Глубочайшие впадины на суше в Антарктиде как результат Кайнозойской активизации рифтогенеза

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

В последнее время изучение шестого материка продвигается быстрыми темпами. Особенный акцент был сделан на изучение подледного рельефа, т. к. ледяной купол скрывает геологическое строение и тектоническую структуру континента. Была построена высокоточная модель подледного рельефа BEDMACHINE [1]. В Западной и Восточной Антарктиде были выявлены узкие и длинные подледные депрессии, лежащие ниже уровня моря на глубине 2 и более километров, в основном меридионального простирания.

Наиболее глубокая впадина Денмана имеет глубину до 3500 м ниже уровня моря, что существенно превышает глубины Байкала, Каспия и Танганьики. В то же время максимальная глубина внутриконтинентальных впадин на других континентах, не заполненных водой, не превышает нескольких сотен метров.

Ранее высказывались предположения о существовании Восточно-Антарктической рифтовой системы, включающей глубокие подледные бассейны Ламберта, Авроры и Уилкса, а также озеро Восток [2‒8]. Однако в этих работах не обсуждались причины и время значительного нескомпенсированного осадками углубления этих впадин. Очевидно, что подледниковые рифтогенные впадины Западной и Восточной Антарктиды являлись местами осадконакопления, пока не началось оледенение континента [9]. В настоящей работе обосновывается позднекайнозойская активизация рифтов Антарктиды, связанная с общим ускорением мантийных течений и развитием локальных плюмов.

ГЕОЛОГО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ГЛЯЦИОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

Антарктида состоит из двух тектонических областей, разделенных Трансантарктическими горами. Западная Антарктида характеризуется утоненной корой и литосферой, обширными осадочными бассейнами и горячей верхней мантией [10‒13]. Западно-Антарктическая рифтовая система (ЗАРС) простирается от Трансантарктических гор до Антарктического полуострова. В пределах ЗАРС было идентифицировано более 100 подледных вулканов (рис. 1).

 

Рис. 1. а – Карта подледного рельефа BEDMACHINE [1]. Обнаруженные вулканы показаны черными крестиками; б – Карта подледного рельефа BEDMACHINE [1] для Австрало-Антарктической части континента. Обозначения впадин: Д – Денмана; С – Скотта; В – Вандерфорд; Т – Тоттен; Р – Ренника; Т1, Т2, Т3, Т4 – впадины Трансантарктических гор; Э – вулкан Эребус; в – Карта подледного рельефа BEDMACHINE [1] для Атлантического сектора Антарктиды. Обозначения: АП – Антарктический полуостров; Б – остров Беркнер; Д – блок Дюфек; П – Пайн Айленд; Ф – ледник Фильхнера; ЮП – Южный Полюс.

 

Восточная Антарктида ранее считалась стабильным континентальным тектоническим блоком. Однако в прошлые эпохи Восточная Антарктида испытывала процессы растяжения во время распада Гондваны. Поэтому в Восточной Антарктиде существуют обширные осадочные бассейны [9], довольно часто встречается мезозойский магматизм [4]. Интересно отметить, что в западной части рифта Ламберта были обнаружены кайнозойские базальты с возрастом излияния 40‒50 млн лет [14, 15], а вулкан Гауссберг на побережье Земли Принцессы Елизаветы имеет плейстоценовый возраст [2, 16, 17]. Недалеко от него находятся и другие предполагаемые вулканические конусы и кальдера.

Оледенение Антарктиды началось в эоцене. Причинами похолодания и оледенения ученые называют уменьшение количества углекислого газа в атмосфере Земли и появление пролива Дрейка. С тех пор ледяной щит несколько раз отступал и формировался вновь, особенно в Западной Антарктиде [18].

ГЛУБОКИЕ ПОДЛЕДНЫЕ ВПАДИНЫ КАК РЕЗУЛЬТАТ АКТИВИЗАЦИИ РИФТОГЕНЕЗА В КАЙНОЗОЕ

В Антарктиде выявлены узкие впадины, по всей видимости, рифтогенной природы, характеризующиеся аномально большими глубинами до 3 км, которые не встречаются на других континентах. Объяснение этого феномена Антарктиды естественно связать с позднекайнозойской активизацией рифтогенеза уже после оледенения континента. Уникальность ситуации для ледяного континента заключается в том, что после оледенения происходит прекращение осадконакопления. Продолжение рифтогенеза в этих условиях приводит к формированию узких глубоких подледных впадин, заполненных льдом. На других континентах при отсутствии ледяного покрова в рифтовых впадинах происходит достаточно интенсивное осадконакопление, компенсирующее погружение коры при рифтогенезе, которое сглаживает поверхностный рельеф. Таким образом, наличие узких и глубоких впадин подледного рельефа Антарктиды является свидетельством продолжающегося рифтогенеза после оледенения континента. На рис. 1 а показан подледный рельеф Антарктиды согласно [1].

Выделяются следующие глубокие впадины ледового ложа [1] с отрицательными гравитационными аномалиями в свободном воздухе [19]:

1. Три субпараллельные депрессии ледников Бейли, Слессора и Рекавери (рис. 1 а, 1). Для них гравитационные аномалии в свободном воздухе достигают –100÷160 мГал.
2. Система рифтов Ламберта (рис. 1 а, 2). Для нее гравитационные аномалии в свободном воздухе достигают –100 мГал.
3. Предполагаемый рифт Гауссберг и рядом на берегу вулкан Гауссберг [3]. Эта структура менее выражена в подледном рельефе, глубина дна составляет 500–1000 м ниже уровня моря (рис. 1 а, 3), а аномалии в свободном воздухе достигают –40 мГал.
4. Система депрессий бассейна Авроры (рис. 1 а, 4; рис. 1 б) с продолжениями во впадинах Скотта, Денмана (рис. 1 a, 4 а; рис. 1 б); Вандерфорда и Тоттена (рис. 1 a, 4 б; рис. 1 б). Для них аномалии в свободном воздухе достигают –160 мГал.
5. Рифты бассейна Уилкса (рис. 1 а, 5; рис. 1 б). Несколько узких впадин с глубинами до 2 км, простирающихся далеко вглубь континента параллельно Трансантарктическим горам. Они соединяются с впадинами, рассекающими Трансантарктические горы, которые выходят в подледный бассейн Росса. Для них аномалии в свободном воздухе достигают –100 мГал.
6. Изолированные подледные осадочные бассейны Восток, Астролябии и Адвенче. Дно этих впадин лежит на глубине от 1 до 2 км, а аномалии в свободном воздухе достигают –100 мГал (рис. 1 а; рис. 1 б).
7. Рифты Земли Королевы Мод и Земли Эндерби имеют относительно меньший масштаб и представлены отдельными подледными депрессиями меридионального простирания от берега вглубь континента (рис. 1 а).
8. Рифты Трансантарктических гор представлены узкими впадинами, перпендикулярными основной оси Трансантарктических гор (Т1, Т2, Т3, Т4). По ним происходит сток льда из Восточной Антарктиды в ледник Росса. Особняком стоит впадина ледника Ренника перпендикулярно берегу, разделяющая Трансантарктические горы у берега параллельно основному простиранию (рис. 1 б). Дно этих впадин лежит на глубине от 1 до 2 км, а аномалии в свободном воздухе достигают –100 мГал.

Для ЗАРС глубины подледных впадин Бэрда, Бентли и других достигают 2 км и более при этом гравитационные аномалии в свободном воздухе составляют –40÷–80 мГал. В то же время для вулканических массивов Земли Мэри Бэрд и отдельных вулканов (Эребус и др.) гравитационные аномалии положительны (40÷80 мГал).

Мало изучена другая система рифтов Западной Антарктиды, которая начинается в районе Южного полюса (глубины –500÷–1000 м, гравитационные аномалии в свободном воздухе –40÷– 80 мГал). Здесь ложе ледника лежит уже на глубине –1000÷– 2000 м, аномалии в свободном воздухе составляют –60÷–120 мГал (рис. 1 в). Далее эта депрессия соединяется с депрессиями Земли Котс Восточной Антарктиды (рис. 1 а) и впадиной с глубиной более километра выходит в море Уэддела, где быстро выполаживается.

Описанные подледные впадины характеризуются резкими отрицательными гравитационными аномалиями в свободном воздухе до –100 мГал и более [19], что обычно характерно для активных рифтовых систем.

МЕХАНИЗМ ОБРАЗОВАНИЯ РИФТОВ АНТАРКТИДЫ

Механизм образования рифтов Антарктиды связан с растяжением и последующим распадом суперконтинента Гондвана. Начальный этап распада произошел в раннеюрский период. Но еще в девоне-перми в гондванской литосфере возникли условия растяжения, которые привели к образованию рифтовых грабенов. По краям Гондваны действовали тянущие силы от окружающей суперконтинент зоны субдукции [20, 21], тогда как под самим суперконтинентом имели место восходящие мантийные потоки. В позднем кайнозое произошла активизация рифтогенеза в Антарктиде, вызванная начавшимся в миоцене общим ускорением глобальных геодинамических процессов [22], что проявилось, в частности, в интенсификации магматизма в Центральной и Восточной Азии [23] и горообразования в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе [24].

Очевидно, что тектоно-магматические процессы в Западной Антарктиде во многом определялись фактором обрамляющей ее субдукции, с чем связаны широкое развитие подледных вулканов и активизация рифтов после оледенения материка. Вместе с тем процессы рифтогенеза и магматизма Восточной Антарктиды, находящейся на значительном расстоянии от зоны субдукции, в большей степени определялись действующим нижнемантийным восходящим потоком под самим континентом, который трансформируясь в горизонтальные подлитосферные течения, вызывал движение составляющих Гондвану материков в разные стороны от Антарктиды. При изменении режима конвекции, в частности, при ее ускорении горизонтальные верхнемантийные течения приводили к реактивации уже существующих и образованию новых рифтовых зон в лито- сфере Восточной Антарктиды, связанных с действием локальных мантийных плюмов.

Рассмотренная геодинамическая схема развития тектономагматических процессов в Антарктиде после распада Гондваны близка к модели формирования позднемезозойской магматической провинции в Восточной Азии, предложенной в работе [23]. В ней особенности магматизма связываются со сложной геодинамической обстановкой взаимодействия Тихоокеанской конвергентной границы с горячим полем нижней мантии. Во фронтальной зоне конвергенции формировались субдукционные механизмы магмообразования, в то время как в западной части провинции, находящейся вне зоны влияния конвергентной границы, возникли внутриплитные вулканические области, связанные с активностью мантийных плюмов. Интенсивность магматических процессов на разных этапах развития позднемезозойско–кайнозойской вулканической провинции Восточной Азии характеризуется двумя пиками повышенной активности в интервалах: 120–130 млн лет и 7–15 млн лет [22].

Важно подчеркнуть существование молодого этапа магматической активности в миоцене. Предполагая аналогичный миоценовый пик тектоно-магматической активности в Антарктиде, можно объяснить послеледниковые процессы активизации рифтогенеза, приводящие к возникновению аномально глубоких впадин в Антарктиде. В связи с этим нами предполагается существование подледной вулканической провинции в районе вулкана Гауссберг.

ДИСКУССИЯ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Предложен механизм формирования глубочайших континентальных впадин-рифтов в Антарктиде протяженностью тысячи километров вследствие общей активизации тектономагматических процессов в миоцене и образования верхнемантийных плюмов под Антарктидой после ее оледенения.

Предполагается повышенный тепловой поток для этих рифтовых систем. Элементы этих рифтов у побережья (глубокие подледные впадины) важны с точки зрения динамики ледников, так как по ним осуществляется существенная часть стока льда в океан. Большая часть таких впадин субмеридиональна и дренирует Антарктический ледяной щит. Наличие на дне таких впадин осадков вкупе с повышенным тепловым потоком может уменьшать трение на границе лед–порода и таким образом ускорять скорость стекания ледников, вызывая глобальное повышение уровня моря. Большие скорости движения льда в выводных ледниках Амери, Тоттена, Денмана, Туйетс, Пайн-Айленд и других объясняются повышенным тепловым потоком и частичным плавлением льда на их подошве [25].

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена частично в рамках госзадания Института теории прогноза землетрясений РАН № AAAA-A19-119011490131-3 и частично в рамках госзадания Института океанологии им. П. П. Ширшова РАН № FMWE-2021-0004.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы благодарят рецензента, чьи замечания помогли значительно улучшить рукопись.

Об авторах

А. А. Баранов

Институт теории прогноза землетрясений и математической геофизики Российской Академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: aabaranov@gmail.com
Россия, Москва

Л. И. Лобковский

Институт океанологии им. П. П. Ширшова Российской Академии наук

Email: aabaranov@gmail.com

Академик РАН

Россия, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы