скачать книгу бесплатно
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.
Комплекс PS.5 залегает в основании осадочного чехла рифтового грабена залива Прюдс (рис. 9). Он отличается высокой (4,8–5,0 км/с) скоростью сейсмических волн и достигает мощности 4,5 км. Комплекс PS.5 не был опробован бурением ODP, но по значениям скорости упругих волн, свойственным этой толще, предполагается, что он сложен молассоидными пермо-триасовыми отложениями, аналогичными осадкам оз. Бивер.
Комплекс PS.4 ограничен в кровле угловым несогласием, контрастно выраженным в сейсмической записи. В осевой части грабена мощность этого комплекса достигает 3,5 км (рис. 9). Вещественный и фациальный состав комплекса PS.4 был изучен в скважине 740, которая вскрыла около 200 м средней его части. В составе комплекса присутствуют алевролиты (в преобладающем количестве) и песчаники (красноцветы) с прослоями ископаемых почв и углей (Barron et al., 1991). Предполагается, что эти осадки в основном имеют флювиальное происхождение и накапливались в условиях теплого, сухого климата. Возраст пород из опробованной части комплекса установить не удалось (Barron et al., 1991). По нашим представлениям, комплекс PS.4 накопился в период основной фазы рифтогенеза, завершившейся разделением литосферных плит, и, таким образом, сложен позднеюрско-раннемеловыми осадками.
Комплекс PS.2B имеет покровный облик, распространяясь на большей части шельфа залива Прюдс, и перекрывает комплекс PS.4 или кристаллический фундамент в западном борту грабена (рис. 9). По данным бурения в составе комплекса PS.2B преобладают песчаники, содержащие тонкие прослои сильно сцементированных осадков, и алевролиты с остатками углифицированного растительного материала (Barron et al., 1991). Осадки вскрытой части разреза имеют раннемеловой (альбский) возраст, а их формирование происходило в условиях холодного влажного климата.
Рис. 9. Глубинный разрез через залив Прюдс и глубоководную область моря Содружества с установленными сейсмическими горизонтами и комплексами осадочного чехла (построен на основе сейсмического профиля ПМГРЭ 1987 г. в заливе Прюдс и профиля, выполненного по проекту МПГ в глубоководной акватории). Возраст комплексов осадочного чехла шельфа залива Прюдс: PS.5 – пермь-триас; PS.4 – поздняя юра – ранний мел; PS.2B – ранний мел; PS.2A – средний эоцен – квартер. Возраст горизонтов осадочного чехла глубоководной области: CS1 – ~134 млн. лет; CS2 – ~120 млн. лет; CS3 – 42–40 млн. лет; CS4 – ~34 млн. лет, CS5 – ~24 млн. лет, CS6 – 14–13 млн. лет. Положение разреза показано на врезке.
Верхний комплекс осадочного чехла шельфа PS.2A распространяется на площади от среднего шельфа до континентального склона (рис. 9). Главной отличительной чертой этого комплекса является наличие в нем проградационных (наращивающихся в сторону океана) серий (клиноформ) с отчетливой внутренней расслоенностью. Некоторые серии в направлении внутреннего шельфа выполаживаются, приобретая агградационную (т. е. наращивающуюся вверх по разрезу) слоистость с пологим залеганием отражающих границ. Комплекс PS.2A пробурен четырьмя скважинами ODP, которые охарактеризовали большую часть его разреза (рис. 1, 9). В базальной части комплекса, вскрытого скважиной 1166, обнаружены песчаники средне-, позднеэоценового возраста, отлагавшиеся во флювиальных руслах и затапливаемых приливных бассейнах или лагунах в условиях влажного, холодного климата. Остальная часть разреза имеет пост-раннеолигоценовый возраст и включают в себя массивные и стратифицированные диамиктиты ледникового и ледниково-морского генезиса (Barron et al., 1991).
Осадочный чехол глубоководной области моря Содружества и моря Дейвиса изучался многими специалистами, в результате чего появилось несколько независимых сейсмостратиграфических моделей, которые во многом отличались друг от друга по набору выделяемых горизонтов, положению в разрезе и интерпретации их природы и возраста. После проведения ПМГРЭ регулярных исследований МОГТ на континентальной окраине Восточной Антарктиды и анализа всех существующих сейсмических данных была выполнена идентификация и взаимная корреляция основных региональных несогласий на всей площади работ и создана универсальная сейсмостратиграфическая модель (Leitchenkov et al., 2007), которая усовершенствована и уточнена, благодаря исследованиям по проекту МПГ.
В универсальной стратиграфической модели, разработанной нами для глубоководной области континентальной окраины Восточной Антарктиды на основе отечественных сейсмических данных, региональные отражающие границы нумеруются вверх по разрезу цифрами от «1» до «5» и имеют буквенные коды WS, RLS, CS и WL (аббревиатуры английских названий морей или прилегающих Земель – Weddell Sea, Riiser-Larsen Sea, Cosmonaut Sea/Cooperation Sea, Wilkes Land margin; Leitchenkov et al., 2007). Для унификации модели было принято решение, что кровля рифтового структурного этажа (или, иначе говоря, несогласие, образованное в результате разновозрастного раскола Гондваны) обозначается цифрой «1», а подошва синледниковых осадков (т. е., граница, которая маркирует начало активных склоновых процессов, связываемых с крупномасштабным оледенением материка в раннем олигоцене – цифрой «4».
Основным критерием для идентификации нижнего горизонта осадочного чехла CS1, который отождествляется с поверхностью несогласия в кровле рифтового структурного этажа, является различие характера сейсмической записи в подстилающей и перекрывающей толщах (рис. 10), обусловленное изменением обстановки осадконакопления с преимущественно континентальной на морскую. Такие различия наблюдаются почти на всех разрезах, пересекающих континентальную окраину района исследований, позволяя достаточно уверенно выделять этот принципиальный раздел осадочного чехла. Сам горизонт CS1 представлен непрерывным рефлектором переменной амплитуды (рис. 10), который налегает на фундамент на расстоянии 5–50 км в сторону суши от границы континент-океан.
Рис. 10. Интерпретированный сейсмический разрез глубоководной области моря Содружества, демонстрирующий положение основных горизонтов осадочного чехла и структуру сейсмической записи ограниченных ими комплексов. Положение разреза показано на рис. 9.
Несогласие в кровле рифтового этажа выделено по сейсмическим данным на многих (хотя и не на всех) пассивных континентальных окраинах. Его образование связывается с эрозией отложений на конечной стадии рифтогенеза (перед началом спрединга морского дна) за счет термального подъема земной коры при внедрении горячей астеносферной мантии (Ziegler & Cloetingh, 2004). Таким образом, возраст горизонта CS1 приблизительно соответствует началу спрединга морского дна в море Содружества и составляет ~134 млн. лет.
Рифтовый структурный этаж заполняет региональные прогибы внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов и локальные структуры растяжения (полуграбены) в кристаллическом фундаменте на шельфе и под верхним подножием континентального склона. Депоцентр рифтового структурного этажа располагается примерно посередине между внутренней границей окраинного рифтового грабена и границей континент-океан. Мощность слагающих его осадков в депоцентре составляет, в среднем, около 1 км, но напротив залива Прюдс она достигает 3,0 км.
Состав рифтового этажа предполагается по данным бурения на шельфе залива Прюдс и в Пертском бассейне (юго-западная окраина Австралии), который на этапе распада Восточной Гондваны находился в сходной тектонической, географической и климатической обстановке с бассейнами морей Содружества и Дейвиса (рис. 8А). На шельфе залива Прюдс рифтовые отложения предположительно вскрыты скважиной 740 (рис. 9), но не датированы из-за отсутствия ископаемых остатков. Согласно данным бурения, эти отложения представлены алевролитами и песчаниками (с прослоями ископаемых почв и углей), имеют флювиальное происхождение и накапливались в условиях теплого, сухого климата (Barron et al., 1991). В Пертском бассейне в составе рифтового структурного этажа доминируют песчаники континентального и мелководно-морского генезиса (Song et al., 2001). Не исключено, что в основании рифтового этажа глубоководной части бассейнов морей Содружества и Дейвиса присутствуют отложения ранней, пермо-триасовой фазы растяжения (рифтогенеза) земной коры, которые обнажаются в борту внутриконтинентальной рифтовой зоны ледников Ламберта и Эймери (Грикуров, 1980), предполагаются на шельфе залива Прюдс (Leitchenkov, 1991) и широко развиты на юго-западной окраине Австралии (Song et al., 2001).
Горизонт CS2 выделен на континентальной окраине Восточной Антарктиды от моря Рисер-Ларсена до моря Дейвиса (Leitchenkov et al., 2007). Подстилающий его сейсмический комплекс «CS2–CS1» в основном характеризуется параллельными непрерывными и прерывистыми внутренними отражениями, образующими тонкослоистую среду (рис. 10), которые характерны для морского гемипелагического осадконакопления с возможными влиянием склоновых процессов (оползней, турбидитных и обломочных потоков). Нижняя возрастная граница комплекса «CS2–CS1» определяется несогласием в кровле рифтового этажа (~134 млн. лет). Кровля комплекса (горизонт CS2) налегает на океанический фундамент в 50–150 км к северу от границы континент-океан в районе аномалии М6-М7 и, следовательно, не может быть древнее среднего валанжина (~128 млн. лет). Мы предполагаем, что образование горизонта CS2 связано со сменой режима осадконакопления, обусловленного началом интенсивного вулканизма в южной части плато Кергелен около 120 млн. лет назад. Мощность комплекса «CS2-CS1» в основном составляет 1,0–1,5 км. Максимальные ее значения (около 2 км) наблюдаются в море Содружества, в районе 76° в.д., 66° ю.ш., расположенном напротив центральной части залива Прюдс, что, вероятно, обусловлено более интенсивной поставкой терригенного материала речной системой, продолжавшей развиваться в долине внутриконтинентального рифтового грабена ледников Ламберта и Эймери. Низкое стояние уровня моря на протяжении нижнего мела (по крайне мере до апта), способствовавшее транзиту терригенных осадков через шельф, подтверждается данными пробоотбора на шельфе континентальной окраины Земли Мак-Робертсона, расположенном к западу от залива Прюдс (Truswell et al., 1999).
Горизонт CS3 прослеживается в пределах всей изученной в настоящее время индоокеанской континентальной окраины Восточной Антарктиды, представляя собой практически непрерывную отражающую границу с переменными динамическими свойствами. Комплекс «CS3-CS2» в основном представлен протяженными параллельными внутренними отражениями и по характеру сейсмической записи похож на подстилающие его комплекс «CS2-CS1» (рис. 10). Наибольшая его мощность (1,2–1,8 км) приурочена к верхнему и среднему подножию континентального склона моря Содружества. На шельфе залива Прюдс с глубоководным комплексом «CS3-CS2» отождествляется толща, в которой по данным бурения преобладают осадки флювиального генезиса (Barron et al., 1991; рис. 9) нижне– и верхнемелового возраста (альб – сантон). В кровле этой толщи выявлено стратиграфическое несогласие, означающее, что большая часть разреза была эродирована в периоды низкого стояния уровня моря.
Возраст горизонта «3» в глубоководной акватории был обоснован после проведения исследований в западной части континентальной окраины Земли Уилкса, где он налегает на океанический фундамент, датированный ранним эоценом, и маркирует заметные изменения в строении осадочного чехла, которые связываются нами с самым ранним этапом оледенения этой части антарктической окраины около 42–40 млн. лет назад (Leitchenkov et al., 2007).
Горизонт CS4 и соответствующие ему горизонты с номером «4» в других бассейнах антарктической окраины маркируют наиболее заметные преобразования структуры осадочного чехла и, как правило, представлены контрастной в сейсмической записи границей (рис. 10). Выше этой границы в разрезе появляются глубоководные каньоны и сопряженные с ними намывные прирусловые валы (боковые наносы), а также некоторые другие специфические сейсмофации (рис. 10). Принципиальные изменения в структуре осадочного чехла на региональной границе с номером «4» (CS4 в районе исследований) связываются с крупномасштабным оледенением Антарктиды около 34 млн. лет назад, когда ледовый щит достиг края шельфов, инициируя активные склоновые процессы (образование оползней, обломочных потоков и турбидитных течений (Kuvaas & Leitchenkov, 1992; Leitchenkov et al., 2007; Cooper et al., 2009). Комплексы, расположенные выше горизонта CS4, представляют собой синледниковую толщу осадочного чехла, т. е. осадочные отложения, которые на большей части изучаемой акватории формировались под влиянием осциллирующего ледникового покрова Антарктиды.
Основываясь на нашем предположении о среднеэоценовом возрасте горизонта CS3, глубоководный комплекс «CS4-CS3» отождествляется с нижней частью комплекса PS2A на шельфе залива Прюдс, который, согласно данным бурения, имеет средне-верхнеэоценовый возраст (рис. 9; Cooper & O’Brien, 2004). Осадки в это время отлагалась во флювиальных руслах и затапливаемых приливных бассейнах или лагунах в условиях влажного холодного климата (Cooper & O’Brien, 2004).
Комплекс «CS4-CS3» характеризуется параллельной слоистостью с непрерывными и прерывистыми, иногда изогнутыми внутренними отражениями, которые в большей мере типичны для гемипелагического осадконакопления. Он плавно увеличивается в мощности от первых сотен метров под верхним подножием континентального склона до 500–800 м под нижним подножием и выклинивается на поднятии плато Кергелен. В южной части моря Дейвиса под верхним подножием континентального склона были выявлены наклонные отражающие границы, которые налегают на горизонт CS3, образуя клиноформы, наращивающие разрез осадочного чехла в сторону океана (Лейченков и Гусева, 2006). Такая структура характерна для флювиальных конусов выноса и интерпретируется нами как авандельта. Максимальная скорость накопления осадочного комплекса «CS4-CS3» в нижнем подножии континентального склона составляла не более 50–60 м/млн. лет.
По результатам бурения установлено, что в течение относительно короткого времени позднего эоцена – раннего олигоцена сначала произошло падение уровня моря и эрозия шельфа (флювиально-лагунных отложений нижней части комплекса PS2A), затем трансгрессия с накоплением морских осадков и, наконец, наступление ледника на шельф, обеспечившее активную поставку осадочного материала в глубоководную область (Cooper & O’Brien, 2004). На протяжении олигоцена – среднего миоцена антарктический ледовый щит оставался нестабильным, циклично изменяясь по площади своего развития (политермальные условия; Zachos et al., 2001). В заливе Прюдс ледник периодически достигал края шельфа, осуществляя привнос терригенных осадков на континентальный склон, где происходила его дальнейшая транспортировка в направлении глубоководной котловины за счет склоновых процессов седиментации (Leitchenkov et al., 1994, Cooper & O’Brien, 2004). В периоды отступления ледника и повышения уровня моря, в подножии континентального склона, возможно, начинала преобладать гемипелагическая обстановка осадконакопления, но выделить эти события по сейсмическим данным не удается.
Начиная с позднего миоцена (около 14 млн. лет назад), когда ледовый щит Восточной Антарктиды достиг устойчивого равновесия (полярные условия), депоцентры сместились в сторону континентального склона, а в подножии континентального склона темп осадконакопления существенно (более чем в пять раз) снизился (Cooper & O’Brien, 2004). В плиоцене-плейстоцене режим седиментации на континентальной окраине резко изменился. Ледовый щит перекрывал большую часть шельфов, но оставался малоподвижным, в связи с чем поступление осадков в глубоководную область было очень незначительным. Единственным исключением являлется устье канала Прюдс, пересекающего шельф с юго-востока на северо-запад (рис. 9), вдоль которого осуществлялось активное движение выводного ледника, интенсивная поставка осадочного материала на континентальный склон и сфокусированная проградация, в результате которой бровка шельфа сместилась на 40 км в сторону океана (Leitchenkov et. al., 1994; Coper & O’Brien, 2004).
Все эти события отражаются в строении синледниковой толщи осадочного чехла («Дно-CS4»), который отличается разнообразием сейсмических фаций, с различной геометрией внутренних отражений и характерными особенностями внешней морфологии. В составе этой толщи выделен региональный горизонт CS5 и локальный горизонт CS6, которые маркируют вертикальное изменение сейсмофациальной структуры и являются важными индикаторами эволюции глубоководного бассейна. Время образования горизонта CS5 оценивается путем экстраполяции возраста осадков, вскрытых в забое скважины 1165 (~22 млн. лет; Cooper & O’Brien, 2004), расположенном на 200 м выше этого горизонта (с установленной скоростью осадконакопления в нижней части скважины около 100 м/млн. лет), и составляет ~24 млн. лет (граница олигоцена и миоцена), соответствуя оледенению Mi-1 (Zachos et al., 2001). Горизонт CS6 представляет собой контрастный рефлектор, но прослеживается только в пределах моря Содружества. Корреляция со скважиной 1165 показывает, что возраст этого горизонта составляет 13–14 млн. лет, т. е. его образование связано со стабилизацией антарктического оледенения в позднем миоцене.
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 66
и 72
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.
Заключение
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.
Литература
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.
Gradstein F.M., Agterberg F.P., Ogg J.G., Hardenbol J., van Veen P.,Thierry J., Huang, Z., 1994. A Mesozoic timescale, Journ. Geop. Res.Vol. 99, pp. 24051–24074.
Kuvaas B., Leitchenkov G. 1992. Glaciomarine turbidite and current controlled deposits in Prydz Bay. Antarctica. Marine Geology. Vol. 108, pp. 365–381.
Leitchenkov G.L. 1991. Structure and evolution of the Prydz Bay. In: Abstracts of Sixth International Symposium on Antarctic Earth Sciences. National Inst. Polar Res., Japan, pp. 346–351.
Leitchenkov G., Stagg H., Gandjukhin V., Cooper A.K., Tanahashi M., O’Brien P. 1994. Cenozoic seismic stratigraphy of Prydz Bay (Antractica). In Cooper A.K., Barker P.F., Webb P.N., Brankolini G. (Eds), The Antarctic continental margin: geophysical and geological stratigraphic records of Cenozoic glaciation, Paleoenvironments and sea-level change, Terra Antarctica. Vol. 1, N 2, pp. 395–397.
Leitchenkov G.L., Gandyukhin V.V., Guseva Y.B. 2007. Crustal structure and evolution of the Mawson Sea, western Wilkes Land margin, East Antarctica. In: Cooper A. K., Raymond C. R. et al. Antarctica: A Keystone in a Changing World – Proceedings of the 10th ISAES, USGS Open-File Report 2007–1047, Short Research Paper 028. 2007. doi:10.3133/of2007-1047.srp 028.
Leitchenkov G., Guseva J., Gandyukhin V., Grikurov G., Kristoffersen Y., Sand M., Golynsky A., Aleshkova N. 2008. Crustal structure and tectonic provinces of the Riiser-Larsen Sea area (East Antarctica): results of geophysical studies. Mar. Geoph. Res. Vol. 29, pp. 135–158.
Muller R. D., Roest W. R., Royer J-Y., Gahagan L. M., Sclater J. G. 1997 Digital isochrons of the World’s ocean floor. Journ. Geoph, Res. Vol. 102 (B2), pp. 3211–3214.
Muller R.D., Gaina C., Roest W.R., Lundbek D. 2001. A recipe for microcontinent formation. Geology. Vol. 29. № 3, pp. 203–206.
Montigny R., Karpoff A.-M., Hofmann C. 1993. Resultats d’un dragage par 55°18’S-83°04’E dans le Bassin de Labuan (campagne MD 67, ocean Indien meridional): implications geodynamiques, Geosciences Marines, Soc., geol. France, 83.
Operto S., Charvis P. 1996. Deep structure of the southern Kerguelen Plateau (southern Indian Ocean) from ocean bottom seismometer wide-angle seismic data, Journ. Geoph. Res. Vol. 101, pp. 25077–25103.
Powell C.A., Roots S.R., Veevers J.J. 1988. Pre-breakup continental extension in East Gondwanaland and early opening of the eastern Indian Ocean. Tectonophysics. № 155, pp. 261–283.
Ramana M.V., Ramprasad T., Desa M. 2001. Seafloor spreading magnetic anomalies in the Enderby Basin, East Antarctica. Earth and Plan. Sci. Lett. Vol. 191, pp. 241–255.
Rotstein Y., Schlich R., Munschy M., Coffin M. 1992. Structure and tectonic history of the Southern Kerguelen Plateau (Indian Ocean) deduced from seismic reflection data. Tectonics. Vol. 11, № 6, pp. 1332–1347.
Royer J.-Y., Coffin M.F. 1992. Jurassic to Eocene plate tectonic reconstructions in the Kerguelen Plateau region. In: Wise J.S.W., Julson A.P., Schlich R., Thomas E. (Eds.). Proceedings of the Ocean Drilling Program, scientific results, 120, Texas A&M University, College Station, TX, pp. 917–930.
Sandwell D., Smith W.H.F. 2005. Retracking ERS-1 altimeter waveforms for optimal gravity field recovery. Geoph. J. Int. Vol. 163, pp. 79–89.
Sibuet J-C., Srivastava S., Manatschal G. 2007. Exhumed mantle-forming transitional crust in the Newfoundland-Iberia rift and associated magnetic anomalies. Journ. Geoph. Res. Vol. 112, B06105, DOI:10.1029/2005JB003856.
Song T., Cawood P.A., Middleton M. 2001. Transfer zones normal and oblique to rift trend: example from the Perth Basin, Western Australia. In: Wilson R.C.L., Whitmarsh R.B., Taylor B., Froitzheim N. (Eds.). Non-Volcanic rifting of continental margins: a composition of evidence from land and sea. Geological Society. London. Special Publication. № 187, pp. 475–488.
Stagg H.M.J. 1985. The structure and origin of Prydz Bay and Mac.Robertson shelf. East Antarctica. Tectonophysics. Vol. 114, pp. 315–340.
Stagg H.M.J., Colwell J.B., Direen N.G., O’Brien P.E., Bernardel G., Borissova I., Brown B.J., Ishirara T. 2005. Geology of the continental margin of Enderby and Mac Robertson Lands, East Antarctica: insights from a regional data set. Marine Geoph. Res. Vol. 25, pp. 183–219.
Storey M., Kent R.W., Saunders A.D., Salters V.J., Hergt J., Whitechurch H., Sevigny J.H., Thirlwall M.F., Leat P., Ghose N.C. and Gifford M. 1992. Lower Cretaceous volcanic rocks on continental margins and their relationship to the Kerguelen Plateau. In Wise, S.W., Schlich, R., et al., Proc. ODP, Sci. Results, 120: College Station, TX (Ocean Drilling Program), pp. 33–53.
Tikku A.A., Cande S.C. 1999. The oldest magnetic anomalies in the Australian-Antarctic Basin: are they isochrons? Journ. Geoph. Res. Vol. 104, pp. 661–677.
Truswell E.M., Dettmann M.E., O’Brien P.E., 1999. Mesozoic palynofloras from the Mac.Robertson Shelf, East Antarctica: geological and phytogeographic implications. Antarct. Sci. Vol. 11, pp. 239–255
Wilson R.C.L., Whitmarsh R.B., Taylor B., Froitzheim N. (Eds.). 2001. Non Volcanic rifting of continental margins: a composition of evidence from land and sea. Geological Society. London. Special Publication. № 187, 585 p.
Ziegler P.A., Cloetingh S. 2004. Dynamic processes controlling evolution of rifted basins. Earth-Science Reviews. Vol 1, pp. 1–50.
Leitchenkov G.L.[9 - Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia), St. Petersburg, Russia], Guseva Yu.B.[10 - Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St. Petersburg, Lomonosov, Russia], Gandyukhin V.V.[11 - Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St. Petersburg, Lomonosov, Russia], Gohl K.[12 - Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research (AWI), Bremerhaven, Germany], Ivanov S.V.[13 - Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St. Petersburg, Lomonosov, Russia], Golynsky A.V.[14 - Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia), St. Petersburg, Russia], Kazankov A.Ju.[15 - Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St. Petersburg, Lomonosov, Russia] Crustal tectonics and depositional history in the Southern Indian Ocean (East Antarctica: Cooperation Sea, Davis Sea, Kerguelen Plateau)
Abstract
This paper outlines major results of marine geophysical surveys conducted in the framework of the IPY 20072008 Project in the area of southern Kerguelen Plateau during 2007 and 2009 austral seasons (in 2007, geophysical data were acquired jointly with Alfred Wegener Institute, Germany). Conducted studies enabled us to define crustal structure and characteristics of this region, to map principal tectonic provinces and features, to develop a seismic stratigraphy model, and to define depositional settings and environmental changes during Late Mesozoic – Cenozoic time.
С.В. Попов[16 - Полярная морская геологоразведочная экспедиция (ПМГРЭ), г. Санкт-Петербург, г. Ломоносов, Россия], Г.Л. Лейченков[17 - Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана имени академика И.С. Грамберга (ВНИИОкеангеология), г. Санкт-Петербург, Россия], В.Н. Масолов[18 - Полярная морская геологоразведочная экспедиция (ПМГРЭ), г. Санкт-Петербург, г. Ломоносов, Россия], В.М. Котляков[19 - Институт географии Российской Академии Наук (ИГ РАН), г. Москва, Россия], М.Ю. Москалевский[20 - Институт географии Российской Академии Наук (ИГ РАН), г. Москва, Россия]
Мощность ледникового покрова и подлёдный рельеф Восточной Антарктиды (результаты исследований по проекту МПГ)
Аннотация
В статье представлены результаты исследований по проекту МПГ 2007–2008 ABRIS (исследование коренного рельефа и мощности ледникового щита Антарктиды), в рамках которого создана база данных мощности льда Восточной Антарктиды и составлены карты подлёдного рельефа и мощности ледникового покрова. Основным источником информации для построения карт являлись материалы отечественных радиолокационных исследований, выполненных с 1966 по 2008 гг., и зарубежных экспедиций, полученных из международной базы данных переданных организациями исполнителями работ.
Введение
В октябре 1996 г. в г. Кембридже (Великобритания) по инициативе рабочей группы по геофизике Научного комитета по исследованиям в Антарктике (SCAR) состоялось рабочее совещание, посвящённое оценке состояния изученности ледникового покрова и коренного рельефа Антарктиды и созданию нового международного проекта «Топография коренного ложа Антарктики» (BEDMAP). В ходе совещания были определены цели и задачи нового проекта, а также методические подходы для успешной его реализации (BEDMAP, 1996). Работу по сбору материала, созданию объединенной базы данных и составлению карт возглавили специалисты Британской антарктической службы (BAS).
В ходе выполнения проекта BEDMAP была сформирована база данных, содержащая 1 931 437 пунктов измерений мощности ледникового покрова по 127 объектам геофизических работ, выполненных в Антарктиде в период с 1950-х до середины 1990-х годов (BEDMAP, 1999). Основную их часть (99.64 %) составляют материалы радиолокационного профилирования (РЛП). После обработки всех полученных данных были сформированы гриды мощности ледникового покрова и коренного рельефа и на их основе создана и опубликована карта коренного рельефа Антарктики масштаба 1: 10 000 000 (Lythe et al., 2000). Важным достижением проекта BEDMAP является создание единой базы данных по мощности льда (включает в себя дискретные значения по радиолокационным профилям и одиночным сейсмическим зондированиям, выполненным до 1995 г.), формирование на её основе математических моделей (гридов) мощности ледникового покрова и коренного рельефа и составление соответствующих мелкомасштабных карт, которые послужили основой для решения многих научных задач в области геологии, гляциологии, моделирования изменений климата и др. Необходимо, однако, отметить, что результирующие карты отражают лишь самые общие (региональные) черты строения ледниковой толщи и подледной поверхности, так как все полученные материалы были осреднены путём создания равномерного (независимо от масштаба выполненных съёмок) цифрового грида.
В рамках инициативы третьего Международного полярного года (МПГ 2007–2008) специалистами ПМГРЭ, ВНИИОкеангеология и ИГРАН был предложен проект ABRIS (Antarctic Bedrock Relief and Ice Sheet – Коренной рельеф и ледовый щит Антарктиды), основная цель которого состояла в создании собственной базы данных мощности ледникового покрова и подлёдной топографии Антарктиды и составлении обобщающих и региональных карт с детальностью, максимально соответствующей масштабам съёмок. Главным объектом исследований по проекту ABRIS является Восточная Антарктида в секторе между 20°в.д. и 160°в.д. (рис. 1). Для успешной реализации проекта и подготовки качественной картографической продукции сначала выполнялась обработка, взаимная увязка и обобщение разномасштабных отечественных данных, значительная часть которых была получена в аналоговой форме и потребовала оцифровки. Кроме того, для составления карт были использованы материалы зарубежных исследований, открытые для международного сообщества. Проект ABRIS был зарегистрирован в международном офисе МПГ, одобрен национальным комитетом МПГ и внесён в перечень предложений в научную программу участия Российской Федерации в проведении международного полярного года.
Рис. 1 Схема радиолокационных и сейсмических исследований, использованных для составления карт мощности ледникового покрова и подлёдного рельефа Восточной Антарктиды. 1–3: данные отечественных исследований. 1 – пункты сейсмических зондирований МОВ; 2 – площади аэрогеофизических съёмок масштаба 1: 500 000; 3 – аэрорадиолокационные и наземные маршруты; 4–5: данные зарубежных исследований, полученные из база данных проекта BEDMAP. – пункты сейсмических зондирований МОВ; 5 – аэрорадиолокационные маршруты. 6–7 – данные зарубежных исследований, преданные в проект ABRIS организациям исполнителями. 6 – аэрорадиолокационные маршруты; 7 – площади аэрогеофизических съёмок масштаба 1: 700 000; 8 – береговая линия (линия налегания шельфовых ледников) по данным цифровой базы данных по Антарктике (Antarctic Digital database, 1998) и данным ПМГРЭ для озера Восток (Попов и др., 2007б); 9 – горные выходы по данным цифровой базы данных по Антарктике (Antarctic Digital database, 1998); 10 – изогипсы высот дневной поверхности; сечение изолиний 200 м. Географические объекты: 1 – шельфовый ледник Эймери; 2 – Купол Аргус; 3 – Купол Конкордия; 4 – Купол Фуджи; 5 – Земля Королевы Мод; 6 – Земля Эндерби; 7 – горы Принс-Чарльз; 8 – ледораздел B; 9 – шельфовый ледник Росса; 10 – Трансантарктические горы; 11 – Купол Титан; 12 – подледниковое озеро Восток; 13 – Земля Уилкса.
1. Радиолокационные и сейсмические исследования
Исследования мощности ледникового покрова Антарктиды проводятся в трех модификациях: точечные сейсмические зондирования методом отражённых волн (МОВ), наземное радиолокационное профилирование и аэрорадиолокационные съемки. Отечественные исследования МОВ стали проводиться с 1958 г. в научных санно-гусеничных походах (Капица, 1960, рис. 1). В период с 1971 по 1975 гг. были выполнены площадные работы МОВ на Земле Эндерби и в районе шельфового ледника Эймери, а с 1995 по 2008 гг. в пределах подледникового озера Восток (Попов и Поздеев, 2002; Попов и др., 2007, рис. 1). Первая аэрорадиолокационная съемка проведена в 14-ой Советской антарктической экспедиции (САЭ) в 1967 г. с использованием самолета Ил-14 и ледового локатора частотой 213 МГц (Козлов и Федоров, 1968). Регулярные аэрогеофизические исследования, в составе которых были и радиолокационные наблюдения, начались в 1985 г. и продолжаются до настоящего времени. В 1987–91 гг. (33–36 САЭ) в центральной части Восточной Антарктиды были выполнены комплексные аэрогеофизические исследования с борта самолёта Ил-18Д, которые закрыли значительную площадь от побережья Земли Эндерби до гор Гамбурцева (рис. 1). Для производств радиолокационных наблюдений применялись ледовые локаторы МПИб0 и ЛЛ5000 с частотой зондирующих импульсов 60 МГц (Попов и др., 2006). Плановая привязка обеспечивалась доплеровским оборудованием, радиогеодезической системой дальней навигации и спутниковой системой плановой привязки. Точность привязки составляла от 150 м до 100 м. В 1971–74 гг., 1986 и 1988 гг. (17–19, 31, 33 САЭ) аэрорадиолокационные съемки с локатором МПИ-60 выполнялись в восточной части Земли Королевы Мод и на Земле Эндерби. В качестве носителя использовались самолёты Ил-14 (Куринин и Алешкова, 1987). С 1985 г. начались планомерные аэрогеофизические исследования масштаба 1: 500 000 в районе ледников Ламберт-Эймери (Попов и Поздеев, 2001; Попов и др., 2006).
В период 1998–2009 гг. в районе подледникового озера Восток и на трассах следования санно-гусеничных походов между станциями Мирный-Восток и Прогресс-Восток выполнялось наземное радиолокационное профилирование (рис. 1). В работах использовался ледовый локатор РЛС-60-98 с частотой зондирующих импульсов 60 МГц. Плановая привязка осуществлялась с помощью глобальной системы позиционирования (GPS; Попов и др., 2007).
При составлении карт были использованы также материалы зарубежных экспедиций, полученные из базы данных проекта BEDMAP (рис. 1). К ним относятся: (1) данные наземных сейсмических исследований США, выполненные в 1960-х; плановая привязка пунктов наблюдения осуществлялась астрономическим способом (Crary, 1962; Beitzel, 1971); (2) материалы совместных аэрогеофизических исследований США, Великобритании и Дании, выполненных в течение летних полевых сезонов 1971/72, 1974/75 и 1978 гг. на Земле Виктории и в центральной части Восточной Антарктиды; работы выполнялись на базе самолёта C-130 с использованием ледового локатора частотой 60 МГц; точность плановой привязки составила около 3 км (Drewry & Meldrum, 1978); (3) материалы японских наземных радиолокационных исследований, выполненных в районе купола Фуджи 1992–94 гг.; применялся ледовый локатор с частотой зондирующих импульсов 60 МГц; плановая привязка обеспечивалась (BEDMAP, 1999). В 2001 и 2004 гг. экспедициями США (Studinger et al., 2003) и Германии (McLean et al. 2004) были проведены комплексные аэрогеофизические съёмки с использованием радиолокационного профилирования в районе подледникового озера Восток и к югу от гор Принс-Чарльз. Материалы этих исследований переданы в проект ABRIS и использованы при построении карт.
2. Результаты исследований по проекту ABRIS
По результатам исследований в рамках проекта МПГ ABRIS составлены карты мощности ледникового покрова и подлёдного рельефа, которые формировались посредством гридирования всего объёма данных методом Inverse Distance с размером ячеек грида 5х5 км и радиусом осреднения 80 км. Методика гридирования обоснована и достаточно подробно изложена в работе (Попов и др., 2007). Подлёдный рельеф строился путем вычитания мощности ледника из дневной поверхности. На начальном этапе работ по проекту ABRIS использовалась модель дневной поверхности, сформированная в рамках проекта GTOPO30, доступная по адресу в интернете http://edc.usgs.gov/products/elevation/gtopo30/gtopo30.html (http://edc.usgs.gov/products/elevation/gtopo30/gtopo30.html). В его основу были положены материалы спутниковых съемок ERS-1 (Gesch & Larson, 1996). При всех достоинствах модели она недостаточно точно описывает поле высот дневной поверхности шельфовых ледников и присклоновой части антарктического ледника, поэтому для расчёта модели коренного рельефа, сформированной в рамках проекта ABRIS, использовалась дневная поверхность проекта RAMP2 (Radarsat Antarctic Mapping Project Digital Elevation Model, Version 2), сформированная, главным образом, на основе материалов спутника ERS-1 и ERS-2. Данные доступны по адресу в интернет http://nsidc.org/data/docs/daac/nsidc0082_ramp_dem_v2.gd.html (http://nsidc.org/data/docs/daac/nsidc0082_ramp_dem_v2.gd.html) (Liu. et al., 2001)
Мощность ледникового покрова изученной части Восточной Антарктиды изменяется от первых до более чем 4000 метров. Наименьшие значения приурочены к горным выходам и районам подлёдных гор; наибольшие соответствуют отрицательным формам рельефа: впадинам и желобам. В генеральном плане мощность ледника контролируется подлёдным ландшафтом и нарастает от периферии к центру (рис. 2). Здесь выявлено пять горных областей. Самой западной из них являются горы Вернадского (рис. 3), которые протягиваются от побережья вглубь материка боле чем на 1000 км. На территории проведённых исследований для неё характерны высоты от 1000 до 1400 м, при относительных высотах 500–700 м. Для этой горной системы характерны преимущественно субмеридианальные простирания слагающих её форм рельефа.
Рис. 2 Мощность ледникового покрова Восточной Антарктиды (сечение изолиний 200 м)
К востоку от гор Вернадского, на Земле Эндерби, располагаются горы Серлапова, имеющие меридианальное простирание (рис. 3). Размеры этой горной области составляют около 1000–400 км. От гор Вернадского они отделяются обширной депрессией шириной около 100 км. В целом морфометрические параметры обоих горных систем сходны как по абсолютным, так и по относительным высотам. Восточные отроги гор Серлапова, непосредственно примыкающие к западному борту рифтовой долины Ламберта, сопрягаются с горами Принс-Чарльз, значительная часть которых обнажается на дневной поверхности (рис. 3).
Рис. 3. Подлёдный рельеф Восточной Антарктиды (сечение изолиний 200 м). Географические объекты: 1 – шельфовый ледник Эймери; 2 – подлёдный бассейн Аврора; 3 – желоб Адвенчер; 4 – возвышенность Бельжика; 5 – подлёдные горы Гамбурцева; 6 – подлёдные горы Комсомольские; 7 – горы Принс-Чарльз; 8 – горы Полюса недоступности; 9 – подлёдный бассейн Полярный; 10 – подлёдный желоб Пикок; 11 – шельфовый ледник Росса; 12 – возвышенность Резольюшан; 13 – равнина Шмидта; 14 – подлёдные горы Серлапова; 15 – Трансантарктические горы; 16 – котловина Винсенс; 17 – Восточная равнина; 18 – подледниковое озеро Восток; 19 – подлёдные горы Вернадского; 20 – котловина Уилкса.
В центральной части Восточной Антарктиды располагаются две отдельные горные системы: горы Гамбурцева и горы Полюса Недоступности (рис. 3). Их границы выходят за рамки построений. Горы Гамбурцева имеют значительные размеры, охватывающие площадь более чем 700 000 км
и имеют относительные высоты более 3 км. Привершинная часть гор Гамбурцева располагается на абсолютных высотах около 2000 м. С востока к ним примыкают горы Комсомольские, протяжённость которых с севера на юг, по всей видимости, составляет около 1000 км, при ширине около 300 км. Их отроги выходят к западному берегу подледникового озера Восток. Для гор Комсомольских характерны высотные отметки до 1200 м.
