Строение и история развития литосферы

Рис. 1. Рельеф дна по Электронному атласу ГЕБКО, 2009

Тектоническое обрамление пролива Дрейка и моря Скоша хорошо показано на «Тектонической карте Дуги Скоша» (Tectonic map of the Scotia Arc. BAS Misc. Sheets, scale 1:3 000 000, Cambridge, 1985). Анализ его дан в ряде публикаций (Dalziel, Elliot, 1973, Barker, Dalziel, Storey, 1991, Barker, Thomas, 2006). Основные черты тектоники составляют континентальные блоки, Гондванские кратоны.

На северной стороне это Патагония с ороклином Патагонских Анд на западной окраине и с примыкающей к нему с востока вне-Андийской Патагонией. На острове Огненной Земли Андийский ороклин, вероятнее всего, не загибается к востоку, как это предполагалось ранее (Suess, 1883), а обрублен серией разломов с горизонтальными смещениями к югу во время открытия пролива Дрейка в кайнозойское время (эоцен – олигоцен) (Livermore, Eagles et al., 2004, Herve, Miller, Pimpirev, 2006).

Восточным продолжением вне-Андийской Патагонии являются Фолклендское плато с банкой Мориса Юинга, постепенно погружающееся в восточном направлении с переходом в поднятие Северо-Восточное Джорджия, лежащее к северу от острова Южная Джорджия (Ludwig, 1983, Ludwig, Rabinowitz, 1982, Ludwig et al. 1978, Kristoffersen, LaBrecque, 1991, Ciesielski, Kristofferson et al., 1991) и в поднятие Ислас-Оркадас далее к востоку в районе между 30° и 24° з.д. (Raymond, LaBrecque, Kristofferson, 1991).

На южной стороне – это Антарктический полуостров с лежащим восточнее него Южно-Оркнейским микроконтинентом. Южный борт пролива Дрейка, Антарктический полуостров с примыкающими к нему островами, рассматривается как очевидное продолжение Патагонских Анд (Herve, Miller, Pimpirev, 2006). Осевая часть его ороклина сложена плутонами Юры и гранитоидными батолитами конца Мела – начала Палеогена. Они обрамляются с востока и с запада прорванными ими палеозойско-мезозойскими осадочными толщами. На восточном фланге полуострова они представлены триасовыми турбидитами с включениями метабазитов полуострова Тринити а на западном – мезозойскими конгломератами и турбидитами западной части острова Александра I, перекрытыми вулканитами островодужного типа.

Наиболее яркой морфоструктурой исследуемой области является Дуга Скоша, окружающая это море с трёх сторон – с севера, с востока и с юга. Геология Дуги Скоша не похожа на геологию классических островных дуг Огненного Тихоокеанского кольца. Северный и Южный хребты Дуги Скоша образованы системами тектонических блоков – отщепенцев соседних докембрийских Гондванских кратонов. Только восточная часть дуги, связывающая северный и южный хребты, и ограничивающая море Скоша от Атлантического океана, подобна большинству островных дуг Тихоокеанского пояса. Это вулканическая Южно-Сандвичева дуга. Она очень молода. Её возраст от 0,7 до 4 миллионов лет (Tectonic map of the Scotia Arc, 1985).

Северный хребет Скоша отделён от обширного докембрийского кратона вне-Андийской Патагонии узким Фолклендским трогом. Глубины трога меньше типичных океанических глубин, и дно его подстилается, предположительно, утонённой континентальной корой (Ewing J.I., 1971, Lorenzo, Mutter, 1988). Геология фрагментов северной ветви Дуги Скоша – Северного хребта Скоша – банки Бёрдвуд, блоков Блейк, Аврора, Скал Шаг и острова Южная Джорджия, идентична геологии верхних слоев Фолклендского плато, банки Мориса Юинга, поднятий Северо-Восточное Джорджия и Ислас Оркадас. Они сложены мезозойскими мелководными осадочными породами с возрастом от верхней юры до нижнего мела, перекрывающими докембрийский фундамент (Dalziel, Elliott, 1973, Barker, Dalziel, Storey, 1991).

Южная ветвь Дуги Скоша – хребет Южный Скоша, включающий Южно-Оркнейский микроконтинент, подобна по своей структуре хребту Северный Скоша. Все морфоструктурные блоки этого хребта являются, вероятнее всего, фрагментами Гондванского докембрийского кратона Западной Антарктиды. Наиболее хорошо сохранились его домезозойские структуры в крупном микроконтинентальном блоке Южно-Оркнейских островов.

Примечательной чертой хребта Южный Скоша и Антарктического полуострова является цепочка внедряющихся рифтов. Эти рифты можно рассматривать, как далеко протянувшееся на запад продолжение системы рифтов Американо-Антарктической ветви Южно-Атлантического срединно-океанического хребта. Внедрение этих рифтов отмечено интенсивным расщеплением восточной части хребта Южный Скоша, затухшим рифтом внутри микроконтинента Южно-Оркнейских островов (Barker, Dalziel, Storey, 1991, King, Barker, 1988, Кавун, Винниковская, 1993), слабоактивным рифтом Гесперида к западу от этого микроконтинента. Далее к западу оно представлено активными Восточным и Западным рифтами Брансфилд (Canals, Li Farran et al.,1996, Lawver, Sloan, Barker et.al., 1996, Galindo-Zaldivar, Jabaloy, Maldonado, Galdeano, 1996).

Тыловые структуры хребта Южный Скоша осложнены сочетанием рифтогенеза с древним региональным спредингом в северной части моря Уэдделла (Livermore, Hunter, 1966), а также диссипацией Транс-Антарктического рифта в южной части этого моря и уже отмершим локальным задуговым рифтом котловины Джейн, сопряжённым с палеодугой Джейн и молодой котловиной Пауэл (King, Barker, 1988, King, Leitchenkov, Galindo-Zaldivar et al., 1997). Однако вся эта мозаика структурных систем не маскирует остаточный континентальный фундамент блоков хребта Южный Скоша.

2. Существующие представления о геодинамике пояса пролив Дрейка-море Скоша

Доступные батиметрические карты пролива Дрейка показывают в северной и средней части его невысокие поднятия с недостаточно четкой конфигурацией. Зато в южной части пролива очень четкие очертания демонстрирует Южно-Шетландский желоб, в котором многие авторы видят отражение процесса субдукции океанической литосферной плиты под окраину плиты Антарктического полуострова. В восточной части пролива Дрейка и западной части моря Скоша многими исследователями усматривались результаты развития рифтовых систем, вызванного раздвижениями литосферных плит. Действительно, в западной части моря Скоша рифтогенные морфоструктуры выражены достаточно ярко в форме рифтовых хребтов и трансформных разломов, с сопутствующей им системой линейных аномалий магнитного поля. Западный Рифт моря Скоша утыкается в зону разлома Шекклтона, рассматриваемую как трансформный разлом (Maldonado, Balanya, Barnolas et al., 2000, 2007). Логичным является стремление многих авторов видеть в строении ложа пролива Дрейка также рифтогенные морфоструктуры в партнерстве с Южно-Шетландским желобом, как зоной субдукции. Отсутствие подобного желоба в северной части пролива Дрейка наводит на мысль об односторонней субдукции на юге и связанной с этим миграцией самого центра спрединга к югу. Система многочисленных, хотя и очень коротких линейных аномалий магнитного поля помогает исследователям реконструировать динамику предполагаемого процесса со спредингом в рифтовых зонах: хребтов Феникс-Наска и Феникс-Антарктик (рис. 2/а).

Рис. 2/а. Динамика развития пролива Дрейка (по Maldonado et al, 2000) Обозначения: 1 – важнейшие зоны разломов, 2 – трансформные разломы, 3 – зоны активной субдукции, 4 – оси активного спрединга, 5 – оси затухшего спрединга. BS – пролив Брансфилд, PANT – тройное сочленение рифтогенных хребтов Феникс/Антарктик/Наска, PAR – хребет Феникс/Антарктик, PNR – хребет Феникс/Наска, SFZ – зона разлома Шекклтона, SSR – хребет Южный Скоша, SST – Южно-Шетландский желоб, STC – Южно-Чилийский желоб, WSR – хребет Западный Скоша.

Центральная часть ложа котловины моря Скоша уже была отмечена, как относительно стабильная Центральная плита по её рельефу и полю силы тяжести, также как по малой сейсмической активности (Livermore, McAdoo, Marks, 1993). Вероятно, по впечатлению об относительной стабильности, эта область дна моря Скоша меньше привлекала внимание исследователей, чем западная и восточная части его со свойственными им ярко выраженными чертами рифтогенной морфоструктуры. Известные здесь банки Пири, Брюс и Дискавери были сочтены мелкими осколками древнего континентального моста между Южной Америкой и Западной Антарктидой. Разрушение былого моста в области пролива Дрейка интерпретировалось, как результат крупномасштабных горизонтальных смещений континентальных плит, отмечаемых линейными магнитными аномалиями (Barker et al., 1991). Центральная плита ложа моря Скоша представлялась мозаичным коллажем небольших континентальных фрагментов, представленных банками по южной периферии моря, и заново сформированными рифтогенными океаническими котловинами в средней и северной его частях (Eagles, Livermore, Morris, 2006 (рис. 2/б).

Рис. 2/б. Динамика развития моря Скоша (по Barker, Dalziel, Storey, 1991) Обозначения: B – банка Брюса, BB – банка Бёрдвуд, D – банка Дискавери, J – банка Джейн, P – банка Пири, S – скалы Шаг, SG – о. Южная Джорджия, SO – Южно-Оркнейские о-ва.

Идея о возможности сохранения в центральной части моря большого фрагмента континентального моста была высказана, впрочем, без обоснования какими-либо новыми данными, Де Витом (De Wit, 1997).

Континентальные мосты в проливе Дрейка и в море Скоша, судя по истории формирования осадочного покрова в южной части Атлантического океана, были разрушены в интервале времени от 30 до 15 млн лет. Широко принятое представление о причинах разрушения интересующих нас континентальных мостов, это раздвижение литосферных плит Южной Америки и Западной Антарктиды. Прорыв вод из Тихого океана в Атлантику через открывшиеся ворота положил начало развитию Циркум-Антарктического течения (Barker, Burrel, 1977).

3. Полученные авторами новые данные

Недостаток данных, собранных ранее по геоморфологии и тектонике ложа пролива Дрейка и Центральной плиты моря Скоша, важных для понимания процесса открытия океанских ворот, стимулировало наш интерес к рельефу, структуре, геофизическим параметрам и геологии этой области. В рамках российско-германской программы исследования геодинамики западной Антарктики в период 1994–2005 годов были предприняты в проливе Дрейка и в центральной части моря Скоша в пяти экспедициях – в двух рейсах НИС «Академик Борис Петров» и в трёх рейсах НИС «Полярштерн», а в 2004–2006 гг. в проливе Дрейка и на подводных окраинах Антарктического полуострова такие исследования велись в 9-й и 11-й Украинских Антарктических Экспедициях на НИС «Эрнст Кренкель» (2004), «Ushaqya» (2004), «Humboldt» (2006).

4. Пролив Дрейка

Исследования ложа пролива Дрейка и окраин Антарктического полуострова велись в 9-й и 11-й Украинских Антарктических Экспедициях путем эхолотирования, вертикального электрорезонансного зондирования (ВЭРЗ), методом Становления короткоимпульсного электромагнитного поля (СКИП) и грави-магнитной съемки. Данные ВЭРЗ и СКИП свидетельствуют о крупной субвертикальной дислокации, фиксирующей переход от континента Южной Америки к океаническому ложу пролива Дрейка. Вблизи Антарктического полуострова, в зоне перехода океан – континент отмечены ступенчатые сбросы в пределах континентального склона. Там отсутствуют признаки активной субдукции, и осадочная толща, заполняющая Южно-Шетландский желоб, не имеет выраженной тенденции к погружению под Южно-Шетландские острова (рис. 3). Желоб мог сформироваться в результате воздействия вертикальных движений отдельных блоков Южно-Шетландских островов в условиях комплексного воздействия формирующегося рифта пролива Брансфилд (Levashov, Yakymchuk, Korchagin et al., 2007/2008).

Рис. 3. а. Вертикальный разрез земной коры по данным Вертикального электрорезонансного зондирования (ВЭРЗ) вдоль профиля через пролив Дрейка. 1 – вода, 2 – первый осадочный слой пониженного геоэлектрического сопротивления (илы, глинистые, песчаные отложения), 3 – второй осадочный слой повышенного геоэлектрического сопротивления (зоны отложений обломочного материала, моренные отложения, зоны дробления верхней части фундамента), 4 – породы фундамента (ненаршенные) (эффузивные, интрузивные отложения), 5 – зоны повышенной поляризации и геоэлектрического сопротивления в теле фундамента (зоны даек), 6 – зоны пониженного геоэлектрического сопротивления в теле фундамента (зоны дробления). б. Геоэлектрический разрез вдоль профиля через пролив Дрейка по данным Становления короткоимпульсного электромагнитного поля (СКИП) и ВЭРЗ. 1 – комплекс эффузивных и кристаллических пород, 2 – породы переходного слоя кора-мантия, 3 – породы верхней мантии, 4 – граница Мохо, 5 – пункты БЭРЗ, 6 – тектонические нарушения.

Южно-Шетландский желоб детально исследовался с применением многолучевого эхолотирования в экспедициях АНТ-15/2 и 19/5 на НИС «Полярштерн». Строение осадочного чехла в Южно-Шетландском желобе было выявлено в 29-м рейсе НИС «Академик Борис Петров» сейсмическим профилированием, и свидетельствует об относительной молодости желоба, как седиментационной ловушки (рис. 4). Ранее сброс осадочного материала со стороны островов беспрепятственно выносился на ложе пролива Дрейка (Удинцев, Шенке, 2003).

Рис. 4. Записи сейсмического профилирования через Южно-Шетландский желоб. НИС «Академик Борис Петров»

К сожалению, у нас не было возможности выполнить детальные исследования рельефа ложа пролива Дрейка севернее Южно-Шетландского желоба. Поэтому мы вынуждены ориентироваться на анализ наиболее полного варианта электронного атласа ГЕБКО (2009). На батиметрической карте бросается в глаза явное выстраивание комплекса холмов и возвышенностей не в рифтогенную систему (рифтовые гряды и трансформные разломы), а скорее в продолжение раздробленного Андийского ороклина южной Патагонии, протягивающегося от южного выступа окраины Огненной Земли к южной части разлома Геро и западному окончанию Южно-Шетландского желоба. Разлом Геро, как и подобные ему разломы юго-западной части пролива, в сочетании с разломом Шекклтона, отражают, как нам кажется, сочетание тенденции дробления западного фланга Андийского ороклина и юго-западной окраины вне-Андийской Патагонии со ступенчатым погружением в юго-западном направлении до глубин порядка 4000 м. Эти глубины существенно меньше 5–6-километровых глубин, удаленных от континентального склона центральных частей морей Беллинсгаузена и Амундсена, но близки к глубинам центральной части моря Скоша. Фрагментарность обнаруживаемых здесь коротких линейных аномалий магнитного поля заставляет сомневаться в их генетической связи с рифтогенезом, и в правомерности геохронологической идентификации, учитывая вполне вероятную связь их с трещиноватостью жесткого фундамента. Такие особенности структуры аномального магнитного поля отмечались во многих областях Мирового океана (Гордин, 2007).

Сведения о геологии фундамента пролива Дрейка крайне пока ещё очень ограничены. Две драгировки, выполненные английскими учеными – к западу от разлома Шекклтона и к востоку от него, показали присутствие базальтов, отнесенных к базальтам срединноокеанических рифтовых хребтов (Saunders, Tarney, Weaver, Barker, 1982).

Впрочем, опубликованные этими авторами геохимические данные, позволяют отнести описываемые ими базальты к океаническим плато-базальтам, изливавшимся на поверхности коры континентального типа (Фролова, Бурикова, 1997, 2002).

Западная часть котловины моря Скоша характеризуется хорошо развитой системой угасших рифтовых структур и трансформных разломов, наиболее протяженные из которых параллельны разлому Шекклтона. Однако оценка пространственных масштабов развития коры рифтогенного происхождения затруднительна, ибо рифтовый тип рельефа ограничен узкими осевыми грядами (Livermore, McAdoo, Marks, 1993), а за их пределами развит холмистый рельеф. Его происхождение может быть связано с образованием полей трапповых базальтов или наследованием от жесткого древнего континентального фундамента.

5. Центральная часть ложа моря Скоша

В 1994–1996 гг. году в экспедициях 21-го и 29-го рейсов НИС «Академик Борис Петров», в соответствии с германским проектом геокинематического мониторинга в области Западной Антарктики, была создана опорная сеть геодезических станций в разных точках этой области. В экспедициях германского судна «Полярштерн» геокинематический мониторинг был продолжен. В экспедициях НИС «Академик Борис Петров», параллельно операции по основанию геодезической сети, велось многолучевое эхолотирование и сейсмическое профилирование в центральной части моря Скоша вдоль параллели 59 градуса южной широты, и полигонные исследования с отбором образцов пород в области хребта Южный Скоша и в южной части Центральной плиты моря Скоша, на банках Пири и Дискавери (Галимов, Удинцев, Шенке и др. 1999, Удинцев, Шенке, 2004) (рис. 5). Во время экспедиции АНТ-19/5 НИС «Полярштерн» была выполнена детальная съемка рельефа дна и отбор проб на банке «Дискавери» (Удинцев, Арнтц, Удинцев и др., 2003). В экспедиции АНТ-22/4 этого судна специальное детальное исследование рельефа дна и структуры магнитного поля на большом полигоне велось по галсам с перекрытием на 10 % между галсами в северной части Центральной плиты (Schenke, Zenk, 2006) (рис. 6).

Рис. 5. Положение полигонов и разреза сейсмического профилирования по 59° ю.ш. в море Скоша, НИС «Академик Борис Петров»

Рис. 6. Батиметрическая карта ппо данным многолучевого эхолотирования полигона в центральной части моря Скоша, исследовавшегося в экспедиции АНТ-22/4 на НИС «Полярштерн»

Обработка данных судового промера в сочетании с данными спутниковой альтиметрии, позволила составить батиметрическую карту. Эта карта детальнее доступных ранее карт этой части моря.

Рельеф Центральной плиты теперь известен гораздо лучше, как в своих крупных чертах, так и в деталях. Банка Пири является пиком малой части вершинной поверхности протяжённого поднятия, оконтуренного вверху изобатой 1500 м, а в подножье склонов изобатой 3000 м. Мы называем его поднятием Пири. К северу от него в области от 58°40? ю.ш. 57°30? ю.ш. лежит равнинная терраса с глубинами менее 3200 м. Мы называем эту террасу плато Пири. К северу от 58°30?ю.ш. находится серия холмов и узких гребней на глубинах в интервале от 3200 до 3000 м в области, простирающейся до 56°30? ю.ш. Наиболее крупный и самый высокий холм в этой области поднимается до глубины менее 2500 м. Комплекс этих неровностей рельефа подобен краевой части другого большого поднятия, расположенного к северу от 56°30?ю.ш. Объединяя это поднятие с упомянутыми краевыми холмами, мы назвали его в целом возвышенностью Геттинген. Морфология этой возвышенности и её размеры в пределах изобаты 3300 м, а в верхней части с глубинами меньше 2500–2000 м, сходны с морфологией возвышенности Пири. Возвышенность Пири вместе с плато Пири и возвышенностью Геттинген рассматривается нами, как крупная морфоструктурная провинция. Мы предлагаем называть её провинция Пири-Геттинген. Её морфоструктура рассматривается нами, как примечательно отличающаяся от структуры рифтогенной провинции хребта Западный Скоша, лежащей к западу и примерно ограниченной линией, проводимой от острова Элефант, хребет Южный Скоша, в направлении на северо-восток к скалам Шаг хребта Северный Скоша. Провинция Пири-Геттинген может рассматриваться, как западная краевая система Центральной плиты. Северный предел этой провинции определяется глубоким желобом, назвать который было бы логично по соседнему блоку хребта Северный Скоша, увенчанному скалами Шаг – мы назовем его желобом Шаг. Южный предел провинции соответствует глубокому Южно-Оркнейскому желобу.

В пределах структуры возвышенности Геттинген находится грабен с широким, до 30 миль, трогом, получивший название по имени судна «Полярштерн». Высота его склонов достигает 1000–2000 м, а их крутизна 25°–30°. Особенно крут северный склон – его крутизна местами почти 50°. Узкие углубленные прогибы ложа трога, выровненного осадками, лежат в подножьях крутых склонов по обеим сторонам грабена. Их глубины достигают 4000–4500 м, в то время как глубины в центральной части трога порядка 3700–3800 м. Края поверхности возвышенности Геттинген по обоим краям трога поднимаются до глубин 2300–2200 м. Эти глубины соответствуют, по-видимому, былой поверхности купола в виде широкого свода, некогда нарушенного в центре силами растяжения, с последующим обрушением части купола и формированием грабена. Детальная батиметрическая карта показывает внутри северной части грабена небольшой трансверсивный гребень с глубинами порядка 2000–2500 м. К востоку от грабена обнаружена большая округлая депрессия, оконтуренная изобатой 3500 м. Это линзовидное углубление имеет диаметр 80–90 миль и глубина в его центре в точке 56°45?ю.ш. и 42°10? з.д. примерно 4400 м., отражая углубление относительно краев на 900 м. Сами края этого линзовидного углубления возвышаются над окружающим ложем морской котловины примерно на 100–200 м. Благодаря этому описываемое углубление дна в отличие от других впадин Центральной плиты имеет форму кратерной структуры. Было предложено назвать эту впадину котловиной Шотта, в память выдающегося германского океанографа. Диаметр этой круговой формы сопоставим с диаметром кратера Манагуан в Канаде и кратера Юкотанского полуострова в Мексиканском заливе. Кольцевая структура впадины Шотта производит впечатление наложенной на восточную часть трога грабена Полярштерн. Следовательно, она была создана уже после возникновения грабена.

Безусловно, крупные морфоструктуры и интенсивные дислокации, показанные на новейшей детальной батиметрической карте и на записях сейсмического профилирования НИС «Академик Борис Петров» (рис. 7) весьма примечательны. Однако не меньшее значение, а даже особенно важное для понимания происхождения провинции Пири-Гетинген, её поднятий и плато, заключается в морфологии малых форм рельефа, преобладающих на поверхности дна. Детальный многолучевой промер позволил выявить регулярный характер морфологии типа холмистых равнин, преобладающего на всём пространстве поверхности этой провинции. Мы можем рассматривать эти холмистые равнины, как генетически однородные поверхности. Статистический анализ их морфологии позволил, прежде всего, опознать доминирующие простирания холмистых гребней, образующих ортогональную сетку по азимутам 325°, 0° и 45°. Статистический анализ показывает также в размещении холмистых равнин существование нескольких уровенных поверхностей, располагающихся на уровнях 3400–3200 м, 3200–3000 м и 3000–2800 м.

Рис. 7. Сейсмическое профилирование дна моря Скоша по 59° ю.ш., НИС «Академик Борис Петров»

В пределах крупных форм рельефа рассматриваемой провинции мы находим несколько плосковершинных подводных гор с характерной формой вулканических конусов. Они располагаются по линиям разломов, отраженных в рельефе крутыми обрывами и трещинами поверхности. Плоские вершины этих вулканических гор являются древними террасами морской абразии, опущенными ныне на глубину 2400 м (гора Хинца), 2350 м (гора Зебера), 2220 м (гора Венцеля), 2025 м (гора Кертца), 1800 м (гора Зейболда). Поверхности выравнивания наиболее высоких частей возвышенностей, описанных ранее, как банка Пири с минимальной глубиной 740 м, банка Брюса – 1089 м и банка Дискавери – 350 м, также являются результатом морской абразии в периоды, когда они находились на уровне моря. Различия в глубинах этих плоских поверхностей могут быть свидетельством прогрессивного и неодинакового погружения.

Банки Дискавери и Брюса по данным наших исследований, подобно банке Пири, являются самыми высокими частями больших возвышенностей. Гребни этих воэвышенностей располагаются на глубинах в пределах, примерно, 1500–2500 м, а их подножья оконтурены изобатами 3200–3400 м. Эти возвышенности можно назвать возвышенностью Брюса и возвышенностью Дискавери. Южные части этих возвышенностей соединяются широкой террасой с глубинами менее 2800–3000 м. Мы предлагаем назвать эту террасу, как плато Брюс-Дискавери. Это плато продолжается к северу до 58°ю.ш. Далее к северу продолжения возвышенностей Брюса и Дискавери разделены трогом с глубинами 3000–3300 м. Обе эти возвышенности в своем северном простирании достигают 56°ю.ш. и подходят довольно близко к подножью блока Южной Джорджии хребта Северный Скоша. Логично дать название для комплекса этих крупных морфоструктур на их полном пространстве, как Провинция Брюса-Дискавери. Восточный предел этой провинции лежит примерно на 35°з.д. Эта Провинция может рассматриваться в качестве восточной структурной окраины Центральной плиты. Несколько вулканических гор, некоторые из которых плосковершинные, были исследованы во время экспедиции АНТ–19/5 на западном обрывистом краю возвышенности Дискавери вблизи 36°з.д. Глубины плоских вершин крупнейших из них – 1100 м (гора Дригальского) и 1200 м (гора Лазарева). Эти вулканы чётко приурочены к крупным разломам, протягивающимся к острову Южная Джорджия, и служат свидетельством погружения блока возвышенности Дискавери со смещением по этому разлому.

Между провинциями Пири-Геттинген и Брюса-Дискавери лежат две довольно крупные котловины. Это упомянутая выше линзообразная котловина Шотта, и лежащая к югу от неё широкая котловина Дове, названная по имени выдающегося германского гидрометеоролога 19-го века. Выравненная осадками поверхность дна этой котловины по западной и восточной окраинам лежит на глубинах 3300–3800 м. В осевой её части – примерно на 42°30?з.д. – глубины достигают 4100–4200 м. В морфоструктуре дна осевой части котловины Дове примечателен узкий гребень Гевара с минимальными глубинами порядка 1670 м., протягивающийся по меридиану 42°37? з.д. Он обладает асимметричным профилем, его восточный склон очень крутой, а западный более пологий Ширина этого гребня в основании примерно 6 миль. Протяженность его по азимуту 360° – до 30 миль. К северо-востоку от гребня Гевара расположен ещё один асимметричный гребень, ориентированный по азимуту 45°. Протяженность его всего 15 миль. Глубина на этом гребне 3413 м. Сейсмический профиль ярко демонстрирует взбросовую природу этого гребня (рис. 8). Наклонная поверхность его западного склона покрыта осадками, смятыми в результате наклона поверхности фундамента, круто поднятого вверх по разлому восточного склона. Бросающееся в глаза морфологическое сходство упомянутых гребней позволяет предполагать для них обоих сходную тектоническую взбросовую природу – в результате усилий сжатия, испытанных жестким фундаментом ложа котловины Дове. Крутые восточные склоны обоих гребней прямолинейны. Структура обоих этих гребней ни в какой мере не сходна со структурой океанических рифтов и не может служить свидетельством коры океанического типа рифтогенного происхождения. Сейсмический профиль средней части котловины моря Скоша по параллели 59°ю.ш. показыает сложную блоковую структуру жесткого фундамента. На этом профиле мы не находим рифтогенных структур, которые могли бы быть сочтены ответственными за происхождение котловин Она, Протектор и Дове.

Рис. 8. Профиль НСП через разлом на дне котловины Дове, HИC «Академик Борис Петров»

Мы предполагаем, что описанные здесь морфоструктурные провинции вместе котловинами можно рассматривать, как характеризующие однородную в тектоническом отношении Центральную плиту ложа котловины моря Скоша.

Образцы пород фундамента, драгированные на обнажении в западном обрыве возвышенности Пири Н.А. Куренцовой, представлены обломками пород древнего докембрийского кратона. Это гнейсы, слюдистые сланцы верхнего докембрия (абсолютный возраст их 579 м.а.), граниты нижней юры (183 м.а.), риолиты, липариты и базальты средней юры (169–175 м. а), алевролиты и песчаники мела (113 м. а) (рис. 9). Их упорядоченное положение по вертикали на драгированном сбросовом обрыве и форма свежих обломков позволила нам судить об их местном происхождении, а не в результате приноса плавучими льдами (Куренцова, Удинцев, 2004).

Рис. 9. Полигонные исследования возвышенности Пири – рельеф дна, сейсмическое профилирование и драгирование на обнажении фундамента – НИС «Академик Борис Петров».

Образцы каменных обломков были описаны для банки Дискавери английскими исследователями (Eagles, Livermore, Fairhead, Morris, 2005) и получены нами тралением (Удинцев, Арнтц и др., 2003). Эти образцы подобны полученным драгированием на обнаженном склоне банки Пири. Колонка осадков с банки Брюса, судя по микропалеонтологическим данным, свидетельствует о мелководных условиях отложения при высоком положении этой банки в среднем эоцене. В этих осадках содержатся также остатки фауны мелового времени, свидетельствующие о континентальной природе возвышенности Брюса (Eagles, Livermore, Fairhead, Morris, 2005, Toker, Barker, Wise, 1991).

Образцы базальтов, полученные в рассматриваемой области, как в море Скоша, так и в проливе Дрейка, драгировками, обычно оцениваются, как рифтогенные базальты срединноокеанических хребтов, область истощенного мантийного источника. Однако, по содержанию редкоземельных элементов такие базальты должны быть отнесены к проявлениям ареального платобазальтового магматизма области обогащенного мантийного источника (Удинцев, Куренцова, Кольцова, Домарацкая, 2009, Фролова, Бурикова, 2002) (рис. 10, 11). Такие базальты принципиально отличаются от рифтогенных базальтов срединноокеанических хребтов, подводных вулканических гор и вулканических островов океана. В структуре дна океана они тяготеют к реликтовым континентальным блокам.

Рис. 10. Реликтовые блоки континентальной коры в Мировом океане с океаническими платобазальтами. 1 – Реликтовые блоки континентальной коры с океаническими платобазальтами (по Фроловой, 2001), 2 – реликтовые блоки континентальной коры в Западной Антарктике (по Куренцовой, Удинцеву, 2004), 3 – места скважин в море Беллинсгаузена 35-го рейса БС «Гломар Челленджер», 4 – контуры суперплюма с глубиной 147–238 км (по Фроловой, Буриковой, 2002).

Рис. 11. Диаграмма соотношения Th/Yb и Ta/Yb в вулканитах Западной Антарктики (по Куренцовой, Удинцеву, 2004). 1 – платобазальты континентальных окраин, 2 – желочные базальты островов, 3 – рифтогенные базальты пролива Брансфилд, 4 – область истоженного мантийного источника, 5 – область обогащенного мантийного источника. 6–17 – 6 – платобазальты подводной гры Хуберта Миллера, моря Амундсена, станции 324 и 325, 7 – ложа моря Беллинсгаузена, станция 153, 8 – Антарктического полуострова, 9 – Южных Шетландских островов, 10 – гор Джонса, 11 – возвышенности Пири, 12 – возвышенности Дискавери, 13 – ложа моря Уэдделла, 14 – плато Воринг, Северная Атлантика, 15 – плато Кергелен, Индийский океан, 16 – континентальные платобазальты, 17 – ложа котловины Пауэла, Западная Антарктика, 18–21 – 18 – щелочные базальты о. Петра I, 19 – Земли Мэри Бёрд, 20 – ложа мора Беллинсгаузена, станция 154а, 21 – возвышенности Мод, скважина 690, MORB, базальты рифтовых зон срединноокеанических хребтов, область истощенной мантии, IPB – внутриплитные океанические платобазальты, область обогащенной мантии. Векторы показывают влияние факторов – (w) – внутриплитного обогащения литофильными элементами,© – коровой контаминации и (f) – фракционной кристаллизации. Пунктирными линиями показано разграничение полей (T) толеитовых, (ИЩ) – известково-щелочных, и (Ш) – шошонитовых пород.

Геологический разрез банки Пири очень близок разрезу по колонкам, полученным НИС «Роберт Конрад» и по скважинам 327, 329 и 330 глубоководного бурения на банке Мориса Юинга, 36-го рейса б/с «Гломар Челленджер» (Ludwig, 1983), по скважинам 114-го рейса б/с «Джоидес Резолюшн» 698, 699 и 700 на поднятии Северовосточное Джорджия (Kristoffersen, LaBrecque, 1991, Ciesielski, Kristoffersen, 1988, Ciesielski, Kristoffersen, 1991), и по скважинам 701 и 702 на поднятии Ислас Оркадас (Raymond, LaBrecque, Kristoffersen, et al.1991) (рис. 12). Разрез по этим скважинам демонстрирует слои морских отложений, включающих отложения материала разрушения пород континентального типа, от современных до миоцен-палеоцена и меловых, до юрских, покрывающих докембрийский фундамент.

Рис. 12. буровые скважины восточного продолжения Фалклендского плато – на банке Мориса Юинга, на поднятии Северо-Восточное Джорджия, на поднятии Ислас Оркадас