Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

Пролив Дрейка и котловина моря Скоша представляют собой обширную впадину между континентальными массивами Южной Америки и Западной Антарктиды. Котловина моря Скоша обрамляется на востоке вулканической Южно-Сандвичевой дугой, а на западной стороне она открыта в проливе Дрейка в сторону Тихого океана (рис. 1). Это море получило своё географическое название в память о работах в 1901–1904 годах небольшого исследовательского судна «Скоша» («Scotia»), использовавшегося национальной шотландской Антарктической экспедицией, возглавляемой Вильямом Брюсом. Две мелководных банки в южной части котловины моря Скоша были названы в память о Вильяме Брюсе и о натуралисте его экспедиции Джеймсе Пири, как банка Брюса и банка Пири. Ещё одна банка в этой области была названа банкой Дискавери в память об английском исследовательском судне «Дискавери», чьим капитаном был Роберт Скот.

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.

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).