Строение и история развития литосферы

Несогласие в кровле рифтового этажа выделено по сейсмическим данным на многих (хотя и не на всех) пассивных континентальных окраинах. Его образование связывается с эрозией отложений на конечной стадии рифтогенеза (перед началом спрединга морского дна) за счет термального подъема земной коры при внедрении горячей астеносферной мантии (Ziegler & Cloetingh, 2004). Таким образом, возраст горизонта CS1 приблизительно соответствует началу спрединга морского дна в море Содружества и составляет ~134 млн. лет.

Рифтовый структурный этаж заполняет региональные прогибы внутриконтинентального и окраинного рифтовых грабенов и локальные структуры растяжения (полуграбены) в кристаллическом фундаменте на шельфе и под верхним подножием континентального склона. Депоцентр рифтового структурного этажа располагается примерно посередине между внутренней границей окраинного рифтового грабена и границей континент-океан. Мощность слагающих его осадков в депоцентре составляет, в среднем, около 1 км, но напротив залива Прюдс она достигает 3,0 км.

Состав рифтового этажа предполагается по данным бурения на шельфе залива Прюдс и в Пертском бассейне (юго-западная окраина Австралии), который на этапе распада Восточной Гондваны находился в сходной тектонической, географической и климатической обстановке с бассейнами морей Содружества и Дейвиса (рис. 8А). На шельфе залива Прюдс рифтовые отложения предположительно вскрыты скважиной 740 (рис. 9), но не датированы из-за отсутствия ископаемых остатков. Согласно данным бурения, эти отложения представлены алевролитами и песчаниками (с прослоями ископаемых почв и углей), имеют флювиальное происхождение и накапливались в условиях теплого, сухого климата (Barron et al., 1991

). В Пертском бассейне в составе рифтового структурного этажа доминируют песчаники континентального и мелководно-морского генезиса (Song et al., 2001). Не исключено, что в основании рифтового этажа глубоководной части бассейнов морей Содружества и Дейвиса присутствуют отложения ранней, пермо-триасовой фазы растяжения (рифтогенеза) земной коры, которые обнажаются в борту внутриконтинентальной рифтовой зоны ледников Ламберта и Эймери (

Грикуров, 1980), предполагаются на шельфе залива Прюдс (Leitchenkov, 1991

) и широко развиты на юго-западной окраине Австралии (Song et al., 2001).

Горизонт CS2 выделен на континентальной окраине Восточной Антарктиды от моря Рисер-Ларсена до моря Дейвиса (Leitchenkov et al., 2007). Подстилающий его сейсмический комплекс «CS2–CS1» в основном характеризуется параллельными непрерывными и прерывистыми внутренними отражениями, образующими тонкослоистую среду (рис. 10), которые характерны для морского гемипелагического осадконакопления с возможными влиянием склоновых процессов (оползней, турбидитных и обломочных потоков). Нижняя возрастная граница комплекса «CS2–CS1» определяется несогласием в кровле рифтового этажа (~134 млн. лет). Кровля комплекса (горизонт CS2) налегает на океанический фундамент в 50–150 км к северу от границы континент-океан в районе аномалии М6-М7 и, следовательно, не может быть древнее среднего валанжина (~128 млн. лет). Мы предполагаем, что образование горизонта CS2 связано со сменой режима осадконакопления, обусловленного началом интенсивного вулканизма в южной части плато Кергелен около 120 млн. лет назад. Мощность комплекса «CS2-CS1» в основном составляет 1,0–1,5 км. Максимальные ее значения (около 2 км) наблюдаются в море Содружества, в районе 76° в.д., 66° ю.ш., расположенном напротив центральной части залива Прюдс, что, вероятно, обусловлено более интенсивной поставкой терригенного материала речной системой, продолжавшей развиваться в долине внутриконтинентального рифтового грабена ледников Ламберта и Эймери. Низкое стояние уровня моря на протяжении нижнего мела (по крайне мере до апта), способствовавшее транзиту терригенных осадков через шельф, подтверждается данными пробоотбора на шельфе континентальной окраины Земли Мак-Робертсона, расположенном к западу от залива Прюдс (Truswell et al., 1999).