WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

На правах рукописи

ТЕТЕРИН ДМИТРИЙ ЕВГЕНЬЕВИЧ

РЕЛЬЕФ ДНА, ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ И ГЕОДИНАМИКА ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН ЗАПАДНОЙ АНТАРКТИДЫ

Специальность 25.00.10 Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва – 2008

Работа выполнена в Институте Геохимии и Аналитической Химии им. В.И. Вернадского Российской Академии Наук Официальные оппоненты доктор геолого-минералогических наук, ст. научный сотрудник Мирлин Евгений Гилельевич доктор технических наук, ст. научный сотрудник Галушкин Юрий Иванович доктор геолого-минералогических наук, ст. научный сотрудник Углов Борис Дмитриевич Ведущая организация Институт физики Земли РАН им. О.Ю. Шмидта

Защита состоится 24 сентября 2008 г. в 14 час. 30 мин. на заседании диссертационного совета Д 501.001.64 при Московском государственном университете имени М.В.Ломоносова по адресу: 119991 ГСП-1, Москва, Ленинские горы, ГЗ МГУ, зона «А», геологический факультет, аудитория 3

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (ГЗ МГУ), зона «А», 6-ой этаж

Автореферат разослан “ ” августа 2008 года.

.

Ученый секретарь диссертационного совета Никулин Б.А.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы.

Исследование закономерностей формирования, тектонического строения и эволюции переходных областей между континентами и океанами одна из актуальных задач современной геодинамики и геотектоники. С окраинами континентов связаны основные нефтегазопромысловые районы мира, в то же время история формирования окраин – неотъемлемая часть истории развития океанов и всей Земли в целом.

Центральное положение Антарктического континента относительно других материков после распада Гондваны обусловило сложную геодинамическую эволюцию литосферы ее переходных зон и всего Южного океана, поэтому выявление закономерностей формирования и развития континентальной окраины Антарктиды имеет определяющее значение в понимании геодинамики Южного полушария. Однако, не смотря на все возрастающие объемы геолого-геофизических исследований Мирового океана, подводная окраина Антарктиды, по-прежнему, относится к малоизученным регионам.

В течение последнего десятилетия в рамках научно-технического сотрудничества между Россией и Германией в области исследования мирового океана и полярных районов Земли, в акваториях окраинных морей Амундсена и Беллинсгаузена (включая пролив Дрейка) проводились морские геолого-геофизические исследования. В ходе работы шести морских экспедиций были получены новые уникальные данные о подводном рельефе с помощью многолучевых эхолотов, выполнены измерения гравитационного и магнитного полей, проведено многоканальное сейсмическое профилирование, собраны коллекции образцов горных пород и др.

Систематизация, обобщение и анализ накопленных на настоящий момент геологогеофизических данных по окраине Западной Антарктиды определили значительный прогресс в выявлении деталей геологического и тектонического строения, имеющих ключевое значение для понимания геодинамики и гляциодинамики региона.

Цель работы.

На основе комплексного анализа геолого-геофизической информации выявить пространственно-временную взаимосвязь глубинного строения литосферы и тектонической эволюции Тихоокеанской окраины Западной Антарктики на период с конца позднего мела до настоящего времени.

Основные задачи исследования.

1. Разработка методики построения Цифровой Модели Рельефа (ЦМР) для мелкомасштабных батиметрических карт в условиях разнородности и дефицита батиметрической информации с привлечением данных спутниковой альтиметрии для редакции и коррекции модели.

2. Построение батиметрических карт масштаба 1:1000000 на северные части акваторий моря Уэдделла и моря Беллинсгаузена (пролив Дрейка).

3. Разработка численных методов, алгоритмов и прикладных программ для вычисления линейных трансформаций гравитационного и магнитного полей, а также методических приемов их использования.

4. Комплексная интерпретация геолого-геофизических данных для выявления особенностей современного строения литосферы и построения модели геодинамической эволюции Тихоокеанской окраины Западной Антарктиды, в период с конца позднего мела до настоящего времени.

Фактический материал и личный вклад автора.

Основу работы составляют результаты Российско-Германских геолого-геофизических исследований, проводившихся в пределах Тихоокеанского сектора Западной Антарктики в 21-ом и 29-ом рейсах НИС “Академик Борис Петров” и АНТ-11/3, АНТ-15/2, АНТ-18/5 АНТ23/4 рейсах НИС “Polarstern” на основе соглашения о совместном сотрудничестве между Институтом Полярных и Морских исследований им. А.Вегенера (Германия) и Институтом Геохимии и Аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН. В 29-ом рейсе НИС “Академик Борис Петров” и в рейсе АНТ-18/5 НИС “Polarstern” набортные гравиметрических измерения проводились непосредственно автором. Содержание представленной работы – это обработка и интерпретация данных набортных гравиметрических, сейсмических и батиметрических измерений, а также обобщение и критическое переосмысление имеющихся палеотектонических реконструкций в свете новых данных на период эволюции Тихоокеанской окраины Западной Антарктики с позднего мела до настоящего времени.

Научная новизна и практическая ценность.

Разработан новый оригинальный методологический подход к построению Цифровых Моделей Рельефа в условиях разнородности и недостатка исходной батиметрической информации с привлечением данных спутниковой альтиметрии.

С использованием нового подхода построены батиметрические карты 1:10000масштаба на районы северо-восточной части моря Беллинсгаузена (пролив Дрейка) и северной части моря Уэдделла. Карты могут быть использованы в качестве основы при проведении геолого-геофизических исследований в этих районах. Цифровые модели для этих карт были включены в состав юбилейной версии электронного атласа ГЕБКО 2003.

Результаты палеотектонических реконструкций обобщены на весь период эволюции Тихоокеанской окраины Западной Антарктики, начиная с позднего мела до настоящего времени.

Для южной, юго-восточной частей Тихого океана построены: сводная карта линейных магнитных аномалий; схематические карты возраста и мощности литосферы.

Разработаны новые геодинамические модели эволюции континентальных окраин морей Беллинсгаузена, Амундсена и пролива Дрейка.

Рассмотрена возможная природа происхождения подводной вулканической провинции Мэри Берд.

Впервые составлена геодинамическая схема для южной, юго-восточной частей Тихого океана и переходной зоны Западной Антарктиды.

Апробация работы и публикации.

Основные результаты работы докладывались на Международной конференции “Некорректно поставленные задачи в естественных науках” (Москва, 1991), Международном семинаре “Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей” (Москва, 1993, Воронеж 1996), Symposium of the International Gravity Commission and the International Geoid Commission (Graz, Austria, 1994), International Union Geodesy and Geophysics XXI General Assembly (Boulder, 1995), XIII Международная школа морской геологии (Москва, 1999), Pacific Congress on Marine Science and Technology (Honolulu, Hawaii 2000), XVI Международная школа морской геологии (Москва, 2005), XL Тектоническое совещание (Москва, 2007), 10th International Symposium on Antarctic Earth Sciences, University of California, Santa Barbara Aug. 26- 31 2007,. Fall Meeting American Geophysical Union, San Francisco, CA, USA, 10-14 Dec. 2007, INTERNATIONALE POLARTAGUNG, MUNSTER, 10-14 Mar., 20По теме диссертации опубликовано 33 печатных работы.

Структура и объем диссертации.

Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения. Общий объем составляет 2страниц, в том числе 90 рисунков. Список литературы включает 420 наименований.

Благодарности Автор выражает благодарность своим научным руководителям академику РАН Страхову В.Н. и член-корреспонденту РАН Удинцеву Г.Б.

Большую признательность автор выражает своему научному консультанту профессору МГУ Дубинину Е.П. за ценные советы, помощь и поддержку, оказанную при подготовке и написании диссертации.

Автор искренне благодарен своим коллегам из ГЕОХИ РАН - Бересневу А.Ф., Куренцовой Н.А., Сущевской Н.М., Кольцовой А.В., Домарацкой Л.Г., Куликовскому В.Е., Мастюкову С.В., с которыми его связывает многолетнее сотрудничество. Автор благодарен немецким коллегам из института Полярных и Морских Исследований им. А. Вегенера - Гансу Шенке, Карстену Голю, Елене Чертковой, а также Уве Шеферу из Института Картографии и Геодезии, оказавшим существенную поддержку проведенным исследованиям. Большое значение для данной работы имели научные контакты с Гилод Л.А.

Глава 1. Геолого-геофизические исследования в пределах Тихоокеанской окраины Западной Антарктики.

Начиная с середины семидесятых годов, геолого-геофизические исследования в пределах окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена ведутся в двух главных направлениях.

Первое - это изучение особенностей тектонического и геологического строения объектов, ключевых с точки зрения понимания геодинамических моделей формирования и эволюции окраин, а так же всего южно-тихоокеанского региона, и второе направление - это изучение тонкой структуры осадочного чехла с целью получения дополнительной информации об истории климата и динамике формирования и развития ледникового щита Антарктиды.

Первые модели эволюции юго-восточной части Тихого океана в рамках теории литосферных плит были получены в работах (Molnar et al., 1975; Weissel et al., 1977; Cande et al., 1982; Stock & Molnar, 1987) и носили упрощенный характер, т.к. основывались на скудных данных о подводном рельефе и редких профилях магнитных измерений, при этом какие-либо детали тектонического строения окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена практически не рассматривались ввиду отсутствия данных. Ситуация стала заметно меняться в начале 90-х годов с появлением цифровых карт аномального гравитационного поля и предсказанного рельефа, полученных из данных спутниковой альтиметрии (McAdoo & Marks, 1992; Smith & Sandwell, 1997; McAdoo & Laxon, 1997), позволивших достаточно точно выделить границы плит, спрединговые хребты, зоны трансформных разломов, точное местоположение континентальной окраины, а также наметить проблемные области для детальных морских исследований (Mayes et al., 1990). В этот же период времени значительно возрастают объемы геолого-геофизических исследований в этом регионе, главным образом в пределах более доступной северо-восточной части Антарктического полуострова. В результате детальных геолого-геофизических исследований получены модели глубинного строения и тектонической эволюции южно-шетландской окраины Антарктического полуострова со стороны пролива Дрейка (Maldonado et al., 1994; Galindo-Zaldivar et al., 2000, 2004; Klepeis & Lawver, 1996; Prieto et al., 1997; Trouw & Gamboa, 1992; Grad et al., 1997; Kim et al., 1994, 1997; Vegas 1995; Guangyu et al., 1995; Canals et al., 1997). Выявлены взаимосвязи морфологии рельефа, строения осадочного чехла и истории формирования и развития ледникового щита для восточной окраины Антарктического полуострова (Rebesco et al., 1994, 1997, 1998; Bart & Anderson, 1994; McGinnis & Hayes, 1995; Camerlenghi et al., 1997; Larter et al., 1997), построены модели тектонической эволюции континентальной окраины Антарктического полуострова (Birkenmajer 1994; Mccarron & Larter, 1998).

Систематических геофизических исследований за исключением редких галсов батиметрических измерений в более труднодоступных районах окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена до середины 90-х годов почти не проводилось. Можно отметить лишь несколько работ, в которых получены существенные результаты. По данным батиметрической съемки в районе группы подводных гор Мэри Берд во время экспедиции НИС “Palmer” получены приблизительные оценки возраста и предложена возможная природа возникновения возвышенностей (Feldberg 1997). В этом же районе вдоль профиля, проложенного в субширотном направлении в пределах континентального подножия моря Амундсена японским НИС “Hakurei-Maru” проводились комплексные геофизические исследования, включавшие гравиметрические, магнитометрические наблюдения, изучение теплового потока и сейсмопрофилирование. В результате этих работ был выявлен сложный фрагментированный, рельеф акустического фундамента, отдельные возвышения которого несогласно перекрыты толщей осадочных отложений (Yamaguchi et al., 1988). В работах (Prestvik & Duncan, 1991; Hart et al., 1995) проводилось изучение состава и сравнительный анализ щелочных базальтов острова Петр I, подводных гор Жерлаша и гор Джонса, была предложена возможная природа происхождения этих вулканов.

Начиная с 1994 г. научными организациями России и Германии проводились морские а) б) Рис. 1 Маршруты экспедиций НИС : а) “Академик Борис Петров” 21 рейс (красный) и 29 рейс (черный); б) “Polarstern” АНТ-18/5 (красный), АНТ-23/4 (синий), АНТ-15/(белый) и АНТ-11/3 (черный). Показаны на карте аномального гравитационного поля в редукции в свободном воздухе, построенной по данным спутниковой альтиметрии (McAdoo & Laxon, 1997).

геолого-геофизические исследования континентальной окраины Западной Антарктики главным образом в пределах наиболее труднодоступной юго-западной части акватории моря Беллинсгаузена и Амундсена. В Российско-Германских экспедициях НИС “Академик Борис Петров” в 21-ом и 29-ом рейсах была создана сеть опорных геодезических пунктов на островах и побережье Антарктического полуострова, с целью проведения геокинематического мониторинга. В этих же рейсах проводился комплекс исследований, включавший многолучевое эхолотирование, непрерывное сейсмическое профилирование, гравиметрические измерения и отбор геологических проб с помощью драги и дночерпателя. В 29-ом рейсе НИС “Академик Борис Петров” проводится детальная съемка многолучевого эхолотирования, непрерывного сейсмопрофилирования (НСП) и набортных гравиметрических измерений в районе острова Петра I. В Российско-Германских экспедициях НИС “Polarstern”АНТ-11/3, АНТ-15/2, АНТ-18/5 и АНТ 23/4 комплекс исследований включал многолучевое эхолотирование, глубинное сейсмическое профилирование, гравиметрические и аэромагнитные измерения, а также отбор геологических образцов с помощью драги, дночерпателя, грунтовых трубок и тралов (рис.1).

В результате этих исследований были получены новые данные о строении и истории развития этого региона. Для отдельных периодов истории были дополнены и уточнены построенные ранее модели палеотектонической реконструкции, выделены различия тектонического строения окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена (Gohl et al., 1997, 2007, Conningham et al., 2002; Larter et al., 2002; Eagles et al., 2004; Тетерин и Голь, 2005, 2007;

Удинцев и др., 1999, 2002, 2007).

Глава 2. Методические приемы построения мелкомасштабных батиметрических карт.

Несмотря на появление в практике океанографических исследований многолучевых эхолотов, спутниковой навигации, мощных ЭВМ и программного обеспечения, разработанного на основе новейших достижений вычислительной математики, проблема построения батиметрических карт до сих пор остается открытой. Современная методика построения карты включает следующие этапы: измерение глубин с помощью многолучевого эхолота, подготовка и очистка данных измерений, вычисление цифровой модели рельефа, графическое отображение изобат. Эта технология вполне работоспособна только в случае, если исходные данные однородны, т.е. площадь карты равномерно покрыта равноточными измерениями, что бывает только при детальной съемке многолучевым эхолотом. В этом случае современные численные методы интерполяции позволяют получить вполне адекватную цифровую модель рельефа, которая может потребовать лишь незначительной редакции. В большинстве же случаев при построении батиметрической карты и особенно мелкомасштабной необходимо использовать весь объем эхометрической информации, накопленный со времен появления первых эхолотов, в результате чего приходится иметь дело с разнородными исходными данными. Это означает:

1) Неравномерное покрытие площади карты эхометрическими измерениями – данные съемок современными многолучевыми эхолотами со сплошным покрытием измерениями соседствуют с редкими галсами промера глубин, полученных с помощью однолучевых эхолотов;

2) Значительное расхождение в точности определения глубин, полученных с помощью современных многолучевых эхолотов, с данными однолучевых эхолотов 50-70 летней давности. В результате на одном участке карты отметки глубин, выполненные разными экспедициями в разное время, могут расходиться на сотни метров.

3) Значительное расхождение в точности плановой привязки современных съемок, использующих средства Глобальной Спутниковой Навигации (GPS) и позволяющих определять местоположение судна с точностью в несколько метров, и съемок с определением координат при помощи радионавигации или навигация по звездам.

4) Наличие “белых пятен” т.е. участков карты, на которых вообще отсутствуют какие – либо измерения, что особенно часто встречается в малоизученных полярных районах.

С такими исходными данными использование интерполяционных методов вычисления ЦМР дает, как правило, сильно искаженную модель, которую только условно можно назвать ЦМР. Это скорее некое первое приближение, которое нуждается в дальнейшей очистке, коррекции и редактировании. Но и после этих процедур задача остается не решенной, так как не понятно, как заполнять те участки карты, где отсутствуют измерения.

В лаборатории геоморфологии и тектоники дна океанов ГЕОХИ РАН была разработана новая методика построения батиметрических карт, (Удинцев и др. 2003), которая специально адаптирована для построения ЦМР подводного рельефа. Методика предусматривает ручное редактирование карт с учетом закономерностей строения подводного рельефа и данных спутниковой альтиметрии, использует возможности современных ГИС для оформления и издания карт. Методика включает в себя следующие этапы:

1) Создание специализированной базы данных, включающей всю доступную эхометрическую информацию.

2) Вычисление регулярной ЦМР с использованием модифицированного метода Минимальной кривизны (Minimum Curvature) и построение батиметрической карты первого приближения в проекции Меркатора;

3) Построение вспомогательных карт аномального гравитационного поля, предсказанного рельефа, точек измерений вместе с отметками глубин;

4) Очистка карты от случайных и систематических ошибок, редактирование с использованием метода геоморфологической интерполяции, коррекция сомнительных участков карты, не обеспеченных или бедных наблюдениями, путем трансформации данных спутниковой альтиметрии в изобаты карты. При этом участки карты, построенные по результатам измерений многолучевыми эхолотами, рассматриваются в качестве эталонных.

5) Сканирование отредактированной карты и векторизация изобат с последующим сохранением в файле в виде массива координат и отметок глубин;

6) Построение окончательного варианта карты с учетом всех требований современной картографии.

В рамках международного проекта GEBCO коллективом лаборатории Геоморфологии и Тектоники океана института ГЕОХИ РАН (Россия) совместно c лабораторией морской геофизики AWI (Германия) по вышеизложенной методике были построены три батиметрические карты 1:1000000 масштаба на районы северо-восточной части моря Беллинсгаузена и пролива Дрейка (лист 533 600S-660S, 550W-750W, рис.2) и северной части моря Уэдделла (лист 534 600S-660S, 350W-550W, лист 535 600S-660S, 150W-350W).

Для организации и хранения батиметрической информации была разработана специализированная база данных, в которую была загружена информация в цифровом виде из следующих источников: 1) батиметрические съемки, проведенные в 21-ом и 29-ом рейсах НИС “Академик Борис Петров”; 2) данные из электронного атласа GEODAS; 3) данные батиметрической съемки в рейсе ANT XV/2 НИС “Polarstern”; 4) цифровые данные центрального картографического производства (ЦКП) России; 5) цифровые данные Британской Антарктической Службы (BAS). Кроме этого имелись батиметрические данные Проекция Меркатора, главная параллель 650. Сечение изобат 200 метров.

Рис. 2 Батиметрическая карта северо-восточной части моря Беллинсгаузена и пролива Дрейка. При построении использовалась ЦМР батиметрической карты северовосточной части моря Беллинсгаузена (лист 533 в нумерации AWI). ОКД - остров Кинг Джордж, ЮШЖ – Южно - Шетландский желоб, РШ – зона разлома Шеклтона, Р”D” – зона разлома D, ОЭ – остров Элефант, ОС- остров Смит, ОД- остров Дисепшен.

ЦКП (точки измерений с отметками глубин), отображенные на 24 планшетах масштаба 1:2500000 и 6 планшетах масштаба 1: 500000. С помощью дигитайзера эта информация была переведена в цифровую форму и подгружена в базу данных. Общее количество записей составило около 20 000 000 точек и охватывало пространство с координатами 16W-96W, 53S68S. При редакции карт были также учтены батиметрические данные (точки измерений с отметками глубин) в виде планшетов масштаба 1:500 000, предоставленных Британской Гидрографической Службой. Для построения дополнительных карт аномального гравитационного поля использовались регулярные цифровые модели с разрешением 1’x 1’ для предсказанного рельефа ЦМР с разрешением 2’x 2’ (Smith & Sandwell, 1997). Для построения ЦМР был использован модифицированный метод «Minimum Curvature» (Smith & Wessel, 1990), реализованный в ГИС GMT (The Generic Mapping Tools). Для построения непосредственно карт на основе полученной ЦМР были использованы специальные графические процедуры из этого же пакета. Для удобства редактирования вручную каждый из листов карты был предварительно разделен на 4 части. Для каждой части была рассчитана ЦМР и на прозрачном пластике построены карты первого приближения в масштабе 1:850 0с сечением изобат 100 м в проекции Меркатора. Сложность рельефа для ряда участков потребовала дополнительного увеличения масштаба, поэтому, отдельные части листов были разделены еще на 4 части и перестроены в масштабе 1:400 000 также с сечением изобат 100 м.

Для каждой из карт первого приближения в том же масштабе и проекции были построены следующие карты и схемы, содержащие вспомогательную информацию: схема изученности, отметок глубин, аномального гравитационного поля с сечением изоаномал 10 мГал, предсказанного рельефа с сечением изобат 100 м и др. (всего около 130 листов). Прозрачные пластиковые листы с нанесенными на них данными накладывались друг на друга, что давало возможность одновременно анализировать разнородную информацию. Поверх всего комплекта, накладывался чистый бланк карты с координатной сеткой, построенный в том же масштабе и проекции, что и весь набор. Фактически финальный вариант карты представлял собой перестроенную заново карту первого приближения. Первоначально были построены листы карт с сечением 200 м, которые в дальнейшем использовались как основа для построения карт с сечением 100 м.Вся работа по редакции и коррекции карт была выполнена коллективом опытных геоморфологов в составе: Кольцова А., Домарацкая Л., Агапова Г., Волокитина Л.. Далее все перечисленные карты были отсканированы и сохранены на магнитном носителе в графическом формате. Привязка листов к координатам и экранное оцифровывание проводилось с использованием подпрограмм ГИС CARIS. После того как все листы карт были оцифрованы с помощью подпрограмм той же ГИС, листы еще раз редактировались, но уже с использованием мыши на экране компьютера. С помощью ГИС ARC/INFO были построены окончательные варианты батиметрических карт 1:1 000 0масштаба с учетом требований картографии (Schenke et al., 2001). ЦМР для этих карт в виде оцифрованных изобат были включены в юбилейную версию электронного атласа GEBCO 2003.

Новая методика построения ЦМР для мелкомасштабных батиметрических карт, включающая использование возможностей современных компьютеров, многостадийной редакции c привлечением данных спутниковой альтиметрии, представляет собой эффективный инструмент обобщения и представления батиметрической информации.

Глава 3. Морфоструктура рельефа и фундамента.

К наиболее общим особенностям строения подводного рельефа Тихоокеанского сектора Западной Антарктики следует отнести: 1) большую глубину континентального шельфа (400500 м), что связано с изостатическим погружением континента под действием нагрузки ледового щита; 2) неровный пересеченный рельеф шельфа, формировавшийся в результате ледниковой эрозии; 3) значительные вариации ширины шельфовой зоны (100-300 км); 4) значительные вариации уклона континентального склона (50 - 130), обусловленные различным генетическим типом отдельных участков окраины Антарктиды; 4) повсеместное распространение (за исключением пролива Дрейка) аккумулятивных холмов или дрифтов в основании континентального склона, приуроченных к руслам глубоководных каналов суспензионных потоков, происхождение которых также связано с периодической активностью ледового покрова Антарктиды.

Пролив Дрейка. Со стороны континента проливу Дрека соответствует северная оконечность Антарктического полуострова, ограниченная со стороны океанического ложа с юга разломом Геро, а с севера разломом Шеклтона (рис.2).

Согласно современным палеотектоническим реконструкциям в пределах пролива Дрейка в течение последних 3 млн. лет. происходит постепенное затухание процесса субдукции плиты Феникс под Антарктическую плиту, но реликты тектонических структур, характерных для активного типа континентальной окраины: глубоководный желоб (ЮжноШетландский глубоководный желоб), аккреционная призма и вулканический хребет (архипелаг Южно-Шетландских островов) до сих пор отчетливо проявляются в морфологических особенностях рельефа. Пролив Брансфилд является задуговым рифтогенным бассейном, образование которого характерно для переходной стадии.

Южно-Шетландский глубоководный желоб - это узкая, в поперечном сечении ассиметричная депрессия океанического дна, протянувшаяся на расстояние около 400 км вдоль северо-западной оконечности Антарктического полуострова с пологим приокеаническим склоном и более крутым, с уклоном около 50 приконтинентальным склоном. Плоское выровненное дно желоба имеет ступенеобразную перемычку, делящую желоб на северо-восточную и юго-западную части. Максимальные глубины в юго-западной части желоба составляют 4800 м и доходят до 5200 м в северо-восточной части. Склон желоба, примыкающий к Антарктическому полуострову, имеет волнистую поверхность и сложен метаморфизованными и смятыми в складки океаническими осадками, осложненными локальными разрывными нарушениями (реликты аккреционной призмы), на которых в средней и верхней части склона несогласно залегают толщи терригенных и шельфовых осадков. В основании склона отчетливо выделяются блоки оползневых отложений. На глубине около 500 м, практически параллельно архипелагу Южно-Шетландских островов четко выделяется кромка островного шельфа, рассеченная каналами суспензионных потоков.

Зона островного шельфа, расположенная между кромкой шельфа и берегами ЮжноШетландских островов, характеризуется сглаженным ровным рельефом и имеет ширину около 30-40 км. Пологий приокеанический склон осложнен незначительными по размерам (не более 10 км) поднятиями изометричной формы с амплитудами до 800 м, непосредственно перед донной частью желоба склон разделяется глубокими (до 600 м), извилистыми каньонами. Обращает на себя внимание крутопадающий, с амплитудой до 1200 м, борт извилистого каньона, пересекающего приокеанский склон северо-восточной части желоба.

Мощность океанических осадков на приокеанском склоне постепенно убывает в направлении к осевой части желоба, кроме этого отмечается меньшая мощность осадков в юго-западной части желоба по сравнению с северо-восточной. На океанических осадках приокеанского склона несогласно залегают отложения терригенного материала сносимого с шельфа и архипелага Южно-Шетландских островов, имеющих горизонтально-слоистую структуру. На северо-востоке желоб ограничен резко выраженным в рельефе гребнем активного разлома Шеклтона, который практически упирается в подножие континентального склона. Напротив, с юго-западной стороны дно желоба пересекает гребень отмирающего разлома Геро.

Морфоструктурные отличия северо-восточной и юго-западной частей желоба могут быть связаны либо с тем, что процесс перехода зоны пролива Дрейка в пассивный тектонический режим протекает неравномерно, либо с особенностями режима осадконакопления.

Пролив Брансфилд представляет собой протянувшийся более чем на 300 км с юго-запада на северо-восток глубоководный желоб, расположенный между дугой Южно-Шетландских островов и Антарктическим полуостровом. На всем протяжении пролив имеет ассиметричный поперечный профиль с крутым склоном (уклон до 6-70), сопряженным с дугой Южно-Шетландских островов, и относительно пологим склоном со стороны Антарктического полуострова, который плавно переходит в обширный шельф (на северовостоке шириной до 100 км). Напротив островной шельф очень узок не более 10 км. На всем протяжении пролива, вдоль его осевой части прослеживается цепь изолированных гребней, порогов и конусов вулканического происхождения, которые делят дно желоба на три линзообразные котловины – восточную, центральную и западную. Глубины изменяются от 1500-1900 м в западной и центральной части пролива, до 2600-2900 м на северо-востоке.

Материковый шельф центральной части пролива рассечен протяженными глубокими (до 700800 м) ущельями, совпадающими по простиранию с каньонами, наблюдаемыми на цоколе Южно-Шетландских островов. Особенно следует отметить пролив Бойд, представляющий собой глубокое извилистое ущелье в 50 км к юго-западу от острова Дисепшен, пересекающее весь материковый шельф и имеющее простирание, приблизительно совпадающее с простиранием разлома Геро. Осадки пролива представлены главным образом одной толщей залегающей на фрагментированном полуграбенами ложе фундамента в виде клиньев с нарастающей в направлении архипелага Южно-Шетландских островов мощностью. Более молодая толща осадков, сформировавшихся главным образом за счет материала, сносимого с материкового шельфа, несогласно залегает на породах нижней свиты, только в центральной части пролива. Между активными вулканами островов Бриджмен и Дисепшен вдоль осевой части котловины пролива выделяется цепочка подводных вулканических образований. В ходе 29-й экспедиции НИС “Академик Борис Петров” с одной из вершин подводного хребта “Три сестры” с помощью драгирования были получены образцы толеитовых базальтов, характерных для вулканизма молодых рифтовых систем (Удинцев и др., 1999; Сущевская и др., 2002). Подобный состав базальтов наблюдается и для других подводных вулканов пролива (Fisk, 1990; Keller et al., 2002).

На юго-запад от разлома Геро морфология рельефа заметно изменяется. ЮжноШетландский желоб пересекает разлом Геро и продолжается к юго-западу примерно еще на 50 км. Далее изрезанный каньонами склон юго-западной оконечности депрессии постепенно переходит в пологое океаническое ложе с глубиной 3000 м. В рельефе континентального склона напротив разлома северный Анверс выделяется линзообразный выступ, имеющий ширину около 50 км и продолжающийся в сторону океанического ложа на 40 км. Характер залегания смятых в складки осадочных отложений нижней толщи в пределах выступа, погружение фундамента в основании континентального склона, наличие субпаралельных склону дислокаций, испанскими исследователями (Jabaloy et al., 2003) интерпретируются как признаки существовавших ранее в этой области аккреционной призмы и желоба. На продолжении разлома южный Анверс в рельефе склона наблюдается аналогичный линзообразный выступ, однако имеющий значительно меньшие размеры – около 15 км в ширину. Вероятнее всего природа этого образования также определяется тектонической активностью в недавнем прошлом этой части окраины. К юго-западу от разлома южный Анверс профиль континентального склона становится более однородным, но при этом резко увеличивается его крутизна, достигая 150. Глубины континентального шельфа в целом остаются такими же, что и в проливе Дрейка, однако рельеф становится пологим и осложняется незначительными по амплитуде (примерно 100 м) впадинами изометричной или вытянутой формы, возникшими в результате ледниковой эрозии.

Таким образом, область, расположенная между разломами Геро и южный Анверс, можно рассматривать как переходную зону между участками окраины, имеющими различные морфологические особенности строения рельефа.

Море Беллинсгаузена. Окраина моря Беллинсгаузена, протягивающаяся вдоль западных берегов Антарктического полуострова и северных берегов земли Эллсворта, ограничена со стороны океанического ложа с севера разломом Геро, а на юге-западе системой разломов Петра I – Жерлаша (рис.3).

В общем подводный рельефа региона имеет типичные черты пассивных континентальных окраин – шельф, континентальный склон и континентальное подножие.

Зона шельфа протянулась между резко очерченными северными берегами Земли Эллсворта и кромкой континентального склона. Ширина шельфовой зоны варьирует в широких пределах от 100 км у северного берега острова Терстон до 300 км на юго-запад от острова Александра I. Для всей западной окраины Антарктического полуострова отмечается значительный уклон континентального склона около 130 -150. Глубины кромки шельфа варьируют в пределах 450550 м, глубины континентального подножия постепенно нарастают от 3000 м вдоль Антарктического полуострова до 3500-4000 м в районе острова Петр I. В плане кромка шельфа и континентальный склон имеют незначительную по амплитуде извилистую форму.

Как было отмечено ранее, одна из особенностей истории формирования рельефа окраины Антарктиды связана с периодическим выдвижением края ледового щита на шельф, что приводит к возникновению специфического шельфового рельефа, присущего только Антарктиде, - ледовых трогов, котловин, впадин, аккумулятивных образований. В пределах шельфа выделяются четыре геоморфологические провинции, представляющие собой узкие Проекция Меркатора, главная параллель 700.

Рис.3 Батиметрическая карта Тихоокеанской окраины Западной Антарктиды.

При построении использовалась ЦМР батиметрической карты северо-восточной части моря Беллинсгаузена (лист 533 в нумерации AWI), ЦМР батиметрической карты моря Амундсена (950W-1300W, 670S-760S, Nitshe et al., 2007) и цифровой атлас GEBCO 2003.

линейно вытянутые вдоль Антарктического полуострова зоны: внутренний шельф, средний шельф, возвышенности среднего шельфа, внешний шельф (Rebesco et al., 1998). Влияние ледника отмечается и в осадочных отложениях. В верхней части континентального склона выделяются две толщи осадков, при этом слои верхней толщи несогласно ложатся на пологопадающие слои осадков более древнего возраста нижней толщи. Отмечается смещение горизонтально выровненного верхнего края склона в сторону континентального подножия относительно древней границы за счет напластования отложений верхней толщи.

Относительная мощность осадочной толщи заметно увеличивается в основании континентального склона. Структурное несогласие двух осадочных толщ, выделяемых в строении шельфа, континентального склона и подножия, связано с резкой сменой режима осадконакопления, произошедшей в миоцене, когда край ледника мог достигать границы первичного шельфа. Еще одной отличительной чертой рельефа окраины Антарктиды можно назвать повсеместное распространение аккумулятивных холмов или дрифтов, наблюдаемых в пределах континентального подножия и приуроченных к руслам глубоководных каналов суспензионных потоков. Такого рода структура была исследована в 29-м рейсе НИС ”Академик Борис Петров” (Удинцев и др., 1999) эхометрической съемкой в районе острова Петра 1. Отчетливо выражен гребень дрифта, лежащий на меридиане 94010'W и возвышающийся почти на 1000 м над окружающим рельефом. Дрифт вытянут в субмеридиональном направлении. На юге он имеет валообразную ассиметричную форму с пологим западным и крутым восточным склоном при ширине структуры в основании около 100 км. В направлении на север форма дрифта изменяется, западный склон становится крутым, а восточный, пологим. Его высота убывает, так что дрифт практически сливается с рельефом на широте 68030'S. Восточный склон дрифта сопряжен с руслом глубоководного канала суспензионного потока. На разрезах сейсмического профилирования, проводившегося одновременно с батиметрической съемкой, отчетливо видно несогласное залегание этой структуры на породах более древнего возраста. Происхождение дрифтов (холмов) во всем секторе Тихоокеанской окраины Западной Антарктики связано с выдвижением в сторону океана ледникового щита в период ледниковых эпох, когда край ледника подобно бульдозеру сгребает шельфовые осадки и сбрасывает их в сторону континентального склона. В последствие осадки транспортируются к основанию склона суспензионными потоками.

В море Беллинсгаузена в 400 км к северу от Земли Эллсворта находится Остров Петра I, представляющий собой вулканическое образование в форме овала (14х19км), вытянутого в субмеридиональном направлении. Высота над уровнем моря составляет 1640 м, глубина ложа океана в пределах основания острова около 4000 м. По результатам многолучевого эхолотирования, проводившегося в рейсе НИС АНТ 18/5 НИС “Polarstern”, выявлена сложная волнистая поверхность верхней части подводных склонов, осложненная террасами и удлиненными выступами, формировавшимися в результате излияния лавовых потоков.

Исследования образцов пород острова Петра I, полученных в результате драгировок в 29-м рейсе НИС “Академик Борис Петров”, позволяют выделить две магматические формации:

известково-щелочную, представленную андезитами (трахиандезитами), и формацию субщелочных оливиновых базальтов-трахитов с габроидами (Удинцев и др., 1999; Фролова и др., 1997; Удинцев и др., 2004). В целом такой состав характерен для базальтов океанических островов (Hart et al., 1995). По возрасту базальты подразделяются на две группы: более древнюю с возрастом около 13 млн.лет и более молодую с возрастом 0.33-0.1 млн.лет (Bastien et al., 1976; Prestvik et al., 1990). В 400 км на север от острова Петра I лежат подводные горы Жерлаша, представляющие собой два гайота среднего размера эллиптической формы с глубиной вершин 350-600 м. По составу пород гор являются щелочными базальтами, подобными базальтам острова Петра I (Hagen et al., 1998), и имеют возраст 20-23 млн. лет.

Область, расположенную к западу от острова Александра I между 800W-900W, по особенностям строения рельефа, осадочного чехла и фундамента можно отнести к пограничной зоне между окраинами морей Беллинсгаузена и Амундсена. К западу от 800W отмечается постепенное уменьшение уклона континентального склона от 150 до 50-70, при этом в плане выделяются значительные по размерам (до 100 км и более) выступы континентального склона в направлении океанического ложа. Наиболее заметные из них расположены к востоку и западу от острова Петра I и представляют собой описанные выше аккумулятивные дрифты. В направлении от острова Петра I к подводным горам Жерлаша отмечаются характерные для зон разломов неглубокие вытянутые в субмеридиональном направлении желоба, простирающиеся до 620S. По данным НСП, проводившегося в 29-м рейсе НИС ”Академик Борис Петров”, в районе острова Петр I в структуре осадочного чехла в направлении к горам Жерлаша отмечаются дислокации типа односторонних сбросов и небольшие вулканические конуса. На профиле многоканального сейсмического профилирования, пройденного в субширотном направлении (около 69030’S) в рейсе АНТ-11/НИС “Polarstern”, к югу от острова Петра I отмечается резкое и значительное по амплитуде (около 5 км) погружение океанического фундамента. Все вышеизложенное может свидетельствовать о существовании активного глубинного разлома, простирающегося в субмеридиональном направлении на линии гор Петра I – Жерлаша.

Море Амундсена. Морю Амундсена со стороны континента соответствуют западные берега острова Терстон, северные берега земли Мери Берд, со стороны океанического ложа с востока окраину отделяет система разломов Петра I – Жерлаша, а на западе берега залива Росса (рис.3). Ширина шельфа варьирует в пределах 100 км со стороны острова Терстон и берегов Земли Мери Берд. В заливе Pine Island расположенном между западными берегами острова Терстон и восточными берегами Земли Мери Берд ширина шельфа достигает 300 км. В отличие от окраины моря Беллинсгаузена уклон континентального склона значительно меньше и составляет около 20-30, глубина океанического подножия возрастает до 4000 м на участке между 900W и 1100W, к западу от 1100W, напротив берегов Земли Мэри Берд отмечается значительный по протяженности выступ континентального склона в направлении подводных гор Мэри Берд, глубина континентального подножия при этом уменьшается до 3000 м. Глубина кромки шельфа варьирует в пределах 450-500 метров и со стороны залива Pine Island кромка шельфа имеет незначительный по амплитуде и протяженный около 700 км выступ в направлении океанического ложа. Результаты сейсмических исследований (Nitsche et al., 2000; Удинцев и Шенке, 2004), показывают, что, как и в море Беллинсгаузена, морфология рельефа окраины во многом определяется постмиоценовой активностью ледового щита Антарктиды. В пределах кромки шельфа выделены несогласно залегающие толщи осадков в основании континентального склона оползневые отложения, на континентальном подножии каналы суспензионных потоков с сопряженными им аккумулятивными прирусловыми валами.

Около 15 подводных гор насчитывает область, расположенная в море Амундсена в 6км на север от берегов Земли Мери Берд между 1140-1310 W и 690-710 S (рис.3). Наиболее крупная подводная возвышенность, названная горой Хуберта Миллера, была исследована во время экспедиции АНТ-18/5 НИС “Polarstern” в 2001 году. В пределах этой возвышенности была проведена батиметрическая съемка с использованием многолучевого эхолота, а также набортная гравиметрическая съемка, проводившаяся автором. Гора имеет овалообразную форму, вытянутую в северо-западном направлении с плоской, лежащей на глубине 1500 м вершиной, имеющей размеры 40х22 км. Глубина океана в основании возвышенности около 3500 м. На склонах горы выделяются гребни и вулканические конуса, разделенные узкими каньонами.

В рейсе АНТ-11/3 НИС “Polarstern” между горами Мэри Берд и континентальным склоном был проложен сейсмический профиль, на котором южная и северная части отчетливо разделяются мощным (около 70 км в основании) конусообразным возвышением фундамента, выходящим на поверхность океанического дна в виде небольшой подводной горы. Разрез для южной части профиля характеризуется спокойным рельефом кровли фундамента и горизонтально-слоистой структурой осадочного чехла. Примерно такая же структура разреза наблюдается для сейсмического профиля, пройденного вкрест континентального склона в этой же экспедиции 100 км западнее острова Терстон. Строение северной части профиля (расположенной ближе к подводным горам Мэри Берд) характеризуется сложным раздробленным рельефом кровли океанического фундамента.

В 2006 году в рейсе АНТ-23/4 НИС “Polarstern” со склона горы Хуберта Миллера с помощью драги были отобраны образцы базальтов двух разновозрастных типов: молодые - толеитовые и более древние – зеленокаменные базальтовые порфириты.

Таким образом, по особенностям строения региональных форм рельефа, осадочного чехла и фундамента в пределах Тихоокеанской окраины Западной Антарктиды можно выделить три участка – пролив Дрейка, море Беллинсгаузена и море Амундсена, разделенных переходными зонами в пределах, которых происходит заметное изменение морфоструктуры рельефа и фундамента. Расхождения в региональной морфоструктуре рельефа для окраин пролива Дрейка, морей Беллинсгаузена и Амундсена может быть объяснено различной тектонической историей их развития. Локальные формы рельефа – ледниковые троги, котловины, впадины, аккумулятивные дрифты, каналы суспензионных потоков, стратиграфические несогласия в осадочных отложениях характерны для всего региона за исключением пролива Дрейка и связаны главным образом с периодической эрозионной деятельностью ледникового щита Антарктиды.

Глава 4. Численные алгоритмы линейных трансформаций, программы и методические приемы их использования при интерпретации данных магнитометрических и гравиметрических наблюдений.

Задача построения плотностной модели земной коры, удовлетворяющей наблюденному гравитационному полю, в общем случае не обладает свойством единственности. Существенно сузить множество возможных решений позволяет априорная информация, наличие которой в достаточном объеме позволяет получить наиболее адекватную плотностную модель среды.

При проведении морских исследований в малоизученных полярных районах априорная информация в большинстве случаев имеется в минимальном объеме и поэтому влиять на качество модели можно главным образом за счет использования более эффективных комплексов интерпретации гравитационного поля. Один из возможных путей повышения эффективности комплекса – включение в его состав методов линейных трансформаций, которые позволяют извлекать дополнительную информацию о плотностной дифференциации изучаемой среды. Идея использования линейных трансформаций основана на том, что наблюденные гравитационные и магнитные поля, всегда являются сложными интерференционными полями, т.е. представляют собой сумму эффектов от геологических структур с различными законами распределения плотности и разного размера, располагающихся, в том числе и за пределами модельного объема. В этих условиях важно осуществить такое преобразование наблюденного поля (трансформацию), которое подавило бы влияние «сторонних» структур в суммарном поле и обострило бы (выявило в визуально наблюдаемой форме) компоненту поля, содержащую информацию об исследуемых геологических образованиях.

Все методы вычисления трансформаций подразделяются на два класса: к первому относятся методы, в которых не используется описание источников поля; ко второму – методы, основанные на предварительном нахождении фиктивных источников поля. Ниже дано общее определение методов второго класса вычисления линейных трансформаций по В.Н.Страхову (1974) для гравитационного поля.

Пусть задано n-мерное евклидово пространство Rn, n3. Векторы X1, X2, X3, и 1, 2, сопоставляются точкам этого пространства.

1) Пусть из наблюдений даны величины f k,, которые можно представить в виде f k, = fk () + k k=1...К, где k - случайные погрешности Величины fk () рассматриваются как линейные ограниченные функционалы вида fk () = ( ) Qk ()d D при этом ( ) Є L2 (D), k= 1.....К. Искомые величины (трансформанты) представляются в виде линейных ограниченных функционалов Fm () = ( ) Pm ()d D Решение задачи нахождения значений Fm (), m=1,2,....M, по приближенно заданным величинам fk,() k=1,2...К строится в два этапа: первый этап состоит в определении функции () по величинам fk,(); второй в прямом вычислении Fm () по вышеприведенной формуле.

Задача нахождения распределения плотности ( ) в априорно задаваемой области D по конечному числу линейных ограниченных функционалов не имеет единственного решения, однако можно найти единственное (эквивалентное) решение, если воспользоваться вариационным принципом, например (Страхов 1990):

()= 2()d= min, D () Qk () d = fk (), k=1,2, …К D выбор функционала-стабилизатора в виде минимума квадрата нормы функции распределения плотности () обеспечивает гладкость вычисляемых трансформант во внешности источников поля, что следует из неравенства Кальдерона-Зигмунда (Гилбарг и Трудингер, 1968).

Методы трансформаций этого класса обладают рядом существенных преимуществ: 1) исходные данные наблюдений (поле или его производные) могут быть заданы в произвольной пространственной сети точек; 2) трансформанты поля (первая и вторые производные потенциала) вычисляются в любой пространственной сети точек расположенной вне априорно заданного носителя.

В этой главе дана общая схема алгоритма, пригодного для вычисления трансформант гравитационного и магнитного поля в двух и трехмерной постановке (Страхов и Тетерин, 1991), вычислительная схема для 2-х мерного случая, в котором в качестве априорно заданного носителя взят горизонтальный слой бесконечного простирания (Тетерин 1994). Для нахождения функции фиктивных источников поля использовался описанный выше вариационный принцип. Методом множителей Лагранжа условно-экстремальная задача сводится к решению системы алгебраических уравнений с плохо обусловленной матрицей и неточно заданной правой частью. В работе (Страхов и Тетерин, 1991) изложен метод авторегуляризации, позволяющий находить устойчивые решения таких систем. Автором настоящей работы предложен алгоритм сеточного квазигармонического продолжения в область источников (МСКГП), который является дальнейшим развитием регуляризованных конечно-разностных алгоритмов (Страхов и Иванов, 1981, 1984) и позволяет получать информацию непосредственно об источниках поля (численные оценки глубины расположения основных аномалеобразующих объектов, а также координаты особых точек).

Аналитическое продолжение поля вниз является некорректной задачей, т.к. не устойчиво по отношению к вариациям входных данных (Тихонов и Арсенин, 1986). С помощью обычного метода сеток удается получить продолжение поля не более чем на 2-3 уровня вниз. Для получения устойчивого продолжения в методе МСКГП применяются следующие модификации: во-первых, в качестве входных данных используются трансформанты поля, что позволяет менять в широких пределах начальную глубину и шаг сети точек, в которых вычисляются значения поля, а также практически избавится от влияния ошибок измерений;

во-вторых, вычисленные с помощью метода сеток значения поля сглаживаются.

Регуляризация вычисленных значений поля осуществляется на всех уровнях, начиная со второго. Сглаженные значения получаются из решения регуляризованной системы линейных алгебраических уравнений с симметричной пяти-диагональной матрицей. Для выбора оптимальных значений параметра регуляризации используется следующая конструкция: 1) в верхнем полупространстве в заданной сети точек вычисляются трансформанты поля; 2) c помощью регуляризованного метода сеток вычисляется аналитическое продолжение в той же сети точек, в которой рассчитаны трансформанты, при этом используется достаточно широкий диапазон задания параметра регуляризации; 3) сравнение значений поля, полученных с помощью метода вычисления трансформаций, и значений поля, полученных с помощью МСКГП, показывает при каких значениях параметра регуляризации достигается наилучшую точность. Фактически вычислительная схема настраивается на конкретную аномалию, и только затем вычисляется аналитическое продолжение в область источников.

Для того, чтобы контролировать процесс продолжения поля вниз с помощью МСКГП, используется процедура вычисления негармоничности. Суть этой процедуры состоит в проверке условия гармоничности (т.е. отличия U от 0, где оператор Лапласа). Используя сеточную аппроксимацию оператора Лапласа по схемам «крест» (негармоничность I рода) и «косой крест» (негармоничность II рода), можно получить приближенную численную оценку негармоничности во всех внутренних узлах заданной сети точек продолжения. В качестве «меры» негармоничности используются максимальные амплитуды негармоничности I и II рода, а также соотношения между ними.

Рассмотренная выше технология была реализована в виде пакета прикладных программ для РС, включающего себя 8 вычислительных модулей. Четыре модуля предназначены для обработки гравитационного поля, из них два модуля - для нахождения функции фиктивного распределения источников в априорно заданном горизонтальном слое, для двух различных режимов задания информации о погрешности (в виде числа сумма квадратов вектора помехи - 2 и в виде интервала 2min - 2max), один модуль – для вычисления трансформаций и один модуль – для аналитического продолжения. Четыре других аналогичных модуля предназначены для обработки магнитного поля. Каждый из модулей имеет удобный пользовательский интерфейс, позволяющий в диалоговой форме вводить необходимые для расчетов параметры. Программы пакета были всестороннее исследованы на точность, устойчивость и эффективность в зависимости от вариации входных параметров (уровень погрешности, рельеф, шаг профиля, фон и т.д.). Расчеты показали, что метод вычисления трансформаций устойчив по отношению вариациям входных параметров и позволяет с высокой точностью трансформировать поле в непосредственной близости к источникам.

Метод МСКГП позволяет находить устойчивое продолжение в область источников поля.

В области применения линейных трансформаций и аналитического продолжения в область источников поля при интерпретации данных наблюдений гравитационного и магнитного поля можно выделить два методических подхода. Первый подход основан на возможности отделять неглубокие (остаточные) аномалии от более глубоких (региональных) аномалий. Пересчеты поля и его производных в верхнее и нижнее полупространство (область между верхней кромкой горизонтального слоя и поверхностью наблюдений), позволяет проследить динамику изменения амплитуды аномалии по мере приближения к источникам поля и выделить возможное местоположение аномалеобразующих тел в разрезе. Эта информация в дальнейшем учитывается при построении плотностной модели методом подбора. В данной работе подход был использован при интерпретации данных морских гравиметрических наблюдений, проводившихся автором, в пределах континентальных окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена, во время экспедиции АНТ 18/5 НИС “POLARSTERN” в 2001 году. В другом подходе, поле, пересчитанное на априорно заданный уровень в нижнем полупространстве, может быть использовано в качестве входных данных для программ, в которых реализован метод подбора, автоматизированный или интерактивный. Это позволяет повысить эффективность подбора источников поля, особенно в верхней части разреза.

Подход был опробован при количественной интерпретации данных морских магнитных наблюдений с целью изучения нестабильности спрединга Срединно-Атлантического хребта на отрезке 120-150 S (Тетерин 1994).

Использование методов линейных трансформаций, разработанных на основе аппроксимации наблюдаемого поля фиктивными источниками в априорно заданном носителе при количественной интерпретации данных гравиметрических наблюдений, позволяет получить дополнительную информацию о распределении плотностных неоднородностей среды и повысить качество построения плотностной модели.

Глава 5. Гравитационное поле и глубинное строение.

В аномальном гравитационном поле в редукции свободном воздухе для изучаемого региона проявляется весь спектр тектонических структур, слагающих изучаемую область (рис.4). C юго-запада на северо-восток область разделена дугой двухполюсных аномалий, маркирующих границу континент – океан (эффект Гельмерта), амплитуда поля для этого типа аномалий варьирует в пределах от -100 до 50 мГал. Средний уровень поля для котловины моря Амундсена и юго-западной части моря Беллинсгаузена составляет примерно –20 мГал, уровень поля северо-восточной котловины моря Беллинсгаузена и пролива Дрейка ступенеобразно возрастает до 10 мГал. Многочисленные зоны трансформных разломов, пересекающих область с северо-запада на юго-восток и подходящих на севере почти под прямым углом к континентальной окраине Антарктического полуострова, характеризуются двухполюсными линейно вытянутыми аномалиями с амплитудой поля, изменяющейся в пределах от –40 до 50 мГал. Группы подводных гор Мэри Берд и Жерлаша отражены в гравитационном поле положительными аномалиями изометричной формы с амплитудой до 160 мГал, аналогичные по своей морфологии аномалии наблюдаются над подводными вулканами в проливе Брансфилд. По своей морфологии, положению и величине поля заметно выделяются две аномалии. Отрицательная аномалия треугольной формы в районе острова Петра 1 со значением поля около –100 мГал названа Беллинсгаузенской Гравитационной Проекция Меркатора, главная параллель 700.

Рис.4 Карта аномального гравитационного поля в редукции в свободном воздухе, построенная по данным спутниковой альтиметрии (McAdoo & Laxon, 1997). Прямыми линиями показано положение гравиметрических и сейсмических профилей. ЮШО – Южно-Шетландские острова, ЮШЖ - Южно - Шетландский желоб, ОА – остров Александра I, БГА – Беллинсгаузенская Гравитационная Аномалия, ГАКС – Гравитационная Аномалия Континентального Склона, ГАП - Гравитационная Аномалия Павлина.

Аномалией (БГА) (Gohl et al., 1997). Отрицательная аномалия (около -70 мГал)ограниченная с юга подножием континентального склона, а с севера островом Петра 1 и вытянутая вдоль континентального подножия между 870W - 930W, названа Гравитационная Аномалия Континентального Склона (ГАКС) (Conningham et al., 2002; Larter et al., 2002).

Пролив Дрейка. Гравитационное поле в районе пролива Дрейка имеет в целом характерную для активных окраин морфологию и интенсивность. Над Южно-Шетландским желобом отмечается интенсивная отрицательная аномалия, по форме повторяющая контуры депрессии, осложненная вытянутыми вдоль оси желоба локальными минимумами, при этом амплитуда над северо-восточной частью желоба достигает -100 мГал, над юго-западной около -80 мГал. Высокие положительные значения поля до 150 мГал в пределах архипелага ЮжноШетладских островов постепенно уменьшаются до 30-40 мГал над кромкой шельфа со стороны Южно-Шетландского желоба. На северо-востоке между островами Кинг Джордж и Элефант островной шельф пересекает линейно-вытянутая в субширотном направлении положительная аномалия до 75 мГал характерная для зон разломов. Аналогичные аномалии, но значительно большей интенсивности до 150 мГал наблюдаются над островами Гибс (расположенного в 20 км на юго-запад от о. Элефант) и Элефант, что может быть объяснено расколом северо-восточной части Южно-Шетландской островной дуги на отдельные блоки.

Аномалия пролива Брансфилд имеет среднюю амплитуду 30-40 мГал и в целом совпадает с контурами бассейна, но осложнена отдельными изометричными и линейно вытянутыми (в северо-восточной части пролива) локальными минимумами и максимумами, отражающими дислокации фундамента молодой рифтовой системы. Континентальный шельф Антарктического полуострова со стороны пролива Брансфилд также характеризуется морфологически неоднородным полем с характерными для разломов линейно вытянутыми в направлении пролива формами, интенсивность поля в среднем составляет около 50-70 мГал.

Средний уровень гравитационного поля в редукции Буге над океаническим ложем около 300350 мГал. В пределах Южно-Шетландского желоба интенсивность поля уменьшается в среднем до 30-40 мГал, морфологически аномалия желоба разделена перемычкой на северовосточную и юго-западную части и осложнена вытянутыми вдоль оси желоба локальными минимумами, пресекающими аномалии разломных зон Шеклтона и Геро. Аномалия над проливом Брансфилд напротив северо-восточного берега острова Кинг Джордж разделяется локальным минимумом на две соответствующие строению бассейна части с примерно одинаковой амплитудой около 120 мГал.

Рис.5 Плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 94005, пересекающего северо-восточную часть континентальной окраины пролива Дрейка. Красным цветом на графике показано вычисленное поле, синим наблюденное, цифрами значения плотности в г/см3. 1 – верхняя мантия, 2- океаническая кора, 3- континентальная кора, 4- аккреционная призма, 5- осадочные отложения, 6- кора переходного типа, 7 –водная толща, 8- магматические образования.

Положительные линейновытянутые аномалии в редукции в свободном воздухе над северовосточной частью островной дуги, так же наблюдаются и в редукции Буге, но имеют большую интенсивность и прослеживаются до цоколя северо-восточной части желоба.

Во время проведения экспедиции АНТ-11/3 НИС “Polarstern” был проложен профиль набортных гравиметрических измерений AWI 940005 (рис. 5). Профиль пересекает северовосточную часть континентальной окраины пролива Дрейка (Южно-Шетландский глубоководный желоб, Южно-Шетландские острова и пролив Брансфилд) с северо-запада на юго-восток около 690W и имеет протяженность 300 км (рис.4). В пределах приокеанского борта желоба модель включает два слоя осадочных отложений и океанический фундамент.

Плотность пород первого осадочного слоя 2.0 г/см3, второго 2.3 г/см3, суммарная мощность осадков около 2 км, плотность пород фундамента 2.8 г/см3.Постепенно в направлении осевой части желоба расположенной в 40 км от начала профиля, океанические осадки выклиниваются и непосредственно дно желоба заполнено осадками терригенного происхождения имеющим плотность 2.2 г/см3. Приконтинентальный борт желоба сложен двумя блоками трапециевидной формы с плотностями 2.25 г/см3 и 2.43 г/см3, которые можно интерпретировать как породы аккреционой призмы. В пределах островной дуги ЮжноШетландских в 100-150 км от начала профиля выделяется блок континентальной коры трапециевидной формы с плотностью 2.75 г/см3 сопряженный с породами аккреционной призмы. От осевой части желоба в направлении континента океаническая кора под углом 3погружается под породы островодужной части окраины и аккреционной призмы, на расстоянии 150 км от начала профиля кровля коры достигает глубины 25 км. В общем, эта модель отражает типичное для активных окраин глубинное строение.

На карте аномального гравитационного поля в редукции в свободном воздухе переходная зона между окраинами пролива Дрейка и моря Беллинсгаузена характеризуется заметными изменениями в морфологии и интенсивности поля. Отчетливо выделяются линейно вытянутые двухполюсные аномалии трансформных разломов Геро, северный и южный Анверс. На шельфе к северу от острова Смит выделяется отрицательная аномалия пересекающая шельф почти до береговой линии полуострова и совпадающая по простиранию с разломом Геро. С учетом того, что контуры этой аномалии совпадают с границами пролива Бойд, представляющего собой глубокое извилистое ущелье, можно предположить в этом месте разрыв континентального фундамента. В пользу такого предположения свидетельствуют зоны повышенных сейсмических скоростей на континентальном продолжении разлома, выделенные по результатам ГСЗ (Janik et al., 2006).

Море Беллинсгаузена. Континентальная окраина моря Беллинсгаузена контролируется двухполюсной аномалией Гельмерта, вызванной влиянием двух главных плотностных границ разреза – рельефом дна и поверхностью Мохо (рис.4). К юго-западу от разлома южный Анверс вдоль Антарктического полуострова до 850 W отмечается незначительное расстояние между экстремальными значениями 20-25 км. Максимум положительного полюса в точности отражает положение в плане кромки шельфа и изменяется 50 до 100 мГал. Амплитуда отрицательного полюса варьирует в пределах от -10 мГал до -50 мГал. Средний уровень поля в пределах континентального подножия постепенно уменьшается от 10 мГал до минус 30-40 мГал.

Глубинное строение этого участка окраины иллюстрирует плотностная модель для гравиметрического профиля пересекающего континентальную окраину моря Беллинсгаузена в северо-восточном направлении около 760W и протяженностью 125 км (рис.6).

Осадочные отложения первого слоя имеют плотность - 2 г/см3, второго 2.3 г/см3, суммарная мощность осадков варьирует в пределах 2-3 км, осадочный бассейн выражен слабо. Плотность пород фундамента 2.8 г/см3. Уклон континентального склона 130. Глубина поверхности Мохо пределах континентального подножия с уклоном 1возрастает от 16 км до 26 км со стороны континентальной части окраины. В то же время по результатам ГСЗ (Janik et al., 2006), проводившихся в пределах северовосточных берегов Антарктического Рис.6 Плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 94002, полуострова от пролива Дрейка до острова пересекающего континентальную Аделаида, глубины поверхности Мохо окраину моря Беллинсгаузена (условные оцениваются 30-35 км. Осадочный бассейн обозначения см. рис.5).

имеет ширину около 20-30 км и незначительную мощность около 2-3 км, которая постепенно уменьшается в направлении на северо-восток и в районе разлома Северный Анверс составляет не более 1-1.5 км. Вдоль всего шельфа Антарктического полуострова практически параллельно его границе наблюдается положительная аномалия с амплитудой, меняющейся в пределах 20-30 мГал и шириной около 30-40 км, генерируемая узкой вытянутой возвышенностью, возникшей в результате эрозионной деятельности ледника (Larter et al.,1997, Rebesco et al., 1998). В котловине моря Беллинсгаузена отмечаются характерные для зон трансформных разломов линейно вытянутые двухполюсные аномалии разломов северовосточного простирания, подходящие почти под прямым углом к континентальной окраине Антарктического полуострова, с амплитудой 30 – 40 мГал.

К юго-западу от 750W происходят заметные изменения особенностей глубинного строения окраины, которые можно видеть на гравиметрическом профиле AWI 940пересекающем континентальную окраину моря Беллинсгаузена в субмеридиональном направлении около 800W (рис.7). Уклон континентального склона резко уменьшается по сравнению с профилем и составляет (AWI 94002) около 30. Плотность пород первого осадочного слоя 2.0 г/см3, второго 2.3 г/см3, суммарная мощность осадочного слоя варьирует в пределах 3-3.5 км, при этом осадочный бассейн хорошо выражен и имеет протяженность около 50 км. Плотность пород океанического фундамента 2.8 г/см3. Поверхность Мохо более плавно, по сравнению с предыдущим профилем погружается в направлении континентальной окраины от глубины 14 км до 27 км, с уклоном около 50. На расстоянии 25 км от начала профиля в рельефе фундамента выделяется валообразное возвышение с амплитудой около км и протянувшееся вдоль профиля примерно на 30 км, которое скомпенсировано Рис.7 Плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 94003, пересекающего континентальную окраину моря Беллинсгаузена (условные обозначения см. рис.5).

погружением поверхности Мохо до 16 км, возможно представляющее собой реликт трансформного разлома.

На карте гравитационных аномалий в редукции в свободном воздухе, построенной по результатам съемки НИС “Академик Борис Петров”, проводившейся в районе острова Петр I, отмечается сложная извилистая форма БГА, аномалия быстро затухает к 680S. С востока БГА сопряжена с положительной линейно вытянутой аномалией с амплитудой около 30 мГал, которая прослеживается и на континентальном шельфе. Контуры и градиент БГА в редукции Буге в целом остается такой же, как и в редукции в свободном воздухе. От острова Петра 1 на север до 620S прослеживается цепь изолированных вытянутых вдоль меридиана 930W.

положительных аномалий, связанных с разломной зоной Петра I – Жерлаша. На плотностной модели для профиля AWI 94041, пересекающего БГА в субширотном направлении (около 69030’S), видно, что аномалия вызвана структурой разлома типа взброса (рис.8). Сильный отрицательный минимум аномалии (-80 мГал) определяется резким (с углом падения почти 800) погружением океанического фундамента западного крыла разлома в породы верхней мантии, а поверхность Мохо доходит до глубины 19 км. Для восточного крыла наблюдается незначительное поднятие кровли и подошвы фундамента примерно на 2 км. Наблюдаемые на профилях НСП в северной части полигона односторонние сбросы и вулканические конусы, указывают на возможную генетическую связь разрыва с разломом Петра 1, который также прослеживается на НСП в виде односторонних сбросов.

Рис.8 Плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 94041, пересекающего БГА в субширотном направлении, к югу от острова Петр I (Условные обозначения см.

рис.5).

На моделях профилей пересекающих ГАКС в основании континентального склона во втором осадочном слое выделяются блоки повышенной плотности 2.4 г/см3 со сложной вспаханной кровлей и скомпенсированные погружением Мохо. По морфологическим особенностям и плотности английские исследователи (Conningham et al., 2002; Larter et al., 2002) трактуют эти образования как палеоаккреционные призмы. На плотностной модели профиля AWI 2001001, пройденного вдоль континентального подножия между 780W и 900W в верхней части фундамента выделяются блоки с плотностями 2.9 г/см3 и 2.67 г/см3.

Положительная аномалия, которую генерируют эти тела, в плане имеет линейно-вытянутую форму и располагается к востоку от острова Петра I. Вероятнее всего эти тела представляют собой интрузии, контролирующие глубинный разлом. Совместный анализ данных плотностного моделирования и карт гравитационных аномалий в редукции в свободном воздухе и Буге показывает, что эта зона представляет собой целый комплекс взаимосвязанных разломов.

Море Амундсена. К западу от 950W отмечается заметный разброс интенсивности полюсов аномалии Гельмерта. Амплитуда отрицательного экстремума меняется от -30 до -70 мГал, амплитуда положительного экстремума в пределах от 50 до 100 мГал, расстояние между экстремумами составляет от 120 до 160 км. Средний уровень поля в пределах континентального подножия колеблется в пределах от -10 до -20 мГал (рис.4).

На плотностных моделях для гравиметрических профилей AWI 94042, AWI 94050, AWI 20060200, пересекающих в континентальную окраину в субмеридиональном направлении (между 1050W и 1200W), выделяются блоки с характерной для континентальной коры плотностью 2.7 г/см3, отделяемые от океанической коры переходной зоной шириной около 100 км и имеющей плотность 2.75 г/см3 (рис.9). Результаты трехмерного моделирования Рис.9 Плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 20060200, пересекающего континентальную окраину моря Амундсена (Условные обозначения см.

рис.5).

позволили выявить тенденцию уменьшения глубины поверхности Мохо от 25 км около 1040W у западных берегов острова Терстон, до 22 км по направлению к восточным берегам Земли Мэри Берд. В направлении океана глубина поверхности Мохо с уклоном около уменьшается до 14-15 км (Gohl et al., 2007). Ширина осадочного бассейна со стороны Земли Мэри Берд достигает 150 км, мощность осадков колеблется в пределах 3-4 км. В пределах шельфовой зоны к востоку от берегов Земли Мэри Берд наблюдается вытянутая в северозападном направлении аномалия гравитационного поля с амплитудой около 30 мГал и шириной 50 км, названная Гравитационная Аномалия Павлина (ГАП). Природа этой аномалии связана с блоком повышенной плотности 2.8 г/см3, выделяемым в верхней части континентального фундамента, который вероятнее всего является интрузивным телом, контролирующим глубинный разлом континентального фундамента (плотностная модель для профиля AWI 94042 пересекающего окраину моря Амундсена в районе ГАП, около 1050W).

На шельфе залива Pine Island расположенного между островом Терстон и Землей Мэри Берд примерно в 100 км от кромки шельфа наблюдается отрицательная аномалия гравитационного поля шириной около 120 км и амплитудой 50-60 мГал вытянутая субпаралельно кромке шельфа. В экспедиции НИС “Polarstern” в 2006 году в пределах шельфа моря Амундсена, в заливе Pine Island между 1100W - 1150W, был пройден профиль AWI 20060100 набортных гравиметрических измерений протяженностью 240 км, пересекающий эту аномалию (рис.10). На плотностной модели для этого профиля выделяется мощный осадочный бассейн, заполненный метаморфизованными осадками с плотностью 2.г/см3. Сложный ступенеобразный рельеф кровли континентального фундамента в пределах бассейна определяется системой горстов и грабенов шириной от 15 до 40 км, погружающихся на глубины до 2 км в пределах центрального горста и до 9-11 км в пределах Рис.10 Плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 20060100, пересекающего шельфовую зону моря Амундсена с северо-запада на юго-восток (Условные обозначения см. рис.5).

сопряженных с ним грабенах. Глубина поверхности Мохо в пределах профиля варьирует в пределах 21-23 км. Можно сказать, что глубинное строение этого участка континентальной окраины имеет черты характерные для древних рифтовых систем. Формирование этой рифтовой системы могло стать причиной заметного уменьшения мощности континентальной коры на этом участке до 22 км. Согласно модели Вернике (Wernicke et al., 1996) в результате растяжения в литосфере и смещения по очень пологому сбросу может происходить нарушение изостатического равновесия с последующим подъемом корового вещества, что в свою очередь приводит к выходу на поверхность метаморфизованных комплексов. В пользу такого сценария, в частности свидетельствуют выход на поверхность метаморфизованных осадков наблюдаемых на северном участке оригинальной записи многоканального сейсмического профилирования, профиль AWI 20060100.

Над возвышенностью Хуберта Миллера, входящей с состав подводных гор Мэри Берд (рис.4), наблюдается положительная гравитационная аномалия с амплитудой 160 мГал, по форме повторяющая контуры поднятия и сопряженная с отрицательным минимумом, имеющим амплитуду 5-25 мГал. На плотностной модели, построенной для профиля(AWI 2001002), пересекающего возвышенность в северо-восточном направлении, видно, что аномалия вызвана линзообразным телом с плотностью 2.63 г/см3, лежащим на скомпенсированном погружением поверхности Мохо океаническом фундаменте, в центральной части которого выделяется вертикальный блок изометричного сечения с плотностью 2.8 г/см3, имеющий в поперечнике около 10 км. В общем, глубинное строение возвышенности типично для подводных вулканов (Dehlinger 1978; Гайнанов 1980), что и подтверждают образцы толеитовых базальтов, полученные в результате драгировок проводившихся в экспедиции НИС “Polarstern” в 2006 году (Удинцев и др., 2007).

С учетом того, что похожие образования наблюдаются на профилях AWI 94050, AWI 20060200 и имеют приблизительно ту же плотность и глубинное строение, возможно предположить, что их возникновение имеет одну и ту же вулканическую природу. Одна из возможных причин развития подводных вулканов может быть связана с выдвижением на север континентальной вулканической провинции Земли Мэри Берд возникшей в результате миоценовой активности мантийного плюма (LeMasurier & Landis, 1996), приведшего так же к тектоническому поднятию Земли Мэри Берд и деструкции сопредельных областей.

По особенностям залегания основных аномалеобразующих границ, плотности пород фундамента и местоположению зон глубинных разломов литосферы Тихоокеанская окраины Западной Антарктики разделена на отдельные блоки, при этом наиболее крупные из них соответствуют окраинам морей Беллинсгаузена, Амундсена и пролива Дрейка. Глубинное строение окраины моря Амундсена характерно для пассивных окраин. Особенности строения переходной зоны пролива Дрейка типично для окраин, в пределах которых происходит процесс перехода от активной стадии к пассивной.

Глава 6. Магнитное поле и возраст дна океана.

В пределах континентального подножия Тихоокеанского сектора Западной Антарктики по происхождению, положению, простиранию и возрасту выделяются пять групп линейных магнитных аномалий: аномалии пролива Дрейка, Антарктического полуострова, Земли Эллсворта, и две группы аномалий моря Амундсена (рис.11).

Линейные магнитные аномалии пролива Дрека расположены между разломами Геро и Шеклтона и имеют субпараллельное Южно-Шетландскому желобу простирание. Они генерировались спрединговым хребтом Алук (разделяющим плиты Антарктическую и Феникс) и разделены трансформными разломами D.F.Z и E.F.Z. на три сегмента, как и сам хребет. Возраст самой молодой аномалии, расположенной вблизи оси спрединга, оценивается в 3.3±0.2 Ма. Возраст аномалий в пределах юго-западной части Южно-Шетландского желоба ~ 10 Ма, самые древние идентифицированные в пределах северо-восточной части желоба аномалии имеют возраст ~20 Ма. Блоки океанической литосферы плиты Феникс с более древними магнитными аномалиями, по-видимому, субдуцированы под Антарктический континент. Таким образом, хребет Алук был активен, по крайней мере, на протяжении всего миоцена и начала плиоцена. Судя по возрасту наиболее молодых изохрон, активный спрединг на хребте Алук завершился всего лишь около 3 млн. лет назад.

Группа аномалий Антарктического полуострова расположена между разломами Геро и Аделаида, имеет северо-восточное простирание и разделена на сегменты зонами палеотрансформных разломов Северный Анверс и Биско. Возраст наиболее молодых аномалий, расположенных в основании континентального подножия между разломами Геро и Северный Анверс, составляет около 5 млн. лет. (Larter et al., 1991). Далее на юго-запад, вдоль континентальной границы Антарктического полуострова возраст аномалий увеличивается и в пределах разлома Аделаида составляет около 30 млн. лет. Важно отметить, что возраста Рис. 11 Схематическая карта возраста дна океана для южной и юго-восточной частей Тихого океана. Различными цветами показаны интервалы времени в млн. лет, пунктирными линиями – линейные магнитные аномалии, сплошными линиями - зоны трансформных разломов (использованы оценки Weissel et al., 1977; Larter et al. 2002;

Eagles & Gohl, 2004).

аномалий увеличиваются по мере удаления от окраины полуострова. Аналогичная картина наблюдается для магнитных аномалий группы Эллсворта, расположенных между разломами Аделаида и Петр I – Жерлаш, где возраста аномалий в районе острова Петра I достигают 5055 млн. лет. По современным представлениям хребет Алук образовался после тектонической перестройки региона в начале палеоцена и постепенно мигрировал к Антарктическому полуострову, располагаясь в течение палеогена - раннего неогена в пределах акватории моря Беллинсгаузена. По мере приближения отдельных сегментов хребта к окраине континента, где располагался субдукционный желоб, происходила остановка процесса субдукции и активного спрединга (Larter & Barker, 1991; McCarron & Larter, 1998; Дубинин и Ушаков, 1997).

Первая группа линейных магнитных аномалий моря Амундсена расположена в пределах акватории моря Амундсена и разделена на последовательности трансформными разломами Тихоокеанско-Антарктического спредингового центра, расположенными к югозападу от разлома Хейзена. Номер наиболее древней аномалии С34у, идентифицированной в пределах континентального подножия Земли Мэри Берд, соответствует возрасту 83 Ма (Larter et al., 2002), аномалия с номером С1, выделенная в пределах центра спрединга, имеет возраст 0.39 Ма (Cande et al., 1995). Вторая группа также расположена в пределах акватории моря Рис.12 Фрагменты палеотектонической реконструкции Южно-Тихоокеанского региона, отражающие основные этапы пространственно-временной эволюции Тихоокеанской окраины Западной Антарктиды на период с конца позднего мела до настоящего времени. Толстыми линиями показано положение центров спрединга, тонкими - трансформных разломов, красной звездочкой - тройные соединения, АНТ- Антарктическая плита, ТИХ - Тихоокеанская плита, ФЕН –плита Феникс, ФАР – плита Фаралон, БЕЛ – плита Беллинсгаузен, ЮАМ – Южно-Американская плита, СКО – плита Скоша, НАС- плита Наска (по материалам Eagles & Gohl, 2004; Cande et al., 1982;

Larter et al., 1997, 2002; Mccarron & Larter, 1998).

Амундсена, но ограничена разломами Хейзен и Антиподес. Диапазон изменения номеров аномалий для этой группы соответствует изменению возраста в интервале 79-61 Ма.

Возникновение первой группы аномалий (Conningham et al., 2002; Larter et al., 2002) связывают с активностью Тихоокеанско-Антарктического спредингового центра и формированием Антарктической плиты после отделения плато Кемпбелл от берегов Земли Мэри Берд в конце Мелового периода 82 млн. лет назад. По предположению (Eagles et al., 2004) вторая группа аномалий образовалась в результате развития и сложного перемещения крупного сегмента литосферы между разломами Хейзена и Антиподес на южном фланге Тихоокеанско-Антарктического центра спрединга - микроплиты Беллинсгаузен в интервале между 79 – 61 Ма.

Участки дна океана наиболее древнего возраста (>75 Ма) прослеживаются в пределах континентальной границы моря Амундсена между разломной зоной острова Петр I и берегами залива Росса (рис. 11). Отчетливо прослеживается тенденция уменьшения возраста дна от 82 Ма до настоящего времени, в направлении миграции на северо-запад АнтарктикТихоокеанского спредингового центра. Разделенные трансформными разломами участки дна, формировавшиеся в результате активности этого центра спрединга, в общем, имеют различную ширину, что связано с заметными изменениями скорости спрединга в разные периоды эволюции центра. Наиболее высокие показатели скорости спрединга относятся к раннему периоду его существования между 82-60 Ма и после 12 Ма, когда скорость увеличилась до 10.2 см/год. Более сложная картина наблюдается в пределах акватории и континентального подножия моря Беллинсгаузена. Между островом Петр I и разломом Геро отмечается общая тенденция увеличения возраста, по мере удаления от континентальной окраин на северо-запад в направлении акватории моря Беллинсгаузена. Вдоль континентальной окраины, в направлении на северо-восток от острова Петр I к разлому Геро, возраст литосферы неравномерно убывает от 60 до 20 Ма, при этом можно выделить два блока граничащих в пределах разломной зоны Аделаида и имеющих различную тенденцию изменения возраста связанную с резким изменением скорости Антарктик-Феникс спредингового центра от 7.6 см/год до 1.6 см/год, примерно 50 млн.лет назад. В проливе Дрейка, между разломами Геро и Шеклтона океаническое дно формировавшаяся в результате активности Антарктик-Феникс спредингового центра, по своему возрасту разделено на отдельные блоки, расположенные симметрично относительно сегментов хребта. Наиболее молодые участки, имеющие возраст около 3.3 млн. лет, непосредственно примыкают к оси спрединга, и по мере удаления от центра в направлении окраины пролива возраст увеличивается до 10-20 Ма.

По положению, ориентации и возрасту групп линейных магнитных аномалий литосфера Южно-Тихоокеанского региона, включая окраину Западной Антарктиды, разделена на отдельные блоки, имеющие различный возраст и историю развития и образовавшиеся в результате сложной пространственно-временной эволюции Тихоокеанско-Антарктического, Феникс-Антарктического и Феникс-Тихоокеанского спрединговых центров, взаимосвязанных в различное время в сложную комбинацию тройственных соединений (рис.12, 13).

Глава 7. Геодинамика переходных зон Западной Антарктиды.

Основные результаты анализа геолого-геофизической информации, проведенного в этой работе, обобщены в виде геодинамической схемы южной, юго-восточной частей Тихого океана и континентальной окраины Западной Антарктиды (рис.13).

Переходная зона моря Амундсена. Рассмотрим далее, что можно сказать о характере геодинамических процессов, участвовавших в формировании континентальной окраины моря Амундсена, исходя из анализа особенностей морфологии рельефа, глубинного строения и возраста. Выделяемая на плотностных моделях кора переходного типа или как ее еще называют, субокеаническая характерна для эпирифтового типа окраин. Этот тип коры возникает на ранней стадии континентального рифтогененза, когда в результате сложных геологических и физико-химических процессов (деструкция тектоническими разрывами, образование горстов и грабенов, внедрение даек основных пород, излияние базальтов) происходит уменьшение мощности коры и увеличение ее плотности (Артемьев 1987; Хаин & Ломизе, 2005). Наличие обширного и мощного осадочного бассейна может быть объяснено действием пассивных процессов связанных развитием континентального рифтогенеза. В результате “термического разъедания” континентальной литосферы в околорифтовой зоне может происходить подъем поверхности материка до 3 км. Последующая эрозия и денудация пород с поднятых участков приводят к накоплению осадков сначала в пределах рифтового провала, а затем и формированию осадочного бассейна. Глубина погружения поверхности фундамента осадочного бассейна до 6.5-7 км вполне объяснима достаточно длительными (70-80 млн.лет) процессами изостатического погружения литосферы, связанного с ее остыванием и уплотнением, а так же под действием веса осадочной толщи (Turcotte & Schubert, 1985). В целом структура и мощность осадочного бассейна имеет черты характерные для эпирифтовых окраин (Mckenzie 1978; Turcotte & Schubert, 1985; Михайлов 1983; Артемьев и др., 1987; Галушкин и др., 1991; Дубинин и Ушаков, 1997). В пользу эпирифтовой модели эволюции окраины также свидетельствует относительно незначительный уклон континентального склона около 2-30. Выполаживание континентального склона определяется достаточно длительным эволюционным процессом (десятки млн. лет) расползания края континентальной коры в поле силы тяжести (Дубинин и Ушаков, 1997). Анализ магнитного поля показывает, что номера линейных магнитных аномалий последовательно убывают от основания континентального склон в направлении спредингового хребта, номер наиболее древней аномалии С34n(у) соответствует возрасту Ма. Согласно современным палеотектоническим реконструкциям (Larter et al., 2002; Eagles et al., 2004) 90 млн. лет назад в результате продвижения на континентальную часть Западной Антарктики в районе Земли Мэри Берд Американо-Австралийского центра спрединга произошло отделение поднятия Чатам и последовавшее за этим формирование рифтовой долины - прогиба Баунти. Перескок оси спрединга на юг 83 млн.лет назад приводит к отделению плато Кемпбелл от Земли Мэри Берд, после этого океаническая литосфера моря Амундсена формировалась последовательно на протяжении 83 млн. лет в результате активности Тихоокеанско-Антарктического спредингового центра (рис.12). Все Рис.13 Геодинамическая схема южной, юго-восточной частей Тихого океана и континентальной окраины Западной Антарктиды.

1- пассивные континентальные окраины, 2- зоны палеосубдукции, 3- зоны субдукции, 4- переходные зоны между окраинами разных генетических типов, 5- следы пассивных трансформных разломов, 6- зоны контакта разновозрастных блоков литосферы, образовавшихся в результате эволюции тройных соединений, 7- зоны контакта разновозрастных блоков литосферы, образовавшихся в результате перескоков спрединговых центров, 8 – зоны активного спрединга, 9 – палеоспрединговые зоны, 10 – линенйные магнитные аномалии, 11- зоны активных трансформных разломов, 12 – положение станций геокинематического мониторинга, а так же скорость (2 см/год) и направление движения Антарктической плиты, 13 – зоны возможных палеограниц плиты Беллинсгаузен, 14 - границы древних континентальных рифтовых систем, 15 – вулканы с указанием возраста в Ма, 16 – скважины глубокого бурения, 17 – эпицентры землетрясений с магнитудой больше 5, 18 – скорость спрединга в см/год. Названия литосферных плит: АНТ – антарктическая, ТИХ – тихоокеанская, ФЕН – Феникс, СКО- Скоша, ЮАМ - Южно-Американская. ТИХ-БЕЛ, АНТ-ФЕН, ТИХ-ФЕН, ТИХ-ФАР, АНТ-НАC - разновозрастные блоки литосферы, входящие в состав Антарктической плиты, возникшие в результате активности палеоспрединговых центров.

рассмотренные выше особенности глубинного строения, морфологии рельефа, структура осадочного бассейна, оценки возраста и результаты палеотектонических реконструкций позволяют однозначно утверждать, что переходная зона моря Амундсена формировалась как пассивная окраина атлантического типа с момента своего зарождения до настоящего времени в течении 83 млн.лет (Тетерин и Голь, 2005, 2007).

Последовательное развитие окраины было осложнено двумя крупными тектоническими событиями. Первое связано с перемещениями крупного сегмента литосферы между разломами Хейзена и Антиподес на южном фланге Тихоокеанско-Антарктического центра спрединга - микроплиты Беллинсгаузен в интервале между 79 – 61 Ма. Отчасти это подтверждается выделяемым на плотностной модели разломом континентального фундамента, связанным с Гравитационной Аномалией Павлина, который можно интерпретировать как палеограницу плиты Беллинсгаузен. Второе - это возникновение подводной вулканической провинции Мэри Берд в пределах акватории моря Амундсена.

Наиболее вероятная причина этого события связана с формированием антиклинального поднятия Земли Мэри Берд в пределах континентальной части окраины моря Амундсена, начавшемся около 30 млн. лет назад в результате активности мантийного плюма (LeMasurier & Landis, 1996), что послужило причиной деструкции континентального и океанического фундамента сопредельных областей.

Земля Мэри Берд (ЗМБ) это крупный блок (1200x500 км) континентальной литосферы Западной Антарктиды расположенный в прибрежной части моря Амундсена между 1200 - 1500 W. В тектоническом отношении ЗМБ представляет собой куполообразное поднятие, отдельные участки которого поднимаются на высоту больше 3000 метров над уровнем моря.

Подледный рельеф купола осложнен системой горстов и грабенов субширотного простирания, в целом ряде мест, где подледный рельеф поднимается выше уровня ледового покрова, выделена эрозионная поверхность. По данным сейсмической томографии (Ritzwoller et al., 2001) мощность континентальной коры составляет около 25-27 км. В пределах поднятия отмечается интенсивная отрицательная до -100 мГал аномалия гравитационного поля в редукции Буге. Значения изостатических аномалий колеблются в пределах от -20 до +20 мГал. Понятно, что практически область находится в изостатическом равновесии, с учетом относительно небольшой мощности континентальной коры можно предположить, что компенсация осуществляется за счет уменьшения плотности пород верхней мантии (LeMasurier & Thomson 1990). По всей площади ЗМБ рассеяно 18 больших и 30 маленьких вулканов спутников, по своему положению, составу и возрасту объединенных в вулканическую провинцию. По составу вулканические породы подразделяются на две группы. В большую группу, входят разновидности кислых эффузивов - трахитов, фонолитов, риолитов, пантеллеритов, и значительно меньшая группа щелочных базальтов, базанитов и гаваитов (LeMasurier & Thomson, 1990; LeMasurier 2006). Судя по тому, что возраст образцов пород изменяется диапазоне 30 – 0.1 млн.лет, вулканическая активность провинции сохраняется с миоцена по настоящее время (LeMasurier & Landis, 1996, 2006). Исходя из анализа рельефа, географического положения вулканов, состава и возраста базальтов (LeMasurier & Landis, 1996, 2006) полагают, что куполообразное воздымание ЗМБ на высоту около 3 км и возникновение вулканической провинции связаны с активностью мантийного плюма, начавшейся около 30 млн. лет назад и продолжающеися по настоящее время. В пользу этой гипотезы так же свидетельствует выделяемая по данным сейсмической томографии низкоскоростная аномалия в верхней мантии, которую можно рассматривать как результат дефицита плотности (Ritzwoller et al., 2001; Sieminsski et al., 2003).

Понятно, что тектоническое событие такого масштаба не могло не оказать влияния на эволюцию сопредельных областей (Уайт и Маккензи, 1989). Так на континентальной части окраины к востоку от берегов ЗМБ в заливе Pine Island, по результатам плотностного моделирования выделена древняя континентальная рифтовая система субширотного простирания, которая судя по своему положению и ориентации вполне могла возникнуть в результате разогрева и растяжения литосферы, вызванного образованием плюма (Gohl et al., 2007). Относительно небольшая мощность континентальной коры 22-23 км западной части залива Pine Island, активность плюма и последующий рифтогенез могли привести к воздыманию и эрозии поверхности литосферы на этом участке.

Рассмотрим теперь другую сопредельную ЗМБ область, а именно подводную вулканическую провинцию Мэри Берд (ПВПМБ). К сожалению оценок возраста образцов, взятых с помощью драги с одной из наиболее крупных возвышенностей горы Хуберта Миллера, пока не проводилось. Возможно получить только примерную оценку возраста исходя из глубины погружения вершины на 1500 метров. Вершина горы Хуберта Миллера плоская, что означает, что вершинная поверхность во время формирования находилась вблизи уровня моря и претерпела уплощение в результате процессов субаэрального выравнивания и эрозионного среза. С учетом закономерного увеличения глубины океана с возрастом в результате остывания и уплотнения океанической литосферы гайот мог бы погрузится на глубину 1500 метров в течении примерно 25-30 млн.лет. Выделяемые на склонах горы малые вулканические конуса свидетельствуют о том, что вулканическая активность продолжалась и после погружения. По составу образцы, взятые с помощью драги со склонов горы и в том числе с одного из малых вулканических конусов, представляют собой два разновозрастных типа базальтов: молодые - оливиновые толеитовые и более древние – зеленокаменные базальтовые порфириты. Сравнительный анализ показал близость основных изотопных отношений радиогенных изотопов стронция, неодима и свинца для толеитовых базальтов горы Хуберта Миллера, базальтов Земли Мэри Берд, гор Джонса, островов Петра I, Жерлаша, что может указывать на одну и ту же природу этих вулканов, связанную с существованием мантийного плюма в этой области (LeMasurier & Thomson, 1990; Hagen et al., 1998; Грачев 2004; Удинцев и др., 2007; Куренцова и др., 2007).

На плотностных моделях для профилей AWI 94050 и AWI 20060200 (рис.9) пройденных между шельфом Земли Мэри Берд и подводными горами Мэри Берд выделяются лежащие на фундаменте и перекрытые осадочными отложениями блоки пород линзовидной формы и трапециевидной формы с плотностями 2.62-2.67 г/см3. Примечательно, что похожее глубинное строение и значения плотности (2.63 г/см3) отмечается на плотностном разрезе для профиля AWI 2001002, пересекающего возвышенность Хуберта Миллера с юго-запада на северо-восток. С учетом того, что эта возвышенность имеет вулканическое происхождение можно предположить, что линзовидные и трапециевидные тела, выделяемые на профилях AWI 94050 и AWI 20060200, могут так же представлять из себя базальтовые интрузии. На сейсмической записи профиля AWI 94050 наблюдаются сильно искаженные отражения от сложной дислоцированной кровли океанического фундамента и подошвы, несогласно залегающей на ней толщи осадочных отложений (Gohl et al., 1997), это явление так же был отмечено японскими исследователями (Yamaguchi et al., 1988). Эти особенности строения чехла и фундамента, возможно, связаны с сильными тектоническими деформациями (вертикальными перемещениями) пород фундамента, происходившими уже после формирования осадочного чехла.

Таким образом, близость состава пород вулканов, их возраста, географического положения, явные признаки деструкции континентального и океанического фундамента сопредельных областей, связанные с подъемом континентальной и океанической литосферы, позволяют с большой вероятностью предполагать, что происхождение вулканической провинции Земли Мэри Берд и подводной вулканической провинции Мэри Берд связано с проявлением активности мантийного плюма, начавшейся в конце Палеогена (Gohl et al., 2007, Удинцев и др., 2007).

Переходная зона моря Беллинсгаузена. По морфологическим особенностям рельефа континентальная окраина моря Беллинсгаузена относится к пассивным и имеет характерные для пассивных окраин зону шельфа, континентальный склон, континентальное подножие, однако, как и в случае с окраиной моря Амундсена, ее генетический тип и ранняя история развития вызывают много вопросов. Прежде всего, в отличие от окраины моря Амундсена обращает на себя внимание динамика изменения основных морфологических характеристик строения рельефа, осадочного чехла и фундамента вдоль всей окраины моря Беллинсгаузена от разломной зоны Петра I – Жерлаша до разлома Геро. Резкое увеличение уклона континентального склона, уменьшение размеров и мощности осадочного бассейна, уменьшение глубин океана в основании континентального склона свидетельствуют о том, что начало пассивной стадии развития окраины происходило последовательно от зоны разлома Петра I – Жерлаша на северо-восток к разлому Геро.

Согласно современным палеотектоническим реконструкциям (Stock & Molnar, 1987;

Mayes et al., 1990; Larter & Barker, 1991; McCarron & Larter, 1998; Дубинин и Ушаков, 1997;

Conningham et al., 2002; Larter et al., 2002; Eagles et al., 2004), построенным на основе анализа линейных магнитных аномалий, окраина моря Беллинсгаузена представляла собой зону субдукции плиты Феникс под Антарктическую плиту, при этом, начиная с раннего палеоцена, процесс субдукции постепенно прекращался по мере приближения спредингового центра (хр.

Алук) к Антарктическому полуострову. Такой сценарий развития вполне согласуется с рассмотренными выше особенностями строения рельефа и фундамента, более того на отдельных участках выявлены явные признаки активности в прошлом субдукционных процессов. На плотностных моделях, для профилей, пересекающих окраину около 870W и 970W, в основании континентального склона выделяются тела осадочного происхождения со сложной вспаханной кровлей, которые возможно интерпретировать как реликты аккреционной призмы. На профиле многоканального сейсмического профилирования, пройденного вкрест окраины к юго-западу от разлома Геро, так же выделены реликты глубоководного желоба и аккреционной призмы (Jabaloy et al. 2003). Существенной отличительной деталью глубинного строения можно назвать отсутствие в структуре фундамента блоков коры переходного типа, которые характерны для эпирифтовых типов окраин.

Анализ закономерностей изменения возраста и глубинного строения океанической литосферы на протяжении всей переходной зоны моря Беллинсгаузена позволяет предположить, что процесс столкновения спредингового хребта с глубоководным желобом и завершение субдукции протекали неравномерно в две стадии. Линейные магнитные аномалии подразделяются на две большие группы Эллсворта и Полуостровные, разделенные зоной разлома Аделаида. Особенно следует подчеркнуть, что область литосферы в пределах континентального подножия, соответствующая группе аномалий Эллсворта, расположенная между разломом Петра I – Жерлаша и Аделаида, более древняя (около 50 млн. лет) по сравнению с океанической литосферой, расположенной между разломами Аделаида и Геро возраст которой не превосходит 20 млн.лет, т.е. происходит резкий скачек возраста литосферы вдоль зоны разлома Аделаида. Выделяемые на карте высот геоида две аномальные зоны прямоугольной формы в плане фактически соответствуют двум этим группам линейных магнитных аномалий. Принимая во внимание, что между этими зонами так же отмечается резкая граница, проходящая примерно в пределах разломной зоны Аделаида, а так же то, что средняя амплитуда для зоны, расположенной между разломами Петра I – Жерлаша и Аделаида меньше примерно на 3 метра по сравнению со средней амплитудой аномальной зоны между разломом Аделаида и Геро, можно сказать, что аномалии соответствуют двум блокам литосферы различного возраста (Тетерин и Голь, 2007). На карте вариаций скорости группы волн Рэлея выделяется аномальная зона повышенных значений скорости, примерно совпадающая с группой аномалий Эллсворта, которую возможно интерпретировать как относительно более холодную часть верхней мантии (Danesi et al., 2001). В рамках палеосубдукционной модели эволюции окраины описанные выше аномалии возраста и глубинного строения, возможно, связаны с различием в режимах столкновения спредингового центра с континентальной окраиной. Значительно больший возраст литосферы у основания континентального склона между разломами Петра I – Жерлаша и Аделаида можно объяснить тем, что субдукция плиты Феникс продолжалась и после погружения спредингового центра под континентальную литосферу Антарктического полуострова. Но в этом случае не охлаждаясь океанской водой поднимающаяся астеносфера, не может формировать новую литосферу, что приводит к разрушению погружающегося слэба вдоль центра спрединга и формированию “литосферного окна” (slab-window). Такое развитие событий наблюдается в настоящее время при столкновении спрединговых центров Хуан-Де-Фука-Тихоокеанского и Кокос-Наска с активной окраиной северной Америки, а так же Антарктик-Наска спредингового центра с чилийским желобом (Thorkelson 1996; Johnston & Thorkelson, 1997;

Breitsprecher et al., 2003). Согласно современным представлениям о процессах формирования литосферных окон (Романюк 2004), в результате возникновения литосферного окна нижняя часть слэба обрывается и проваливается в мантию, а верхняя часть плиты либо останавливается, при этом субдукция прекращается, либо медленно продолжается, проникая в мантию медленно и полого. Идея формирования “литосферного окна”, основанная на 143 схожести минерального состава и изотопных соотношений Nd/144Nd и Sr/86Sr щелочных базальтов Острова Александра I, вулканов северной Калифорнии и южной части Британской Колумбии (места столкновения спрединговых центров с активной окраиной северной Америки), высказывалась также в работе (Mccarron & Larter 1998, Hole et al., 1991), однако в этих работах предполагалось, что этот процесс распространялся на всю окраину моря Беллинсгаузена.

Исходя из вышеизложенного, можно предположить, что на первой стадии между 61-млн. лет назад спрединговый хребт Алук под острым углом приближался к субдукционному желобу и затягивался под окраину континента, формируя “литосферное окно”, в результате чего субдукция какое-то время могла продолжаться, что и привело к перемещению более древней океанической литосферы к окраине континента. Форма “литосферного окна” определяется тремя основными факторами: перемещением плит относительно друг друга;

положением спредингового хребта до начала коллизии; углом, под которым происходит столкновение между хребтом и активной окраиной(Thorkelson 1996). В случае с хребтом Алук столкновение с окраиной происходило под небольшим углом, что могло привести к фрагментации плиты Феникс на отдельные микроплиты с независимой кинематикой, которые формировали семейство окон для каждой микроплиты (Дубинин и Ушаков, 1997).

Судя по относительно небольшому возрасту литосферы на участке между разломами Аделаида и Геро (около 15 млн. лет), в интервале времени между 50-10 млн. лет назад происходит резкое изменение режима пододвигания - спрединг и субдукция прекращались практически сразу после погружения хребта Алук под окраину Антарктического полуострова, возможно так же, что хребет останавливался в непосредственной близости от глубоководного желоба. На сейсмических профилях, пройденных вкрест северо-восточной части переходной зоны, выделяются остатки палеожелоба и палеоаккреционной призмы, в основании континентального склона отмечается тектоническая дислокация кровли океанического фундамента, что возможно связано с оставшимися после изостатического выравнивания сегментов хребта Алук. Такая смена режима пододвигания скорее всего связана с резким замедлением скорости спрединга хребта Алук, произошедшим на рубеже примерно 50 млн.

лет назад от 8 см/год до 1.6 см/год после приближения отрезков Восточно-Тихоокеанского спредингового центра к оси хребта Алук, скорость спрединга на котором так же была невелика около 3 см/год. В этом случае приближение оси спрединга к активной окраине и субдукция происходили медленно. При приближении молодой и более легкой литосферы процесс погружения становится затруднительным (вынужденным), уменьшается угол наклона субдуцирующей плиты, напряжения, возникающие от сопротивления процессу пододвигания, приводят к еще большему замедлению субдукции. В этой ситуации растяжение плит вдоль центра спрединга, с которым связано главным образом образование коры в медленноспердинговых хребтах, становится затруднительным, что скорей всего и приводит к его остановке. Соответственно возникает вопрос, происходил ли в этом случае слом литосферного слэба и формирование “литосферного окна”. Сравнительный анализ других регионов на восточном побережье Тихого океана, в которых происходили столкновения спрединговых хребтов с активными окраинами и формирование литосферных окон (Johnston & Thorkelson 1997), показывает, что во всех случаях “литосферные окна” возникают при приближении быстросперединговых хребтов со скоростью спрединга не менее 6 см/год. Условия формирования коры в быстроспрединговых хребтах значительно отличаются от медленноспердинговых наличием стационарной магматической камеры и значительным динамическим напором восходящего астеносферного потока (Галушкин и Дубинин, 1993, 1994; Дубинин 1996; Дубинин и Ушаков, 2001; Аплонов 2001). Можно предположить, что одно из условий формирования “литосферных окон” является достаточный объем астеносферного вещества, который мог бы заполнить раскрывающийся слэб. В случае с субдукцией медленноспердингового хребта Алук, в котором интенсивность астеносферного потока невелика и формирование коры происходит, главным образом, за счет отделяющего от астеносферы базальтового расплава, поднимающегося в трещинах растяжения между плитами, то формирование “литосферного окна” маловероятно. В подтверждение такого сценария остановки субдукции на этом участке окраины указывают глубины поверхности Мохо до 38-40 км от берегов Антарктического полуострова вглубь континента. Значительное увеличение глубины поверхности Мохо возможно, например, за счет океанической коры литосферного слэба оставшегося после остановки субдукции.

Таким образом, окраина моря Беллинсгаузена развивается как пассивная после прекращения процесса субдукции плиты Феникс под Антарктическую плиту, при этом процесс завершения субдукции протекал неравномерно в две стадии. На первой стадии между 61-50 млн. лет назад быстроспрединговый хребт Алук под острым углом приближаясь к активной окраине, погружался под континентальную окраину, в результате чего происходило формирование “литосферного окна” и субдукция какое-то время продолжалась. На следующей стадии между 50-10 млн. лет назад происходит резкое изменение режима пододвигания, и субдукция прекращается при приближении медленноспредингового центра субпараллельно к активной окраине или сразу после погружения под нее.

Переходная зона между пассивными окраинами разных генетических типов. По особенностям тектонического строения заметно выделяется область в районе острова Петра I.

По результатам детальных исследований в пределах этой области выделен сложный комплекс взаимосвязанных глубинных разломов субмеридионального простирания, наиболее крупный разлом (типа взброса) простирается на север в направлении подводных гор Жерлаша (рис.8).

Возникновение тектонического нарушения такого масштаба, может быть связано в частности с процессом столкновения блоков литосферы, имеющих различную тектоническую историю и возраст. Согласно палеотектоническим реконструкциям в конце мела - начале палеогена вдоль линии разлома проходила граница сначала между плитами Антарктической и Феникс, а позднее между плитами Беллинсгаузен и Феникс. После прекращения относительных перемещений микроплиты Беллинсгаузен и присоединения ее к Антарктической плите после 61 млн. лет назад зона развивалась как внутриплитовый глубинный разлом. Судя по схожему составу базальтов острова Петр I, подводных гор Де Жерлаша и образцов гор Джонса Земли Эллсворта и их местоположению (Hole et al., 1994) (они расположены на континенте к юговостоку от острова Терстон), возможно предположить, что разлом продолжается на континентальную часть окраины. Близость величин изотопных соотношений этих вулканов и подводных гор Мэри Берд и Земли Мэри Берд свидетельствует в пользу гипотезы о связи их происхождения с постмиоцновой активностью мантийного плюма (Hagen et al., 1998). На сейсмических разрезах в осадочной толще выделяются дислокации типа односторонних сбросов в направлении к горам Жерлаша и небольшие вулканические конуса, что говорит о современной активности разломной зоны.

Из вышеизложенного следует, что участок окраины в районе острова Петра I представляет собой границу между континентальными окраинами различных генетических типов – эпирифтовой окраины моря Амундсена и палеосубдукционной моря Беллинсгаузена.

Переходная зона пролива Дрейка. По современным представлениям в пределах континентальной окраины пролива Дрейка происходит процесс перехода от активного типа окраины к пассивной после затухания спрединга на хребте Алук 3.3 млн.лет назад.

Не смотря на относительно хорошую геолого-геофизическую изученность региона до сих пор неоднозначно интерпретируется природа пролива Брансфилд. У большинства исследователей рифтогенная природа пролива не вызывает сомнений, однако модель формирования рифта до конца не ясна. По предположению (Robertson Maurice et al., 2003;

Gracia et al., 1996; Galindo-Zaldivar et al, 1994, 2004), рифтовая зона возникла, главным образом в результате отката тяжелого субдуцирующего слэба литосферы в сторону океана, вызванного резким уменьшением скорости субдукции с 6.4 см/год до 2.6 см/год после 7.млн.лет назад и полной ее остановкой 3.3 млн. лет назад. Альтернативная модель предполагает, что формирование рифта началось в результате продвижения тектонических деформаций со стороны транспренсивной системы хребта Южный Скоша (Klepeis & Lawver, 1996; Gonzalez-Casado et al., 2000; Удинцев и др.1999; Fretzdorff et al., 2004).

Рассмотрим далее, как соотносятся детали рельефа и глубинного строения в пользу той или иной модели. Прежде всего, следует отметить различие в морфологии рельефа, строении осадочного чехла и аномалиях гравитационного поля в различных редукциях для северовосточной и юго-западной частей Южно-Шетландского желоба. Северо-восточная часть желоба имеет большую глубину, более пологий приокеанический склон, и над ней отмечается отрицательная аномалия в свободном воздухе большей интенсивности по сравнению с югозападной частью. Отмечается меньшая мощность терригенных осадков в осевой части желоба в юго-западной части желоба по сравнению с северо-восточной. Примечательно, что граница между двумя частями желоба находится на продолжении зоны разлома “D” разделяющего спрединговый хребет Алук на отдельные сегменты. Анализ линейных магнитных аномалий показывает, что возраст литосферы субдуцирующей в пределах юго-западной части желоба составляет около 10 млн.лет, литосфера в пределах северо-восточной части желоба старше на 10-15 млн.лет. По результатам сейсмологических наблюдений проводившихся в течение 1997-1999, было зафиксировано значительное количество (около 150) слабых землетрясений с магнитудой 2-4 на глубинах до 30 км, главным образом, под островной дугой ЮжноШетландских островов и западным бассейном пролива Брансфильд. Совместный анализ данных многоканального сейсмического профилирования, сейсмологических и GPS показал, что субдукция плиты Феникс под Антарктическую плиту продолжается со скоростью менее см/год под тяжестью своей более древней части (Robertson Maurice et al., 2003). Таким образом, можно предположить, что происходит сегментация зоны субдукции по палеотрансформному разлому “D” на отдельные блоки, каждый из которых, продолжает погружаться с небольшой скоростью под Антарктическую плиту. Судя по различию в величине гравитационных аномалий в редукциях Буге и в свободном воздухе для северовосточной и юго-западной частей желоба, более молодая и горячая юго-западная микроплита погружается более полого и вызывает большую сейсмическую активность, связанную с напряжением, возникающим от сопротивления процессу пододвигания, напротив более древняя северо-восточная микроплита погружается под большим углом около 3(плотностная модель для гравиметрического профиля AWI 94001, пересекающего северовосточную часть окраины пролива Дрейка, (рис.5).

Что касается островной дуги Южно-Шетландских островов, то вероятнее всего ее можно считать отдельной микроплитой. В пользу этого свидетельствуют результаты геокинематического мониторинга, проводившегося на островах Южно-Шетландской дуги и Антарктического полуострова, согласно которым Южно-Шетландский блок мигрирует в направлении на северо-северо-восток со скоростью 2 см/год (рис.13), в то время как Антарктический полуостров мигрирует в направлении на северо-восток с той же скоростью, угол между векторами скорости составляет около 400. Раскол и отделение ЮжноШетландской микроплиты от Антарктической плиты по-видимому происходит на континентальном продолжении разлома Геро в пределах пролива Бойд, над которым наблюдается линейновытянутая отрицательная аномалия гравитационного поля в редукции в свободном воздухе и аномалия повышенных значений скорости продольных волн в породах фундамента. Судя по аномалиям в редукциях в свободном воздухе и Буге северо-восточная часть Южно-Шетландского блока между островами Кинг Джордж и Элефант, возможно, разделена зонами разломов на отдельные микроблоки в результате тектонических деформаций, связанных с перемещениями островной дуги. Взаимосвязь в прошлом между этими островами подтверждается тем, что лавы острова Гиббс по своему составу и возрасту подобны лавам Южно-Шетландского островов (Fretzdorff et al., 2004). Различие в углах наклона, напряженного состояния, температурных и механических характеристиках уходящей на глубину плиты так же могут приводить и к сегментации вулканического пояса (Хаин и Ломизе, 2005).

Строение фундамента пролива Брансфилд определяется большим разнообразием структур, характерных для рифтовых зон. В пределах восточной котловины выделяются ступенчатые грабены и полуграбены, в центральной котловине система двухсторонних наклонённых блоков, смещённых по листрическим сбросам „опирающимся“ на субгоризонтальную поверхность срыва – детачмент, в западной - система из нескольких односторонне наклонённых блоков. Для всех этих структур отмечается ассиметричный профиль с крутопадающим бортом со стороны дуги Южно-Шетландских островов и пологим со стороны берегов Антарктического полуострова. В терминах тектонических нарушений земной коры можно сказать, что это структуры растяжения и интерпретировать ЮжноШетландскую островную дугу как висячий блок, а Антарктический полуостров как лежачий блок нормального сброса. Весьма существенны различия в морфоструктуре рельефа котловин пролива Брансфилд. Центральная котловина имеет наибольшую ширину по сравнению с восточной и западной; только в центральной котловине выделяются две несогласно залегающие толщи осадков, из которых более молодая формировалась за счет терригенного материала, сносимого с материкового шельфа Антарктического полуострова;

выделено большее количество подводных вулканов. По мнению (Galindo-Zaldivar et al, 2004) эволюция центральной котловины отличается от восточной и западной; и именно с центральной части могло начаться формирование рифтовой долины. Хотя по составу лавы пролива Брансфилд и представлены главным образом щелочными толеитовыми базальтами, характерными для вулканизма пассивных рифтовых систем (Fisk, 1990; Keller et al., 2002;

Сущевская и др., 2002), вариации химического состава и изотопных соотношений так же указывают на непоследовательное развития рифта (Keller et al., 2002). Основываясь на результатах исследования щелочных базальтов, взятых со склонов подводных вулканов в центральной части пролива в ходе 29-рейса НИС “Академик Борис Петров” Сущевской Н.М.

(2002), было установлено, что источником магматизма в проливе является плавление на небольших глубинах слабо обогащенной деплитированной мантии. Это косвенно подтверждается результатами плотностного моделирования (профиль AWI 94001, рис.5).

Отмечается довольно высокая плотность фундамента в пределах пролива - 2.84 г/см3, которую можно интерпретировать как результат заполнения трещин разрыва континентального фундамента подстилающим мантийным материалом. Анализ данных сейсмологических наблюдений показывает, что ориентация главных осей напряжения и типов смещения по разломам в очагах землетрясений зафиксированных в период с 1973 по 19годы в пределах пролива Брансфилд и хребта Южный Скотия, примерно одинаковые – характеризуются разломами растяжения (сброс) в направлении с юго-востока на северо-запад.

В пределах зоны разлома Шеклтона преобладают сдвиговые смещения, в районе острова Элефант зафиксированы землетрясения со смещениями по разлому, вызванному горизонтальным сжатием (взбросы, врезы).

Таким образом, в пределах окраины пролива Дрейка можно наблюдать признаки активности процессов, характерных для обеих возможных моделей раскрытия пролива Брансфилд. Однако факты, свидетельствующие о том, что формирование рифта происходит в результате отката литосферного сэлба, нельзя назвать явными. Направление вектора миграции Южно-Шетландского блока не типично для подобных моделей; как правило, вектор миграции островной дуги и глубоководного желоба в сторону океана ортогонален оси желоба, как это можно наблюдать в перемещении желобов Ванатау, Тонга и Марианского (Wallace et al., 2005). Больше похоже на то, что Южно-Шетландская дуга перемещается вместе с Антарктической плитой, постепенно раскрываясь (подобно ножницам) в направлении плиты Скоша. Сейсмологические исследования показывают, что субдукция плиты Феникс под Антарктическую плиту медленно продолжается, и разлом Шеклтона является активным - вдоль линии разлома фиксируются сдвиговые деформации. Возможно так же, что разломы Шеклтона и Геро субдукцирют под Южно-Шетландский блок, на что указывает морфология аномалий гравитационного поля в редукциях в свободном воздухе и Буге над Южно-Шетландским желобом. В таком случае Южно-Шетландский блок не ограничивается на северо-востоке разломом Шеклтона и если происходит его миграция, то независимо от плиты Феникс. Критическое значение возраста, при котором возможно гравитационное опускание субдуцирующей литосферы и, как следствие откат слэба в сторону океана, оценивается в 60-80 млн.лет (Хаин и Ломизе, 2005). С учетом относительно небольшого возраста, прошедшего с момента остановки спрединга, горячая упругая литосфера, которая еще не утратила гравитационной стабильности, может сохранять пологий угол субдукции до глубин 100-200 км (Аплонов 2001), поэтому, если и происходит процесс отката более древней и тяжелой части субдуцирующего слэба, то на глубинах более 100 км и на значительном удалении (более 300 км) от оси глубоководного желоба его влияние на процесс формирования рифта не может быть значительным.

Другой сценарий, согласно которому раскрытие пролива и формирование рифта происходило в результате продвижения тектонических деформаций со стороны хребта Южный Скоша, представляется более реалистичным. В рельефе отчетливо прослеживается связь впадины хребта Южный Скоша и пролива Брансфилд. По данным сейсмологических наблюдений выявлен подобный тип и направление (с юго-востока на северо-запад) тектонических деформаций для землетрясений, зафиксированных в пределах хребта Южный Скоша и в проливе Брансфилд. По результатам геокинематического мониторинга установлено, что Антарктическая плита перемещается в северо-восточном направлении скоростью 2см/год, в то же время плита Скоша перемещается в юго-западном направлении приблизительно со скоростью 1.4 см/год (Klepeis & Lawver, 1996). Судя по типу смещений в очагах землетрясений в районе острова Элефант и Гиббс, разделению северо-восточной части дуги Южно-Шетландских островов на отдельные блоки эта область испытывает деформации сжатия, возможно связанные с встречным движением сегмента субдукцирующей плиты Феникс и северо-восточной части Южно-Шетландского блока, мигрирующего от Антарктического полуострова в субмеридиональном направлении.

Подводя итог вышесказанному, можно предположить, что 3 млн.лет назад остановка спрединга на хребте Алук привела к перераспределению сложной конфигурации осей напряжения и сжатия, связанных с взаимными перемещениями плит Антарктической, Скоша и Феникс, и явилась спусковым механизмом к началу продвижения в юго-западном направлении хребта Южный Скоша и формированию рифта пролива Брансфилд.

Неравномерное развитие отдельных бассейнов пролива может быть связано с сегментацией зоны субдукции вдоль палеотрансформного разлома “D”, на продолжении которого отмечается западная граница центрального бассейна пролива.

Заключение.

В качестве защищаемых положений диссертации вынесены следующие результаты диссертационной работы:

I. Методические разработки.

а) Новая методика построения цифровой модели рельефа для мелкомасштабных батиметрических карт в условиях разнородности и дефицита эхометрической информации.

б) Вычислительные алгоритмы и пакет прикладных программ МОГМ-ТРАН2 для решения задач фильтрации, трансформаций и аналитического продолжения гравитационного и магнитного полей, в 2-х мерной постановке.

II. Результаты интерпретации данных.

а) Батиметрические карты 1:1000000 масштаба, на районы северной части моря Уэдделла и Беллинсгаузена (пролив Дрейка).

б) Тектоническое районирование Тихоокеанской окраины Западной Антарктики по морфологическим особенностям рельефа, глубинному строению литосферы, местоположению зон глубинных разломов, ориентации и возрасту групп линейных магнитных аномалий.

III. Общая схема геодинамической эволюции региона, в которой наиболее надежно реконструированы следующие эпизоды:

(1) Континентальная окраина моря Амундсена развивалась как пассивная эпирифтовая окраина с конца позднего мела до настоящего времени. Пассивный режим осложнялся двумя кратковременными тектоно-магматическими событиями: формированием микроплиты Беллинсгаузен на южном фланге Тихоокеанско-Антарктического центра спрединга в конце позднего мела – начале палеогена и активностью мантийного плюма, начавшейся в конце палеогена и приведшей к формированию подводной вулканической провинции Мэри Берд.

(2) Континентальная окраина моря Беллинсгаузена развивается как пассивная после постепенного прекращения субдукции плиты Феникс под Антарктическую плиту в результате столкновения хр. Алук с активной окраиной Антарктического полуострова. Процесс завершения субдукции протекал неравномерно в две стадии: на первой стадии между 61-млн. лет назад происходило формирование “литосферного окна” в результате погружения хр.

Алук под континентальную окраину; на следующей стадии между 50-10 млн. лет назад субдукция прекращалась при приближении хр. Алук к активной окраине полуострова.

(3) Зона разлома Петра I – Жерлаша в конце мелового периода являлась трансформной границей между плитами Антарктической и Феникс, затем в начале палеогена между плитами Феникс и Беллинсгаузен. Далее развивалась как глубинный разлом, разделявший пассивные континентальные окраины различных генетических типов – эпирифтовой моря Амундсена и палеосубдукционной моря Беллинсгаузена.

(4) Современная геодинамическая обстановка переходной зоны в районе пролива Дрейка связана с прекращением спрединга на хребте Алук, 3 млн.лет назад, приведшее к перестройке кинематики плит Антарктической, Скоша, Феникс и началу заложения деформаций растяжения со стороны хребта Южный Скоша, что в свою очередь явилось причиной формирования рифта пролива Брансфилд.

Список основных публикаций по теме диссертации Статьи в журналах, рекомендуемых ВАК:

1. Линейные трансформации гравитационных и магнитных аномалий в случае многоэлементных съемок при произвольных сетях наблюдений. Докл. АН СССР, 1991, т.318, N3, с.572-576. (соавтор Страхов В.Н.) 2. Метод авторегуляризации при решении задач линейных трансформаций гравитационных и магнитных аномалий. Докл. АН СССР, 1991, т.318, N4, с. 867-871. (соавтор Страхов В.Н.) 3. О методе авторегуляризации для решения линейных задач гравиметрии и магнитометрии.

Докл. АН СССР, 1991, т.318, N4, с. 871-874. (соавтор Страхов В.Н.) 4. Новые данные о строении дна моря Беллинсгаузена Западная Антарктика. Докл. РАН 1999, т.367, N 6, с.824-828. (соавторы: Удинцев Г.Б., Шенке Г.В.,Шёне Т., Береснев А.Ф., Ефимов П.Н., Кольцова А.В., Князев А.Б.) 5. Новые данные о строении подводной возвышенности Пири, море Скоша, Западная Антарктика. Докл. РАН 1999, т.367, N 5, с.684-689. (соавторы: Удинцев Г.Б., Шенке Г.В., Шёне Т., Береснев А.Ф., Ефимов П.Н., Кольцова А.В., Князев А.Б.) 6. О строении моря Скоша, Западная Антарктика. Докл. РАН 2000, т.371, N 2, с.243-247.

(соавторы: Удинцев Г.Б., Шенке Г.В., Шёне Т., Береснев А.Ф., Ефимов П.Н., Кольцова А.В., Князев А.Б.) 7.О геологии острова Петра 1 и вероятной динамике развития Западной Антарктики в море Беллинсгаузена. Тихоокеанская геология 2002, т.21, N 6, с.31-45. (соавторы: Удинцев Г.Б., Герзонде Р., Шенке Г.В. и др.) 8.Остров Петра 1, Тихий Океан, Западная Антарктика. Докл. РАН 2002, т.386, N 7, с.254-260.

(соавторы: Удинцев Г.Б., Герзонде Р. и др.) 9. Строение тектоносферы моря Скоша на основе анализа гравиметрических данных. Вестник МГУ 2002 т.4, с. 69-80. (соавторы: Булычев А.А., Гилод Д.А., Зайцев А.Н., Калишева М.В. ) 10. Морфодинамика внедряющегося рифта пролива Брансфилд, Западная Антарктика. Докл.

РАН 1999, т.368 N 7 с. 259-263. (соавторы: Удинцев Г.Б., Шенке Г.В., Кольцова А.В., Береснев А.Ф., Куренцова Н.А. и др.) 11. Плато Пири – осколок Гондваны – заслон в океанских воротах Западной Антарктики моря Скотия, как часть полярной машины климата Земли. Докл. РАН 2006, т.408, N 1 с.113117.(соавторы: Удинцев Г.Б., Шенке Г.В. и др.) 12. Гора Хуберта Миллера, группа гор Мэри Бёрд, Западная Антарктика, Южный океан.

Докл. РАН 2007, т.415, N2, с.251-256. (соавторы: Удинцев Г.Б., Куренцова Н.А., Рощина И.А.) 13. Петрология горы Хуберта Миллера, группа гор Мэри Бёрд, Западная Антарктика, Южный океан. Докл. РАН 2007, т.415, N3, с.404-409 (соавторы: Удинцев Г.Б., Куренцова Н.А., Рощина И.А.) 14. О геологии подводной горы Хуберта Миллера, группа подводных гор Мэри Берд море Амундсена, Западная Антарктика. Тихоокеанская геология 2008, т.27, N5 (соавторы:

Удинцев Г.Б., Куренцова Н.А., Рощина И.А.) Карты и атласы:

15. О развитии методики составления батиметрических карт, дна морей и океанов. 2003, Международный геолого-геофизический атлас Тихого океана. (соавторы: Удинцев Г.Б., Шенке Г.В., Скотт Д.П.Д.) 16. Preparation of area B of GEBCO Sheet 6.07. User guide to the centenary edition of the GEBCO digital atlas and data sets. 2003 Natural Environment Research Council. (co-authors: Schenke H.W., Udintsev G.) 17. AWI Bathymetric chart of the Bellingshausen sea 533, Antarctica 1:1000000 at 650 S, Antarctic Peninsula, Bransfield strait, AWI, 2003. (co-chief editor: Schenke H.-W., Udintsev G.) 18. AWI Bathymetric chart of the Weddell sea 534, Antarctica 1:1000000 at 650 S, South Orkney, AWI, 2003. (co-chief editor: Schenke H.-W., Udintsev G.) 19. AWI Bathymetric chart of the Weddell Sea 535, Antarctica 1:1000000 at 650 S, Northen Weddell Sea, AWI, 2003. (co-chief editor: Schenke H.-W.,Udintsev G.) Другие публикации:

20. Метод авторегуляризации при решении линейных задач гравиметрии и магнитометрии.

Тезисы докл. на Международной конференции “Некорректно поставленные задачи в естественных науках” М., 1991. (соавтор Страхов В.Н.) 21. Пакет программ для персональных компьютеров МОГМ-ТРАН2. Тезисы докл. На международном семинаре “Вопросы теории и практики интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей” М., 1993 с.65. (соавтор Страхов В.Н.) 22. О методах нахождения сингулярных разложений матриц. Деп. ВИНИТИ, М. 1993 № 191593, с. 124 (соавтор Страхов В.Н.) 23. Метод интегральных представлений при решении линейных задач гравиметрии и магнитометрии. Тезисы докл. На международной конференции “Вопросы теории и практики интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей” Воронеж, 1996 с.24-25.

(соавтор Страхов В.Н.) 24. 100-летие ГЕБКО и методика составления батиметрических карт в наши дни. Тезисы докладов XIII Международной школы морской геологии. М., 1999, с.392 (соавторы: Удинцев Г.Б., Кольцова А.В.и др.) 25. Геоморфологические исследования желоба Франц-Виктория. Опыт системных океанологических исследований в Арктике. Москва: Научный мир, 2001, 644 с. (соавторы:

Удинцев Г.Б., Кольцова А.В., Мастюков С.В., Шмельков Б.С.) 26. Неравномерность океанского рифтогенеза и гетерогенность дна океана. Тезисы докладов XIII Международной школы морской геологии. М., 1999, с.393. (соавторы: Удинцев Г.Б., Береснев А.Ф.и др.) 27. Гравиметрические исследования акватории моря Скоша. Тезисы докладов XIII Международной школы морской геологии. М., 1999, с.224 (соавторы: Булычев А.А., Гилод Д.А., Тихоцкий С.А.) 28. Detailed bathymetric and gravimetric survey around Peter i. Island, Bellingshausen Sea. Pacific Congress on Marine Science and Technology, PACON 2000, Session OST-09: Ocean Mapping and Seafloor Characterization, Honolulu, Hawaii, June 5-9. (co-authors: Schenke, H. W., Udintsev, G.) 29. Новые данные глубинного строения континентальных окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена. Тезисы докладов XVI Международной научной школы по морской геологии.

Москва, 14-18 ноября 2005г. с.182 (соавтор Голь К.) 30.Геодинамика континентальных окраин морей Беллинсгаузена и Амундсена. Материалы XL тектонического совещания. Москва, январь- февраль 2007г. с.290-294 (соавтор Голь К.) 31. Geophysical survey reveals tectonic structures in the Amundsen Sea embayment, West Antarctica. U.S. Geological Survey and The National Academies, USGS OF-2007-1047, Short Research Paper 047 (co-authors: Gohl K, Eagles G., Netzeband G., Grobys J. W. G., Parsiegla N., Schluter P., Leinweber V., Larter R. D., Uenzelmann-Neben G., Udintsev G.) 32. Rift tectonics in the Amundsen Sea Embayment: Stepwise break-up of New Zealand from West Antarctica. American Geophysical Union, San Francisco, CA, USA, 10-14 December 2007 (coauthors: Gohl K., Eagles G., Grobys J.W.G., Larter R.D., Netzeband G., Parsiegla N.) 33. Tectonics of the Amundsen Sea Embayment, West Antarctica: Constraining factor for ice-sheet expansion? INTERNATIONALE POLARTAGUNG, MUNSTER, 10-14 MARCH, 2008 (coauthors: Gohl K., Weigelt E., Eagles G., Larter R.D., Uenzelmann-Neben G.)




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.