Складчатые зоны, расположенные в обрамлении южной части осадочного бассейна моря Уэдделла, по нашему мнению, возникли внутри плит, а не на их границах, то есть их формирование не совершалось непосредственно в конвергентных обстановках, хотя, конечно, было отголоском взаимодействия плит, происходившего в антарктическом регионе. Неопротерозойско-раннепалеозойская складчатая зона рассматривается как внутриплитное продолжение росского орогена, отличаясь от него практически полным отсутствием гранитоидного магматизма. Позднепалеозойско-раннемезозойская зона сложена мощными кембрийскими карбонатно-терригенными и вулканогенными формациями и перекрывающими их «биконскими» кластическими осадочными отложениями среднего – верхнего палеозоя, которые здесь интенсивно дислоцированы и образуют с кембрийскими толщами единую складчатую структуру. Росские интрузии отсутствуют, но есть плутоны юрских гранитоидов, одновозрастные с трапповым магматизмом Трансантарктических гор и являющиеся, возможно, производными траппового очага. Позднемезозойская складчатая зона у основания Антарктического полуострова – единственный район в Антарктандах, где интенсивной складчатости подвергнуты (?)юрско-нижнемеловые вулканогенно-осадочные толщи, прорванные гранитоидами с возрастом порядка 100 млн. лет. Внедрение этих интрузий и деформацию вмещающих их толщ трудно увязать с субдукцией на западном побережье магматической дуги Антарктического полуострова, поэтому мы считаем внутриплитный характер этих процессов более вероятным.
Таким образом, росский и андский орогены являются с нашей точки зрения активными окраинами Антарктической платформы, последовательно сменяющими друг друга по простиранию ее тихоокеанского фланга и во времени. Пространственное положение росского орогена не изменилось со времени его возникновения, но андский ороген, возможно, отдалился от своей первоначальной позиции в ходе континентального рифтогенеза и спрединга при формировании осадочного бассейна моря Уэдделла. Внутриплитные складчатые зоны в южном обрамлении этого бассейна могут, вероятно, быть следствием деформации осадочного наполнения краевых прогибов платформы, аккумулировавших стратиграфические эквиваленты разреза близлежащих орогенов.
Палеогеодинамическая реконструкция борхгревинкского и амундсенского террейнов менее определенна. Можно лишь предположить, что они вряд ли являются экзотическими пришельцами из далеких краев планеты и скорее всего представляют собой фрагменты западно-антарктического блока Гондваны, испытавшего сложные раздвигово-конвергентные события в палеозое и мезозое, а затем глубокие преобразования в ходе позднемелового-кайнозойского растяжения, приведшего к формированию моря Росса и подледных впадин в центральной части Западной Антарктиды.
Седиментационные бассейны с мощным осадочным наполнением играют важную роль в тектоническом устройстве Антарктики. Их общая площадь сопоставима с размерами описанных выше докембрийских платформенных и фанерозойских складчатых структур, служащих фундаментом бассейнов как в пределах пассивной континентальной окраины, так и в крупных внутриматериковых депрессиях, занятых шельфовыми ледниками морей Уэдделла и Росса и ледовым куполом центральной части Западной Антарктиды. Специфической особенностью антарктических бассейнов является их распространение далеко за пределы границы континент-океан с образованием практически непрерывной циркум-антарктической каймы внушительных по мощности преимущественно обломочных отложений, перекрывающих океаническую кору.
4.1. Бассейны западной Антарктики
В западной Антарктике расположены два крупнейших бассейна морей Росса и Уэдделла, которые распространяются не только на соответствующие океанические акватории и континентальные окраины, но имеют и внутриматериковое продолжение. Осадочные бассейны меньшего размера протягиваются также вдоль всего тихоокеанского побережья Западной Антарктиды и прерываются только на северной оконечности Антарктанд, где континентальная кора граничит непосредственно с некомпенсированными глубоководными желобами.
4.1.1. Бассейн моря Росса
Тектоническая природа бассейна моря Росса определенно увязывается с континентальным рифтогенезом в распадавшейся Гондване. Первым признаком этого процесса был среднеюрский базальтовый магматизм, широко проявленный в Трансантарктических горах («супергруппа Феррар») и, возможно, распространявшийся также в область будущего бассейна моря Росса. В австрало-новозеландско-антарктическом блоке Гондваны, сохранявшемся после отделения от Антарктиды Африки и Индостана, интенсивность растяжения достигла максимума в середине мелового периода (105–90 млн. лет) в направлении, ортогональном простиранию Трансантарктических гор. В результате вдоль росского орогена в это время возникла серия «несостоявшихся» рифтов, в совокупности образующих Западно-Антарктическую рифтовую систему площадью более 1 млн. км2 и шириной от 600 км на юге до 1200 км в северной части моря Росса, где величина горизонтального расширения растянутой коры превысила 100 % (Siddoway, 2008). Столь значительное увеличение площади бассейна уже на ранней стадии его формирования может объяснить наблюдаемую ныне разобщенность фрагментов борхгревинкского орогена на Землях Мэри Бэрд и Виктории, практически не затронутых растяжением, особенно если учесть вероятность некоторого латерального разрастания площади бассейна и в течение кайнозоя.
В пределах рифтовой системы складчатый и/или кристаллический фундамент (возможно, частично перекрытый «биконским» чехлом и «феррарскими» базальтоидами) испытал сложное горсто-грабеновое расчленение, что привело к резким перепадам глубин его залегания (и, соответственно, мощности осадочного чехла). В центральном горсте фундамент практически обнажается на поверхности дна, тогда как в непосредственной близости к уступу Трансантарктических гор консолидированный слой континентальной коры утонен до 5 км и погружен на 15–16 км ниже уровня моря, то есть общая мощность земной коры составляет здесь около 20 км. Сходное соотношение консолидированного и осадочного слоев наблюдается и в депоцентрах северо-восточной части бассейна. В горстах общая мощность континентальной коры также близка к 20 км, но в основном за счет ее консолидированного слоя. В грабенах в составе чехла ведущая роль принадлежит позднемеловому рифтогенному комплексу; пострифтовые преимущественно ледниково-морские отложения развиты повсеместно.
Раскол литосферы на юго-восточной окраине Гондваны, включавшей Западную Антарктиду, плато Кемпбелл и Новую Зеландию, произошел около 80 млн. лет назад вдоль побережья Земли Мери Бэрд и северной оконечности моря Росса, а интенсивное растяжение между Западной и Восточной Антарктидой привело лишь к формированию обширной рифтовой системы (Siddoway, 2008). В наиболее удаленной от побережья части бассейна моря Росса под ледовым куполом Западной Антарктиды известна линейная депрессия коренного ложа глубиной свыше 2000 м ниже уровня моря, которая, судя по геофизическим признакам, может быть заполнена магматическими породами основного состава. Возможно, здесь существует эмбриональный океанический рифт – отмерший, если время его возникновения соответствует ранним этапам формирования бассейна, или зарождающийся, если он является продуктом продолжающегося растяжения литосферы.
4.1.2. Бассейн моря Уэдделла
Процесс рифтогенной деструкции Гондваны наиболее ярко отразился в эволюции северного района бассейна моря Уэдделла. Этот район расположен на океанской коре, формировавшейся после откола африканско – южноамериканского блока от Антарктиды в конце средней юры (~ 160 млн. лет назад), и, следовательно, бассейн на этом месте просто не мог возникнуть до раскола Гондваны. Здесь в разрезе чехла доминируют позднеюрские и более молодые пострифтовые («постраспадные») комплексы сравнительно умеренной мощности, которая возрастает до 5–7 км лишь при приближении к шельфу Антарктического полуострова. Еще одним отчетливым признаком «распадных» событий служит распространение вдоль северо-восточного побережья моря Уэдделла рифтовых комплексов чехла, насыщенных стратиформными базитами (пассивная вулканическая окраина) при незначительной роли пострифтовой составляющей.
Западная, центральная и южная части бассейна сейсмическими методами практически не исследованы, хотя именно здесь, судя по магнитным данным, располагаются крупные депоцентры с мощностями осадочного наполнения, часто превышающими 10 км, а иногда и 13–15 км. Предполагается, что вся эта область подстилается растянутой континентальной корой, и что здесь могут находиться глубоко погребенные и поэтому пока не выявленные грабены, которые формировались и заполнялись осадками одновременно с вулканизмом пассивной окраины северо-восточного побережья моря Уэдделла и юрским магматизмом Антарктического полуострова (Millar et al., 2002). Однако присутствие таких комплексов и более молодых пост-рифтовых осадков вряд ли может объяснить столь значительную мощность осадочного чехла на всей площади бассейна моря Уэдделла. Скорее всего, это связано еще и с тем, что в истории континентальной части бассейна имелся «дораспадный» этап. Так, к востоку от Антарктического полуострова уже с позднетриасового времени существовал эпиконтинентальный задуговой бассейн Антарктанд, где накопление нижних горизонтов чехла бассейна могло предшествовать вовлечению всей области моря Уэдделла в позднемезозойские процессы рифтинга. Еще раньше интенсивное осадконакопление происходило, по-видимому, в южной шельфовой части бассейна, своеобразное глубинное строение которой охарактеризовано дискретными данными МПВ и профилем ГСЗ, пересекающим самый глубокий депоцентр бассейна вдоль южного побережья моря Уэдделла (Hubscher et al., 1996; Leitchenkov, Kudryavtsev, 2000).
