Геодинамические процессы, кайнозойский рифтогенез и механизм образования глубочайших впадин на суше в Антарктиде

Финансирование

Работа выполнена в рамках Государственного задания Института океанологии им. П.П.Ширшова РАН № FMWE-2021-0004 и Государственного задания Института физики Земли им. О.Ю.Шмидта РАН.

Введение

Антарктический континентальный блок состоит из террейнов различного возраста, происхождения, геологического состава и окружен океанической литосферой, в основном сформированной вдоль срединно-океанических рифтовых зон [1]. Антарктическая плита граничит с шестью плитами преимущественно южного полушария. Антарктический континент, простирающийся на площади 14×10⁶ км², почти полностью покрыт ледниками (около 99 %) с максимальной толщиной 4,6 км и средней толщиной 1,94 км [2].

Выявлен сложный подледниковый рельеф, который колеблется от –3,5 до 4 км [2]. Максимальные топографические высоты достигают 4,9 км (гора Винсон, массив Элсуэрт, Западная Антарктида, рис.1). Модель подледного рельефа BedMachine [2] обнаружила в Западной и Восточной Антарктиде подледные депрессии коренного рельефа, лежащие ниже уровня моря, с глубинами 1-2 км и более.

Согласно модели, подледная впадина Денмана в Восточной Антарктиде глубиной 3500 м ниже уровня моря является самой глубокой из обнаруженных. Ее глубина больше глубин Байкала, Каспия, Танганьики и внутриконтинентальных впадин на других континентах, не заполненных водой. Иные впадины в разных районах Антарктиды тоже имеют глубины 2000 м и более. В настоящей работе изучаются геодинамические процессы в глубоких подледных впадинах Антарктиды и механизм их образования.

Тектоника и геодинамика Антарктического континента

Эволюция Антарктиды до нынешней стадии включала геологические эпизоды на протяжении протерозойского эона, палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Кратоны Грюнехогна, Напье и Моусон Восточной Антарктиды сохранили свидетельства тектонической активности с архея. Архейские породы также обнаружены в горах Принс-Чарльз, в некоторых частях Земли Принцессы Елизаветы и на Земле Адели [3]. Антарктида состоит из двух областей, разделенных Трансантарктическими горами (рис.1). Геологическое строение и история Западной и Восточной Антарктиды существенно отличаются.

Западная Антарктида состоит из нескольких террейнов различного происхождения и возраста. Западно-Антарктическая рифтовая система является ключевым элементом Западной Антарктиды [4, 5] и простирается от моря Росса до Антарктического п-ова. В пределах системы идентифицировано более 30 подледных вулканов и выявлена голоценовая вулканическая активность [6]. Важным террейном Западной Антарктиды является бассейн Фильхнера – Ронне между блоком Элсуэрт, южной частью Антарктического п-ова и западной границей Восточной Антарктиды. Предполагается, что это несостоявшийся мезозойский рифт, засыпанный осадками [7]. Вдоль тихоокеанского побережья последовательно расположены гористый Антарктический п-ов, гористый блок Мэри Берд, а замыкает Западную Антарктиду шельфовый ледник Росса с отрицательным подледным рельефом, являющийся частью Западно-Антарктической рифтовой системы (рис.1).

Глубины до границы Мохо под Западно-Антарктической рифтовой системой в основном находятся в пределах 16-32 км. Под шельфовым ледником Росса Мохо составляет 16-24 км, тогда как под шельфовым ледником Фильхнера – Ронне несколько глубже – 26-30 км. В центральной части рифтовой зоны под впадинами Берда и Бентли распознается дополнительная отличительная черта с глубоким подледниковым рельефом (примерно до 2,5 км ниже уровня моря), толстым ледяным щитом 2-3 км и глубиной до Мохо 20-22 км. Мохо в Западной Антарктиде углубляется под Землей Мэри Берд, горами Элсуэрт и на Антарктическом п-ове, где достигает максимальной глубины около 38 км [3]. Западная Антарктида имеет большое количество осадочных бассейнов: бассейн Росса (мощность осадков 2-6 км), бассейн Фильхнера – Ронне (2-12 км) с продолжениями в Восточную Антарктиду, подледниковый желоб Бентли и бассейн Берда (2-4 км). Самый глубокий бассейн, Фильхнера – Ронне, имеет сложную структуру с многослойными осадками [8]. С учетом осадочных бассейнов максимальное растяжение коры произошло на окраинах Антарктического континента под шельфовым ледником Росса и ледником Фильхнера – Ронне, где мощность континентальной коры составляет всего 10-20 км [3]. Литосфера под Западной Антарктидой также утонена, под ней, кроме бассейна Фильхнера – Ронне, лежит горячая верхняя мантия [9, 10].

Восточная Антарктида представляет собой докембрийский супертеррейн, входивший в Гондвану, а ранее в Родинию, и включает несколько архейских кратонов [1]. Внутренние границы тектонических блоков Восточной Антарктиды слабо изучены в силу удаленности и покрытия пород толстым слоем льда. Границы и свойства тектонических блоков в основном выявляют по геофизическим полям, подледному рельефу и сейсмическим данным. Геология прибрежных районов и породы схожа с соседними континентальными блоками Гондваны, в которой побережье Земли Королевы Мод граничило с юго-восточной частью Африки. Кратон Каапвааль и окружающие протерозойские пояса имеют продолжения в этой части Антарктиды (кратон Грюнехогна и протерозойский пояс Маудхейм). Прибрежные тектонические структуры Земли Эндерби, рифт Ламберта и Земля Принцессы Елизаветы имеют продолжение в Индостане. Остальное побережье Восточной Антарктиды граничило с южным побережьем Австралии (протерозойские пояса и кратон Голер в Южной Австралии). Корреляция тектонических структур и пород имеется лишь в прибрежных районах. В то же время внутриконтинентальные структуры, такие как подледные горы Гамбурцева, Полярное нагорье или впадина Восток, уникальны.

В последнее время Восточная Антарктида делится исследователями на две части – Индо-Антарктический блок с относительно высоким подледным рельефом и Австрало-Антарктический блок с низким подледным рельефом. Индо-Антарктический блок простирается от западной границы Восточной Антарктиды с бассейном Фильхнера – Ронне до Земли Принцессы Елизаветы. Восточная граница Индо-Антарктического блока проходит примерно по оси оз. Восток – впадина Денмана (рис.1, 2). С запада на восток в блок входит Земля Котса на границе с бассейном Фильхнера – Ронне (с локальными горными хребтами и глубокими подледными впадинами между ними). Южнее Земли Котса находится возвышенное Полярное нагорье, восточнее – обширная гористая область Земли Королевы Мод, которая переходит в Землю Эндерби. Южнее Земли Эндерби лежат подледные горы Гамбурцева. Земля Эндерби отделена от Земли Принцессы Елизаветы гигантской впадиной Ламберта, простирающейся от побережья Амери на сотни километров южнее до гор Гамбурцева с возможным продолжением. Австрало-Антарктический блок включает подледный бассейн Аврора с продолжениями к берегу и бассейн Уилкса, граничащий с Трансантарктическими горами. Для этого блока типичен подледный рельеф ниже уровня моря и большое количество внутриконтинентальных впадин с крутыми бортами (рис.2). Часть из них выходит к побережью.

Восточная Антарктида характеризуется меловым и более поздним магматизмом [11, 12]. Обнаружено большое количество осадочных бассейнов с утоненной корой особенно в Австрало-Антарктическом блоке [3, 8]. При этом степень растяжения коры и магматического андерплейтинга существенно ниже, чем в Западной Антарктиде. Ни в одном из известных сейсмических разрезов скорости в нижней коре не достигли 7 км/c, тогда как в Западной Антарктиде во всех полученных сейсмических профилях скорости в нижней коре превышают 7 км/c, что свидетельствует об обширном внедрении мантийного вещества в кору [3].

Максимальная глубина до Мохо 56-58 км под горами Гамбурцева в Восточной Антарктиде подтвердила наличие глубоких и компактных орогенных корней. Еще одно глубокое Мохо в Восточной Антарктиде обнаружено под орогенами Земли Королевы Мод. Минимальные глубины границы Мохо в Восточной Антарктиде находятся под впадиной Ламберта (24-28 км). Более подробно вариации Мохо под Антарктидой описаны в работах [3, 13]. В Восточной Антарктиде также имеются обширные осадочные бассейны [8], такие как бассейн Пенсакола (1-2 км осадков), Земля Котса (1-3 км), Земля Королевы Мод (1-2 км), Восток (2-7 км), Аврора (1-3 км), Астролябия (2-4 км), Адвенчер (2-4 км), Уилкса (1-4 км), Ютул-Страумен (1-2 км), Ламберта (2-8 км), Скотта, Денмана, Вандерфорда и Тоттена (2-4 км).

Первоначальный распад между Австралией, Индией и Антарктидой произошел в раннем мелу. Поздний мел характеризовался основной фазой тектонического растяжения между Восточной и Западной Антарктидой [11]. Во многом тектономагматические процессы в Западной Антарктиде определялись близостью обрамляющей зоны субдукции. Сложная тектоническая структура Западной Антарктиды в основном сформирована за счет сжатия от субдукции на тихоокеанской окраине Гондваны в конце палеозоя – мезозое. В настоящее время от субдукции остался небольшой фрагмент у окончания Антарктического п-ова. В дальнейшем процессы растяжения формировали облик Западной Антарктиды [4, 5]. Начало раскрытия Западно-Антарктической рифтовой системы тесно связано с поднятием и формированием Трансантарктических гор в раннем кайнозое.

Вместе с тем, процессы рифтогенеза и магматизма Восточной Антарктиды, находящейся на значительном расстоянии от палеосубдукции на тихоокеанской окраине Гондваны, в большей степени определялись мантийными плюмами. Головки плюмов при подходе к континентальной литосфере растекались под ней, вызывая растяжение литосферы. Плюмы под этой частью Гондваны формировали магматические провинции Кару в Южной Африке, Мод и Дюфек в Антарктиде около 180 млн лет назад, а позднее, около 130 млн лет назад, магматизм развивался под воздействием прото-Кергелен плюма [4, 11].

Сейчас большая часть Антарктической плиты с Антарктидой в центре окружена срединно-океаническими хребтами, где поднимаются горячие верхнемантийные потоки. Имеются и горячие точки с нижнемантийным веществом, например плато Кергелен. С появлением пролива Дрейка и последующим формированием холодного Антарктического циркумполярного течения в эоцене началось оледенение Антарктиды (на границе эоцена и олигоцена). С тех пор происходили регрессии и трансгрессии моря в прибрежной зоне [14].

Глубокие подледные впадины как результат процессов рифтогенеза в кайнозое

На карте подледного рельефа (рис.2) для Западно-Антарктической рифтовой системы и Австрало-Антарктической части континента синим контуром выделена глубина 1500 м, а голубым – 700 м ниже уровня моря. Обширная внутриконтинентальная впадина Бентли имеет глубины до 2500 м, гравитационные аномалии в свободном воздухе достигают –60 мГал [15]. В то же время у ледника Росса и шельфа Росса подледный рельеф умеренный, узкие впадины практически отсутствуют.

Также имеется несколько узких впадин, секущих Трансантарктические горы, которые быстро выполаживаются под ледником Росса. В Австрало-Антарктической части континента от впадины Восток до Трансантарктических гор есть целая система подледных грабенов в бассейне Аврора с глубинами до 1500 м. Их гравитационные аномалии в свободном воздухе составляют до –100 мГал, тогда как аномалии береговых впадин могут достигать –150 мГал [15]. При этом впадина Восток лежит относительно изолированно среди высокого подледного рельефа и ее глубины составляют до 1400 м, а гравитационные аномалии в свободном воздухе достигают –80 мГал. Еще одна система внутриконтинентальных подледных грабенов выявлена в бассейне Уилкса с глубинами до 2000 м с выходом на берег континента, где глубина быстро падает, и аномалиями в свободном воздухе до –100 мГал. Изолированные впадины Адвенчер и Астролябия глубинами до 2000 м и аномалиями в свободном воздухе до –100 мГал выявлены между системами впадин Аврора и Уилкса [15].

На рис.3, аналогично рис.2, синим контуром выделена глубина 1500 м, голубым – 700 м ниже уровня моря. По сравнению с Западной Антарктидой и Австрало-Антарктическим блоком Восточной Антарктиды, Индо-Антарктический блок Восточной Антарктиды имеет относительно высокий подледный рельеф. Выделяется впадина Ламберта, глубоко проникающая вглубь континента и обладающая глубинами 2500 м и более с гравитационными аномалиями в свободном воздухе до –100 мГал. При этом самая глубокая часть впадины находится за несколько сотен километров от берега, при подходе к берегу ее края расширяются, а дно выполаживается.

Глубины впадин ледников Бейли, Слессора и Рекавери на Земле Котса на границе с Западной Антарктидой достигают 2000 м и более. Для них гравитационные аномалии в свободном воздухе наблюдаются от –100 до –160 мГал. Еще одна система глубоких впадин с аналогичными параметрами разделяет горы Пенсакола, блок Дюфек и Полярное нагорье. Эти впадины переходят в южную часть дна ледника Фильхнера – Ронне, где их дно выполаживается, а гравитационные аномалии уменьшаются в несколько раз. Для граничащего с Восточной Антарктидой бассейна Фильхнера – Ронне выявлен аномальный рельеф ложа. Так, дно шельфа моря Уэдделла оказывается менее глубоким, чем подледное ложе ледника Фильхнера – Ронне.

Методы

На первом этапе образование рифтов Антарктиды связано с процессами растяжения и распада суперконтинента Гондвана. Тянущие силы окружающей Гондвану зоны субдукции действовали по краям. В то же время под самим суперконтинентом находились восходящие мантийные потоки (плюмы) [16, 17]. Головки плюмов при подходе к поверхности растекаются под континентальной литосферой, вызывая ее утонение и разрывы с образованием более мелких континентальных блоков. Распад суперконтинента обычно происходит по ослабленным зонам континентальной литосферы на границах тектонических блоков. Это также может быть активизация старых рифтов.

Механизм подъема нижнемантийного суперплюма и дробление на верхнемантийные плюмы подробно описан в модели Котелкина и Лобковского [18]. На рис.4 приведены основные стадии растекания горячего вещества из нижнемантийного плюма под фазовой границей на глубине 660 км и дальнейший прорыв в верхнюю мантию. Вещество с пониженной плотностью всплывает вверх (рис.4, а, б). Далее происходят растекание легкого плюмового вещества и переход к кольцевой форме (рис.4, в, г). На рис.4, д виден момент прорыва горячим веществом плюма фазовой границы и образование группы верхнемантийных плюмов (показано черным). На рис.4, е, ж представлен последующий подъем облегченного вещества в верхней мантии и растекание под литосферой.

Стадии на рис.4, е, ж соответствуют современному состоянию Антарктиды. Предполагается, что изначально нижнемантийным плюмом был прото-Кергелен [19], который в настоящее время сместился севернее Антарктиды в южную часть Индийского океана [20]. Кольцевая структура горячего вещества при подходе плюма к поверхности коррелирует с рифтами Восточной Антарктиды субмеридионального простирания [21]. Образование таких структур может быть связано с формированием верхнемантийных конвективных ячеек от нижнемантийного плюма прото-Кергелен, возникшего под Гондваной [22].

В настоящей работе на основе глобальной модели сейсмической томографии SMEAN2 [23] и неньютоновской реологии с помощью модифицированной программы CitcomS численно рассчитана мгновенная сферическая модель современной Земли с плитной реологией. Учитывается влияние большого количества воды в связанной форме на дне верхней мантии и в переходной зоне [24, 25]. Наличие воды приводит к существенному понижению эффективной вязкости в этой области. Подробно модель и численная схема описаны в работе [10]. На рис.5 в глобальном меридиональном сечении Земли по 110 и 290 град в.д. преобладают нисходящие течения. Под Восточной Антарктидой в верхней мантии выявлена обширная область с положительной аномалией температуры.

На рис.6 представлены аномалии температуры и скорости течений в мантии (сферическое меридиональное сечение Земли через 70 и 250 град в.д.). Горячее вещество заносится под Восточную Антарктиду за счет субгоризонтальных мантийных течений от Африканского суперплюма. Далее под Восточной Антарктидой в районе гор Гамбурцева находится нисходящий мантийный поток, замыкающий конвекционную ячейку. Аналогично для Западной Антарктиды горячее вещество заносится за счет субгоризонтальных мантийных течений от Тихоокеанского суперплюма, и ячейка опять замыкается на нисходящем потоке под горами Гамбурцева. Горячее вещество, двигающееся субгоризонтально в верхней мантии Западной Антарктиды в сторону Южного полюса, упирается в толстую холодную литосферу Восточной Антарктиды (рис.6). Часть вещества всплывает, вызывая подъем края Восточной Антарктиды и формирование неколлизионных Трансантарктических гор, лежащих на границе Западной и Восточной Антарктиды (см. рис.1). При этом оба нижнемантийных плюма (Африканский и Тихоокеанский) находятся значительно севернее. Современную картину распределений аномалий температур и скорости мантийных течений показывают рис.5, 6, тогда как рис.4 – возможную историю развития нижнемантийного плюма под Гондваной.

Тектономагматические процессы в Западной Антарктиде связаны с обрамляющей палеосубдукцией и характеризуются современным подледным вулканизмом, имеющим как субдукционное, так и плюмовое происхождение [26]. Для более удаленных от тихоокеанского побережья рифтовых систем Западной Антарктиды (под ледником Фильхнера – Ронне) и соседней части Восточной Антарктиды (Земля Котса, впадины Слессора и Рекавери) мог работать механизм возвратной верхнемантийной ячейки [27]. Субдукция вдоль тихоокеанской границы Западной Антарктиды и у побережья Антарктического п-ова порождала возвратную ячейку с восходящими течениями под центральной частью Западной Антарктиды, а таже на границе с Восточной Антарктидой в районе впадин ледника Слессора и соседних регионов на расстоянии около 2000 км. Хотя в настоящее время субдукция осталась только у края Антарктического п-ова на границе Шетландской плиты, сама ячейка в верхней мантии может продолжать существовать, в том числе восходящая часть под ледником Фильхнера – Ронне и в районе Земли Котса.

Рифтогенез и магматизм Восточной Антарктиды могли развиваться в иной геодинамической обстановке. Нижнемантийный восходящий поток под Гондваной в верхней мантии трансформировался в субгоризонтальные мантийные течения, которые вызывали движение составляющих Гондвану материков в разные стороны. В настоящее время остатками нижнемантийного плюма, расколовшего южную часть Гондваны, являются плюм и плато Кергелен [19]. При распаде Гондваны на части вдоль формирующихся рифтов мантийные плюмы проникали в литосферу Восточной Антарктиды, формируя ослабленные участки литосферы. В дальнейшем перестройка и ускорение мантийной конвекции приводили к реактивации существующих и образованию новых рифтовых зон в литосфере Восточной Антарктиды, ранее связанных с действием локальных мантийных плюмов.

Так, активизация рифтогенеза в Антарктиде в кайнозое была вызвана общим ускорением глобальных геодинамических процессов [28]. Общее ускорение мантийной конвекции также проявилось в активном магматизме в Центральной и Восточной Азии и интенсивном горообразовании в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе [29].

В результате активизации глобальных геодинамических процессов произошла реактивация рифтов в Восточной Антарктиде, вызванная верхнемантийной конвекцией, а подледный рифтогенез возобновился. В силу большой инерционности мантийных течений, из-за огромной вязкости мантии, процессы рифтогенеза могут происходить и в настоящее время. Это подтверждается повышенным тепловым потоком не только в Западной Антарктиде, но и в части Восточной Антарктиды [30, 31]. Высокий тепловой поток некоторых частей Восточной Антарктиды показывает тектоническую активность и в настоящее время.

Обсуждение результатов

На основе новых геофизических данных о подледном рельефе, мощности осадочных бассейнов, строении коры и гравитационных аномалиях показана кайнозойская активность в различных регионах Антарктиды, в частности тектоническая активность уже после оледенения. Рассмотрены возможные механизмы формирования глубочайших континентальных впадин в Антарктиде вследствие длительных процессов растяжения до и после распада Гондваны с образованием верхнемантийных плюмов и дальнейшей общей активизацией геодинамических процессов с вулканизмом в миоцене.

Следует отличать впадины тектонического происхождения и эрозионные ледниковые долины. Вторые действительно часто встречаются (в основном в Австрало-Антарктическом блоке), однако они не простираются глубоко внутрь континента и не формируют изолированные внутриконтинентальные впадины, такие как Адвенчер, Астролябия, Восток и др. Впадина оз. Восток по всем геофизическим признакам (крутые борта, большая глубина, слой осадков на дне, отрицательные гравитационные аномалии) является аналогом кайнозойских впадин Байкала и Хубсугула Байкальской рифтовой зоны, а также впадин Танганьика, Ньяса, Рудольф и др. Восточно-Африканской рифтовой зоны. Кроме того, не все впадины имеют меридиональное простирание. Так, например, рифтовые впадины Вандерфорда и Тоттена имеют широтное простирание, находясь у берега, что не согласуется с общим направлением движения ледников от центральных областей к периферии.

Результаты коррелируют с независимыми моделями подледного теплового потока, например [30, 31], которые указывают на повышенный тепловой поток этих подледных впадин, что является дополнительным признаком рифтогенеза. Существенная часть стока льда в океан происходит по рифтовым впадинам меридионального простирания у побережья Антарктиды. Понимание происходящих процессов важно с точки зрения динамики и баланса ледников [32]. Необходимы подтверждения моделей теплового потока с помощью реальных измерений на границе лед – порода и другие инструментально полученные данные. Такая работа активно ведется на станции Восток в центральной части Восточной Антарктиды [33]. Для рифта Ламберта кайнозойские осадки (миоцен-плиоцен), в том числе и морские, были обнаружены на бортах, на высоте в несколько сотен метров [34, 35]. Воздымание бортов рифтовых впадин – один из признаков активного рифтогенеза.

Глобальная модель мантийной конвекции современной Земли на основе сейсмической томографии всей мантии не обладает детальным разрешением и не показывает малые конвективные ячейки и плюмы в верхней мантии. Выделяются только горячая подкоровая мантия Западно-Антарктической рифтовой системы и нисходящий мантийный поток под горами Гамбурцева. Предлагается следующий возможный механизм образования и поднятия Трансантарктических гор. Горячее вещество субгоризонтально движется в верхней мантии от Тихоокеанского суперплюма под Западной Антарктидой. Часть его поднимается, вызывая вулканизм и повышенный тепловой поток на поверхности. Затем течения достигают вертикальной преграды в виде толстой и холодной литосферы Восточной Антарктиды на границе с Западной Антарктидой и погружаются в мантию в нисходящем потоке под горами Гамбурцева. Однако часть горячего и легкого вещества не погружается в мантию, а всплывает, вызывая подъем края Восточной Антарктиды и образование Трансантарктических гор, характеризующихся отсутствием следов коллизии и многочисленным вулканизмом. Процесс заноса горячего вещества под Западную Антарктиду вероятно начался в раннем кайнозое по мере прекращения субдукции вдоль побережья. Это объясняет отсутствие продолжения Трансантарктических гор на границе бассейна Фильхнера – Ронне и Восточной Антарктиды (см. рис.1, 2). Здесь сохранялась субдукция и реализовывался механизм возвратной ячейки, а занос горячего вещества был невозможен. Этим также объясняется отрицательная аномалия температуры под бассейном Фильхнера – Ронне среди остальной части Западной Антарктиды, а также отсутствие действующих вулканов в этом регионе [6, 10, 26].

Структура мантийных течений в Южном полярном регионе также может объяснить так называемый альпийский рельеф внутриконтинентального орогена Гамбурцева с сильно утолщенной корой [3]. Древний ороген был сильно эродирован на поверхности к началу кайнозоя. Прекращение субдукции у побережья Западной Антарктиды привело к формированию нисходящего потока под горами Гамбурцева. До оледенения этого региона в эоцене произошел отрыв капли холодного мантийного вещества. Эта капля стала погружаться в мантию под действием собственного веса, а горы Гамбурцева поднялись на поверхности за счет изостатической компенсации после ее отрыва. Затем лед покрыл их и предохранил от дальнейшей эрозии. В настоящее время капля холодного вещества видна в верхах нижней мантии под Восточной Антарктидой на глубине 800-1000 км как область с отрицательной температурной аномалией (рис.6). При средней скорости погружения вещества 2 см/год холодное вещество окажется на этой глубине примерно за 50 млн лет. Однако время погружения может быть и больше с учетом возможной задержки вещества в переходной зоне мантии на глубине 660 км.

Заключение

Прекращение осадконакопления после оледенения Антарктиды и продолжающийся рифтогенез привели к образованию глубоких подледных впадин. В тех местах, где рифтогенные впадины подходят к берегу, сформированы так называемые ретроградные склоны: отрицательный подледный рельеф впадин резко выполаживается при подходе к берегу. Это объясняется периодическим осадконакоплением в прибрежной области во время частичного таяния льда при морских трансгрессиях. Рифтогенез предполагает повышенный тепловой поток, что может приводить к подплавлению подошвы ледников, способствовать их ускоренному сползанию с коренного ложа в океан и вызывать быстрое повышение уровня моря на десятки сантиметров – первые метры. Повышенный тепловой поток и частичное подплавление ледников объясняют приуроченность наиболее быстро движущихся ледников в Антарктиде к районам рифтогенных впадин.

Впервые предложены механизмы формирования глубочайших континентальных впадин-рифтов вследствие образования верхнемантийных плюмов под Антарктидой после распада суперконтинента Гондвана и дальнейшей активизации рифтогенных и тектономагматических процессов в миоцене. Предложены численные геодинамические модели образования Трансантарктических гор и поднятия внутриплитного орогена Гамбурцева в кайнозое.

Важную роль в численных моделях играет пониженная вязкость у нижней границы верхней мантии. Позднекайнозойская активизация рифтов Антарктиды может быть связана с общим ускорением мантийных течений Земли. Для более точного численного моделирования необходимы детальные региональные модели томографии под Южным полярным регионом.

Литература

1. Leitchenkov G.L., Grikurov G.E. The Tectonic Structure of the Antarctic // Geotectonica. 2023. Vol. 57. Suppl. 1. P. S28-S33. DOI: 10.1134/S0016852123070087
2. Morlighem M., Rignot E., Binder T. et al. Deep glacial troughs and stabilizing ridges unveiled beneath the margins of the Antarctic ice sheet // Nature Geoscience. 2020. Vol. 13. Iss. 2. P. 132-137. DOI: 10.1038/s41561-019-0510-8
3. Baranov A., Tenzer R., Bagherbandi M. Combined Gravimetric–Seismic Crustal Model for Antarctica // Surveys in Geophysics. 2018. Vol. 39. Iss. 1. P. 23-56. DOI: 10.1007/s10712-017-9423-5
4. Jordan T.A., Riley T.R., Siddoway C.S. The geological history and evolution of West Antarctica // Nature Reviews Earth & Environment. 2020. Vol. 1. Iss. 2. P. 117-133. DOI: 10.1038/s43017-019-0013-6
5. Lucas E.M., Soto D., Nyblade A.A. et al. P- and S-wave velocity structure of central West Antarctica: Implications for the tectonic evolution of the West Antarctic Rift System // Earth and Planetary Science Letters. 2020. Vol. 546. № 116437. DOI: 10.1016/j.epsl.2020.116437
6. van Wyk de Vries M., Bingham R.G., Hein A.S. A new volcanic province: an inventory of subglacial volcanoes in West Antarctica // Geological Society, London, Special Publications. 2018. Vol. 461. P. 231-248. DOI: 10.1144/SP461.7
7. Jokat W., Herter U. Jurassic failed rift system below the Filchner-Ronne-Shelf, Antarctica: New evidence from geophysical data // Tectonophysics. 2016. Vol. 688. P. 65-83. DOI: 10.1016/j.tecto.2016.09.018
8. Baranov A., Morelli A. The structure of sedimentary basins of Antarctica and a new three-layer sediment model // Tectonophysics. 2023. Vol. 846. № 229662. DOI: 10.1016/j.tecto.2022.229662
9. Meijian An, Wiens D.A., Yue Zhao et al. S-velocity model and inferred Moho topography beneath the Antarctic Plate from Rayleigh waves // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 2015. Vol. 120. Iss. 1. P. 359-383. DOI: 10.1002/2014JB011332
10. Баранов А.А., Лобковский Л.И., Бобров А.М. Глобальная геодинамическая модель современной Земли и ее приложение для Антарктиды // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2023. Т. 512. № 1. С. 100-105. DOI: 10.31857/S2686739723600911
11. Лейченков Г.Л., Беляцкий Б.В., Каминский В.Д. О возрасте рифтогенного базальтового магматизма в Восточной Антарктике // Доклады Академии наук. 2018. Т. 478. № 1. С. 63-67. DOI: 10.7868/S0869565218010139
12. Мигдисова Н.А., Сущевская Н.М., Портнягин М.В. и др. Особенности состава породообразующих минералов лампроитовых лав вулкана Гауссберг, Восточная Антарктида // Геохимия. 2023. Т. 68. № 9. С. 897-925. DOI: 10.31857/S001675252309008X
13. Pappa F., Ebbing J., Ferraccioli F. Moho Depths of Antarctica: Comparison of Seismic, Gravity, and Isostatic Results // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2019. Vol. 20. Iss. 3. P. 1629-1645. DOI: 10.1029/2018GC008111
14. Левитан М.А., Лейченков Г.Л. История кайнозойского оледенения Антарктиды и седиментации в Южном океане // Литология и полезные ископаемые. 2014. № 2. С. 115-136. DOI: 10.7868/S0024497X14020062
15. Scheinert M., Ferraccioli F., Schwabe J. et al. New Antarctic gravity anomaly grid for enhanced geodetic and geophysical studies in Antarctica // Geophysical Research Letters. 2016. Vol. 43. Iss. 2. P. 600-610. DOI: 10.1002/2015GL067439
16. Nan Zhang, Zhuo Dang, Chuan Huang, Zheng-Xiang Li. The dominant driving force for supercontinent breakup: Plume push or subduction retreat? // Geoscience Frontiers. 2018. Vol. 9. Iss. 4. P. 997-1007. DOI: 10.1016/j.gsf.2018.01.010
17. Yoshida M. On mantle drag force for the formation of a next supercontinent as estimated from a numerical simulation model of global mantle convection // Terra Nova. 2019. Vol. 31. Iss. 2. P. 135-149. DOI: 10.1111/ter.12380
18. Котелкин В.Д., Лобковский Л.И. Общая теория Мясникова эволюции планет и современная термохимическая модель эволюции Земли // Физика Земли. 2007. № 1. С. 26-44.
19. Сущевская Н.М., Беляцкий Б.В., Дубинин Е.П., Левченко О.В. Эволюция плюма Кергелен и его влияние на магматизм континентальных и океанических областей Восточной Антарктиды // Геохимия. 2017. № 9. С. 782-799. DOI: 10.7868/S0016752517090096
20. Лейченков Г.Л., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Агранов Г.Д. Формирование и эволюция микроконтинентов плато Кергелен, южная часть Индийского океана // Геотектоника. 2018. № 5. С. 3-21. DOI: 10.1134/S0016853X1805003X
21. Голынский Д.А., Голынский А.В. Уникальные геологические структуры района купола Лоу и ледников Вандерфорда и Тоттена (Земля Уилкса) по данным геофизических исследований // Проблемы Арктики и Антарктики. 2019. Т. 65. № 2. С. 212-231. DOI: 10.30758/0555-2648-2019-65-2-212-231
22. Koptev A., Cloetingh S., Ehlers T.A. Longevity of small-scale («baby») plumes and their role in lithospheric break-up // Geophysical Journal International. 2021. Vol. 227. Iss. 1. P. 439-471. DOI: 10.1093/gji/ggab223
23. Jackson M.G., Konter J.G., Becker T.W. Primordial helium entrained by the hottest mantle plumes // Nature. 2017. Vol. 542. Iss. 7641. P. 340-343. DOI: 10.1038/nature21023
24. Schmandt B., Jacobsen S.D., Becker T.W. et al. Dehydration melting at the top of the lower mantle // Science. 2014. Vol. 344. № 6189. P. 1265-1268. DOI: 10.1126/science.1253358
25. Sobolev A.V., Asafov E.V., Gurenko A.A. et al. Deep hydrous mantle reservoir provides evidence for crustal recycling before 3.3 billion years ago // Nature. 2019. Vol. 571. Iss. 7766. P. 555-559. DOI: 10.1038/s41586-019-1399-5
26. Geyer A., Di Roberto A., Smellie J.L. et al. Volcanism in Antarctica: An assessment of the present state of research and future directions // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 2023. Vol. 444. № 107941. DOI: 10.1016/j.jvolgeores.2023.107941
27. Лобковский Л.И., Рамазанов М.М., Котелкин В.Д. Развитие модели верхнемантийной конвекции, сопряженной с зоной субдукции, с приложениями к мел-кайнозойской геодинамике Центрально-Восточной Азии и Арктики // Геодинамика и тектонофизика. 2021. Т. 12. № 3. С. 455-470. DOI: 10.5800/GT-2021-12-3-0533
28. Ярмолюк В.В., Никифоров А.В., Козловский А.М., Кудряшова Е.А. Позднемезозойская магматическая провинция Востока Азии: строение, магматизм и условия формирования // Геотектоника. 2019. № 4. С. 60-77. DOI: 10.31857/S0016-853X2019360-77
29. Трифонов В.Г. Коллизия и горообразование // Геотектоника. 2016. № 1. С. 3-24. DOI: 10.7868/S0016853X16010057
30. Lösing M., Ebbing J., Szwillus W. Geothermal Heat Flux in Antarctica: Assessing Models and Observations by Bayesian Inversion // Frontiers in Earth Science. 2020. Vol. 8. № 105. DOI: 10.3389/feart.2020.00105
31. Artemieva I.M. Antarctica ice sheet basal melting enhanced by high mantle heat // Earth-Science Reviews. 2022. Vol. 226. № 103954. DOI: 10.1016/j.earscirev.2022.103954
32. Reading A.M., Stål T., Halpin J.A. et al. Antarctic geothermal heat flow and its implications for tectonics and ice sheets // Nature Reviews Earth & Environment. 2022. Vol. 3. Iss. 12. P. 814-831. DOI: 10.1038/s43017-022-00348-y
33. Большунов А.В., Васильев Д.А., Дмитриев А.Н. и др. Результаты комплексных экспериментальных исследований на станции Восток в Антарктиде // Записки Горного института. 2023. Т. 263. С. 724-741.
34. McKelvey B.C., Hambrey M.J., Harwood D.M. et al. The Pagodroma Group – a Cenozoic record of the East Antarctic ice sheet in the northern Prince Charles Mountains // Antarctic Science. 2001. Vol. 13. Iss. 4. P. 455-468. DOI: 10.1017/S095410200100061X
35. Tibbett E.J., Scher H.D., Warny S. et al. Late Eocene Record of Hydrology and Temperature From Prydz Bay, East Antarctica // Paleoceanography and Paleoclimatology. 2021. Vol. 36. Iss. 4. № e2020PA004204. DOI: 10.1029/2020PA004204