (известные в литературе как полуграбены), образование которых связано с растяжением земной коры. Мощность консолидированной части земной коры в днище рифтового грабена составляет 6–7 км, т. е. сравнима с магматической корой океана.
Рис. 4. Схема тектонического строения района моря Содружества, моря Дейвиса, южной части плато Кергелен и прилегающей суши. 1 – докембрийский кристаллический щит; 2 – позднеюрско-раннемеловые рифтовые грабены (а – борта грабенов; б – днища грабенов); штриховкой показана область внедрения мантии и продуктов ее дифференциации в континентальную кору; 3 – раннемеловая океаническая котловина; 4 – раннемеловая вулканическая провинция Кергелен (а – плато; б – окраина плато), 5 – магматические постройки; 6 – изоглубины поверхности фундамента (км); 7 – уступы в поверхности фундамента; 8 – сбросы; 9 -линейные магнитные аномалии с номерами хронов полярности геомагнитного поля; 10 – отмершие хребты. Красными линиями показано положение сейсмических разрезов, представленных на рисунках 5 и 7.
Наиболее сложной и до сих пор еще однозначно не решенной научной проблемой, возникающей при изучении пассивных континентальных окраин, является определение границы между континентальной корой, существенно утоненной в результате рифтогенеза, и океанической корой, образованной в результате магматической аккреции (спрединга) в срединных хребтах (в литературе обычно используется термин "граница континент-океан"). Особенности строения земной коры в глубоководной части бассейнов морей Содружества и Дейвиса позволяет достаточно обоснованно подойти к решению этой проблемы.
Главной такой особенностью является необычно ровная для континентальных окраин и абиссальных котловин поверхность кристаллического фундамента (причины этого феномена будут рассмотрены позже), в результате чего сейсмический сигнал не рассеивается на ней (как это происходит на рельефных границах), а проникает на большие глубины, где содержится основная информация о строении, составе и геодинамической обстановке формирования земной коры. Граница континент-океан определяется нами по резкой смене характера сейсмической записи ниже поверхности фундамента (рис. 5). К северу от этой границы разрез земной коры имеет "трехслойное" строение (см. предыдущий раздел), а к югу – приобретает внутреннюю структуру с хаотически расположенными (иногда яркими выпуклыми) рефлекторами и гиперболами дифрагированных волн (рис. 5). Как и предполагалось ранее (Гандюхин и др., 2002), граница континент-океан в море Содружества маркируется интенсивной линейной магнитной аномалией (рис. 3).
Рис. 5. Сейсмические разрезы, демонстрирующие строение земной коры в районе границы континент-океан в море Содружества (А) и море Дейвиса (Б). Положение разрезов показано на рисунке 4. Сейсмический разрез в море Содружества получен из библиотеки сейсмических данных по Антарктике (австралийская экспедиция 2001 г.; Stagg et al., 2005).
Отражающие границы внутри коры, наблюдаемые на внешней части окраинного грабена, вблизи границы континент-океан объясняются нами внедрением мантии и продуктов ее дифференциации на разные уровни земной коры. По данным исследований МПВ с донными станциями и радиобуями, последняя вниз по разрезу преломляющая граница, расположенная на 1,5–2,5 км выше Мохо в прилегающей океанической коре, имеет скорость 7,6 км/с и плотность 3,1 г/см, соответствуя незначительно серпентинизированной (менее чем на 25 %) мантии (Dean et al., 2000; Wilson et al., 2001) или мантийным выплавкам, которые наращивают кору снизу (в зарубежной литературе этот процесс называется underplating). В верхней части консолидированной коры скорости преломленных волн составляют 6,2–6,6 км/с и могут принадлежать породам кислого/среднего состава верхней коры континентального типа или умеренно (до 50 %) серпентинизированным перидотитам верхней мантии. В пользу последнего свидетельствуют локальные линейные магнитные аномалии (рис. 3), которые могут возникать благодаря последовательному внедрению порций мантийного вещества по мере растяжения литосферы и их серпентинизации, сопровождающейся образованием магнитных минералов – магнетита и титаномагнетита (Sibuet et al., 2007). На основании полученных данных можно предположить, что, как и на многих пассивных невулканических окраинах (например, окраинах юго-западной Европы, Ньюфаундленда, Лабрадора, южной Австралии, Земли Уилкса в Антарктике; (Wilson et al., 2001, Leitchenkov et al., 2007), конечный этап рифтогенеза в море Содружества сопровождался внедрением литосферной мантии и продуктов ее дифференциации (пород основного состава) в утоненную континентальную кору.
Ширину зоны модифицированной коры (смеси древних метаморфических, метаморфизованных мантийных и магматических пород) точно определить не удается из-за кратных волн от морского дна, перекрывающих большую часть полезной записи ниже поверхности фундамента, но, вероятно, она составляет не менее 50 км в море Содружества и не менее 20 км в море Дейвиса. Контакт модифицированной коры окраинного рифтового грабена и океанической коры часто выражается ярким, прерывистым рефлектором, погружающимся в северном направлении (рис. 5).
Гладкая поверхность фундамента в пределах модифицированной коры (рис. 5) может быть представлена океаническими лавами (покровными базальтами), которые растекались на расстояние до 50 км от центра первичного спрединга в условиях еще неглубокого морского бассейна, или базальтами, излившиеся в результате внедрения и дифференциации мантийного вещества на конечной стадии растяжения окраины.
В море Содружества и море Дейвиса ширина окраинного рифтового грабена (растянутой континентальной коры) составляет 300–350 км, превышая по этому параметру большинство аналогичных структур невулканических окраин (Dean et al., 2000). В восточной части моря Содружества и западной части моря Дейвиса граница континент-океан резко смещается в южном направлении (рис. 4), но в троге Принцессы Елизаветы (между 80° в. д и 87° в.д.) ее положение остается неопределенным, так как отчетливая смена сейсмической записи внутри кристаллического фундамента здесь не наблюдается. Тем не менее, указанием на океаническую природу коры служит серия хорошо коррелируемых линейных магнитных аномалий (рис. 3, 4), самая южная из которых располагается вблизи борта окраинного грабена, ширина которого, таким образом, сокращается до 40–80 км. Такое резкое различие в строении окраины, вероятно, связано с первичной сегментацией коровых блоков на этапе рифтогенеза и их асимметричным растяжением.
Океанические котловины. Магматическая природа коры океанических котловин достаточно надежно установлена по особенностям сейсмической записи (см. предыдущий раздел), значениям скорости преломленных волн в фундаменте 5,0–5,5 км/с, типичным для второго океанического слоя, и линейному характеру магнитного поля, определяемого спредингом морского дна. Практически на всех сейсмических разрезах, пересекающих океанические котловины, на глубине около 10 с (двойное время пробега сейсмических волн), выделяется яркий непрерывный рефлектор в основании коры, который отождествляется с кровлей верхней мантии (поверхностью Мохо; рис. 5).
Ровная поверхность фундамента в котловинах, являющаяся его специфической особенностью, в целом не характерна для океанической коры, образовавшейся в условиях медленного спрединга, но часто встречается вблизи вулканических окраин и плато (Leitchenkov et al., 2008). Такая его морфология, вероятно, связана с избыточным магматизмом в срединно-океанических хребтах и увеличением мощности вулканического комплекса ("слоя 2А"), сглаживающего рельеф рифтовой долины.
Мощность базальтового комплекса в море Содружества, определяемого по глубине прослеживания наклонных рефлекторов, составляет 0,8–1,3 км (что в два раза больше средних по океану), но встречаются участки, где она увеличивается до 2,0–2,5 км. По данным МПВ, нижний, третий слой океанической коры, характеризуется стандартными для него скоростями 6,9–7,0 км/с, а его мощность возрастает в северном направлении от типовых для океана 4,5–5,0 км до 6,0–7,0 км.