Здесь в верхней части разреза земной коры выделен низко-среднескоростной осадочный слой мощностью 10–13 км, коррелируемый с рифтовыми и пострифтовыми комплексами мезозоя-кайнозоя. Ниже непрерывно прослеживается слой с промежуточными сейсмическими скоростями 5.3–5.8 км/с, мощность которого от краев бассейна к центру изменяется от 8–10 до 7 км. Этот слой, в свою очередь, залегает непосредственно на высокоскоростной нижней коре мощностью от 7 до 10 км. Вдоль большей части профиля ни в поверхности промежуточного слоя, ни в кровле нижней коры отчетливых горсто-грабеновых структур не выявлено.
Сейсмические скорости в промежуточном слое характерны для литифицированных осадочных толщ, которые могут быть представлены аналогами прерывисто-складчатых комплексов внутриплитных систем, окружающих южную часть бассейна моря Уэдделла, и/или их субплатформенными эквивалентами, сопоставимыми с недислоцированными чехлами Восточной Антарктиды. В любой интерпретации фактом остается очень большая (возможно, свыше 20 км) суммарная мощность преимущественно осадочных толщ в южной части бассейна моря Уэдделла, подстилающихся утоненной (рифтовой) континентальной корой. Стратиграфический диапазон этих толщ охватывает практически весь фанерозой и может быть даже эокембрий и свидетельствует о том, что у позднемезозойско-кайнозойского этапа эволюции бассейна, связываемого с распадом Гондваны, была длительная седиментационная предыстория, возможно, прерывавшаяся фазами внутриплитных деформаций, но в целом характеризующаяся преобладанием погружений и осадконакопления. Наиболее близкими аналогами бассейна моря Уэдделла по аномальному строению земной коры и, вероятно, по геологической истории являются Восточно-Баренцевский, Южно-Карский и Прикаспийский бассейны, геодинамическая эволюция которых до сих пор не получила однозначного толкования.
Обширнейший бассейн моря Уэдделла в своей северо-западной части отделен эоцен-миоценовой вулканической дугой и зоной палеосубдукции от небольшого задугового бассейна Пауэлл. Несмотря на малые размеры бассейна, в его фундаменте распознаются океаническая кора в центральной части, континентальная кора с выраженными структурами растяжения и крутыми трансформными границами на флангах, и узкие зоны переходного характера, в которых могут присутствовать как блоки сильно модифицированной континентальной коры, так и протрузии мантийного вещества (King et al., 1997). Мощность осадочного чехла в бассейне преимущественно составляет 1–2 км и лишь изредка превышает 3 км.
4.1.3. Бассейны морей Амундсена и Беллинсгаузена
Континентальная окраина морей Амундсена и Беллинсгаузена изучена очень плохо. На многих участках, особенно в море Амундсена, отсутствуют не только данные морских сейсмических исследований, но даже достоверная батиметрическая информация, позволяющая надежно оконтурить бровку шельфа. По имеющимся отрывочным сведениям, шельф моря Амундсена расширяется в восточном направлении от ~ 100 км на границе с морем Росса до 300 км при переходе к морю Беллинсгаузена. Под ним и в области континентального склона и подножья вероятно существование кайнозойского бассейна с мощностью чехла свыше 3 км, формировавшегося после отделения от Земли Мэри Бэрд новозеландского блока и возникновения пассивной окраины моря Амундсена.
Шельф моря Беллинсгаузена, наоборот, сужается в восточном направлении по мере приближения зоны палеосубдукции к Антарктическому полуострову и островам южной ветви дуги Скоша. Здесь между 63°з.д. и 70°з.д. проведены сейсмические исследования, выявившие существование позднекайнозойского преддугового бассейна с мощностью чехла более 2 км. Со стороны океана бассейн ограничен поднятием фундамента, мористее которого мощность чехла возрастает (в подножии континентального склона) до 6 км за счет интенсивного выноса ледникового терригенного материала с гор Антарктического полуострова. Преддуговая впадина продолжается, вероятно, от участка сейсмических исследований в западном направлении.
4.2. Бассейны морей индоокеанского сектора Антарктики
Осадочные бассейны, расположенные на индоокеанской пассивной окраине Восточной Антарктиды и в прилегающей океанической акватории, на протяжении последних десятилетий являлись главным объектом отечественных исследований, а также изучались совместными усилиями экспедиций разных стран, в том числе по программе МПГ 2007–2009 гг. Крупные осадочные бассейны выявлены в морях Рисер-Ларсена, Космонавтов, Содружества, Дэйвиса и в акватории, прилегающей к Земле Уилкса, и осуществлена интерпретация полученных данных с позиций геодинамической истории этих бассейнов.
В бассейне моря Рисер-Ларсена максимальная мощность осадочного чехла превышает 7 км в наиболее глубокой части периконтинентального рифта. Сложная комбинация рифтовых и сдвиговых сегментов границы континент-океан определяется обилием палеотрансформных разломов. Западной границей бассейна служит подводное вулканическое плато, южная часть которого составляет восточное окончание континентальной вулканической окраины морей Уэдделла и Лазарева, а северная располагается уже на океанической коре, утолщенной в этом районе до 8–10 км. Рядом (в северной части моря Лазарева) находится другое такое же океаническое плато. Восточной границей бассейна является длинное подводное ответвление кристаллического цоколя Восточной Антарктиды, вдающееся в море далеко за пределы береговой линии. Формирование бассейна моря Рисер-Ларсена началось 180–160 млн. лет назад под влиянием развившегося в это время рифтогенеза Гондваны и продолжилось в ходе откола Африки от Антарктиды (конец средней юры) и последующего раскрытия Индийского океана. Имеются признаки переориентации движения плит в результате перескока оси спрединга через 6–7 млн. лет после его начала (Leitchenkov et al., 2008), что могло привести к усложнению конфигурации границы континент-океан.
Бассейны морей Космонавтов, Содружества и Дейвиса протягиваются от 35° до 105°в.д. в виде цепочки, звенья которой отделены друг от друга пережимами в поперечной ширине бассейнов, особенно заметными по их наиболее углубленным частям. С востока эта практически непрерывная система бассейнов замыкается небольшим вулканическим плато на континентальной окраине моря Дейвиса, за которым начинается протяженный бассейн морей континентальной окраины Земли Уилкса и Австрало-Антарктической котловины. Как и в бассейне моря Рисер-Ларсена, максимальные мощности чехла превышают 7 км и приходятся на осевую зону периконтинентального рифта. Почти таких же значений достигает мощность осадочного наполнения в узком внутриконтинентальном ответвлении бассейна моря Содружества – рифте ледника Ламберта-Эймери.
В секторе, занятом рассматриваемой группой бассейнов, пассивная окраина формировалась в результате рифтогенеза и последующего разделения Индии и Антарктиды, начиная с позднеюрского времени. Время раскола литосферных плит было установлено в ходе детальных геофизических исследований по программе МПГ в сезон 2007–2008 гг. в морях Содружества и Дейвиса, где надежно задокументирована последовательность спрединговых аномалий от М11А (134 млн. лет) до М2 (122,5 млн. лет). Другими важными результатами работ МПГ явилось подтверждение методом ГСЗ и МПВ континентальной природы южной части плато Кергелен, а также вывод о перескоке около 128 млн. лет назад оси спрединга на север из ее первоначального положения вдоль современной континентальной окраины моря Содружества. Последнее наблюдение позволило предложить новую реконструкцию геодинамических событий в этом районе. Согласно этой модели, в начальной фазе океанического раскрытия между Антарктидой и Индостаном блок утоненной континентальной коры, подстилающий плато Кергелен, был частью индийской окраины, но в результате перескока оси спрединга отделился от нее и сохранил суб-Антарктическое положение (Лейченков и др., этот сборник). Превращение этого блока в вулканическое плато произошло в ходе интенсивного базальтового магматизма, закончившегося около 120 млн. лет назад.
Бассейн континентальной окраины Земли Уилкса и Австрало-Антарктической котловины протягивается от 115° до 150°в.д. и является самым крупным в индоокеанском секторе Антарктики как по общему размеру, так и по площади, в пределах которой мощность осадочного чехла превышает 10 км. Это связано с тем, что в своем развитии этот бассейн прошел чрезвычайно длительную стадию рифтовой деструкции континентальной коры, начавшуюся в поздней юре и продолжавшуюся свыше 80 млн. лет. К концу этого периода растяжение литосферы между Австралией и Антарктидой достигло экстремального уровня, и во внешней полосе периконтинентального рифта шириной до 100 км образовалось «мантийное окно», то есть зона отсутствия континентальной коры, где вещество верхней мантии вплотную приближено к подошве рифтовых осадков. Рифтовый комплекс при этом испытал заметную деформацию и был насыщен магматическими породами, скорее всего представлявшими собой продукты дифференциации верхней мантии. Рифтовая стадия развития бассейна завершилась расколом литосферы и началом спрединга морского дна около 80 млн. лет назад, что определяется присутствием в океанической коре последовательности идентифицированных линейных магнитных аномалий, самая древняя из которых имеет возраст 79,1 млн. лет (хрон 33), а самая молодая – 43,8 млн. лет (хрон 20). Скорость разрастания океанического дна между Австралией и Антарктикой, рассчитанная для этого временного интервала, составляла от 2,5 до 11 мм/год (Leitchenkov et al., 2007b).
