Основным критерием для идентификации нижнего горизонта осадочного чехла CS1, который отождествляется с поверхностью несогласия в кровле рифтового структурного этажа, является различие характера сейсмической записи в подстилающей и перекрывающей толщах (рис. 10), обусловленное изменением обстановки осадконакопления с преимущественно континентальной на морскую. Такие различия наблюдаются почти на всех разрезах, пересекающих континентальную окраину района исследований, позволяя достаточно уверенно выделять этот принципиальный раздел осадочного чехла. Сам горизонт CS1 представлен непрерывным рефлектором переменной амплитуды (рис. 10), который налегает на фундамент на расстоянии 5–50 км в сторону суши от границы континент-океан.

Рис. 10. Интерпретированный сейсмический разрез глубоководной области моря Содружества, демонстрирующий положение основных горизонтов осадочного чехла и структуру сейсмической записи ограниченных ими комплексов. Положение разреза показано на рис. 9.

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

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

Состав рифтового этажа предполагается по данным бурения на шельфе залива Прюдс и в Пертском бассейне (юго-западная окраина Австралии), который на этапе распада Восточной Гондваны находился в сходной тектонической, географической и климатической обстановке с бассейнами морей Содружества и Дейвиса (рис. 8А). На шельфе залива Прюдс рифтовые отложения предположительно вскрыты скважиной 740 (рис. 9), но не датированы из-за отсутствия ископаемых остатков. Согласно данным бурения, эти отложения представлены алевролитами и песчаниками (с прослоями ископаемых почв и углей), имеют флювиальное происхождение и накапливались в условиях теплого, сухого климата (Barron et al., 1991). В Пертском бассейне в составе рифтового структурного этажа доминируют песчаники континентального и мелководно-морского генезиса (Song et al., 2001). Не исключено, что в основании рифтового этажа глубоководной части бассейнов морей Содружества и Дейвиса присутствуют отложения ранней, пермо-триасовой фазы растяжения (рифтогенеза) земной коры, которые обнажаются в борту внутриконтинентальной рифтовой зоны ледников Ламберта и Эймери (Грикуров, 1980), предполагаются на шельфе залива Прюдс (Leitchenkov, 1991) и широко развиты на юго-западной окраине Австралии (Song et al., 2001).

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

Горизонт CS3 прослеживается в пределах всей изученной в настоящее время индоокеанской континентальной окраины Восточной Антарктиды, представляя собой практически непрерывную отражающую границу с переменными динамическими свойствами. Комплекс «CS3-CS2» в основном представлен протяженными параллельными внутренними отражениями и по характеру сейсмической записи похож на подстилающие его комплекс «CS2-CS1» (рис. 10). Наибольшая его мощность (1,2–1,8 км) приурочена к верхнему и среднему подножию континентального склона моря Содружества. На шельфе залива Прюдс с глубоководным комплексом «CS3-CS2» отождествляется толща, в которой по данным бурения преобладают осадки флювиального генезиса (Barron et al., 1991; рис. 9) нижне– и верхнемелового возраста (альб – сантон). В кровле этой толщи выявлено стратиграфическое несогласие, означающее, что большая часть разреза была эродирована в периоды низкого стояния уровня моря.

Возраст горизонта «3» в глубоководной акватории был обоснован после проведения исследований в западной части континентальной окраины Земли Уилкса, где он налегает на океанический фундамент, датированный ранним эоценом, и маркирует заметные изменения в строении осадочного чехла, которые связываются нами с самым ранним этапом оледенения этой части антарктической окраины около 42–40 млн. лет назад (Leitchenkov et al., 2007).

Горизонт CS4 и соответствующие ему горизонты с номером «4» в других бассейнах антарктической окраины маркируют наиболее заметные преобразования структуры осадочного чехла и, как правило, представлены контрастной в сейсмической записи границей (рис. 10). Выше этой границы в разрезе появляются глубоководные каньоны и сопряженные с ними намывные прирусловые валы (боковые наносы), а также некоторые другие специфические сейсмофации (рис. 10). Принципиальные изменения в структуре осадочного чехла на региональной границе с номером «4» (CS4 в районе исследований) связываются с крупномасштабным оледенением Антарктиды около 34 млн. лет назад, когда ледовый щит достиг края шельфов, инициируя активные склоновые процессы (образование оползней, обломочных потоков и турбидитных течений (Kuvaas & Leitchenkov, 1992; Leitchenkov et al., 2007; Cooper et al., 2009). Комплексы, расположенные выше горизонта CS4, представляют собой синледниковую толщу осадочного чехла, т. е. осадочные отложения, которые на большей части изучаемой акватории формировались под влиянием осциллирующего ледникового покрова Антарктиды.

Основываясь на нашем предположении о среднеэоценовом возрасте горизонта CS3, глубоководный комплекс «CS4-CS3» отождествляется с нижней частью комплекса PS2A на шельфе залива Прюдс, который, согласно данным бурения, имеет средне-верхнеэоценовый возраст (рис. 9; Cooper & O’Brien, 2004). Осадки в это время отлагалась во флювиальных руслах и затапливаемых приливных бассейнах или лагунах в условиях влажного холодного климата (Cooper & O’Brien, 2004).

Комплекс «CS4-CS3» характеризуется параллельной слоистостью с непрерывными и прерывистыми, иногда изогнутыми внутренними отражениями, которые в большей мере типичны для гемипелагического осадконакопления. Он плавно увеличивается в мощности от первых сотен метров под верхним подножием континентального склона до 500–800 м под нижним подножием и выклинивается на поднятии плато Кергелен. В южной части моря Дейвиса под верхним подножием континентального склона были выявлены наклонные отражающие границы, которые налегают на горизонт CS3, образуя клиноформы, наращивающие разрез осадочного чехла в сторону океана (Лейченков и Гусева, 2006). Такая структура характерна для флювиальных конусов выноса и интерпретируется нами как авандельта. Максимальная скорость накопления осадочного комплекса «CS4-CS3» в нижнем подножии континентального склона составляла не более 50–60 м/млн. лет.

По результатам бурения установлено, что в течение относительно короткого времени позднего эоцена – раннего олигоцена сначала произошло падение уровня моря и эрозия шельфа (флювиально-лагунных отложений нижней части комплекса PS2A), затем трансгрессия с накоплением морских осадков и, наконец, наступление ледника на шельф, обеспечившее активную поставку осадочного материала в глубоководную область (Cooper & O’Brien, 2004). На протяжении олигоцена – среднего миоцена антарктический ледовый щит оставался нестабильным, циклично изменяясь по площади своего развития (политермальные условия; Zachos et al., 2001). В заливе Прюдс ледник периодически достигал края шельфа, осуществляя привнос терригенных осадков на континентальный склон, где происходила его дальнейшая транспортировка в направлении глубоководной котловины за счет склоновых процессов седиментации (Leitchenkov et al., 1994, Cooper & O’Brien, 2004). В периоды отступления ледника и повышения уровня моря, в подножии континентального склона, возможно, начинала преобладать гемипелагическая обстановка осадконакопления, но выделить эти события по сейсмическим данным не удается.

Начиная с позднего миоцена (около 14 млн. лет назад), когда ледовый щит Восточной Антарктиды достиг устойчивого равновесия (полярные условия), депоцентры сместились в сторону континентального склона, а в подножии континентального склона темп осадконакопления существенно (более чем в пять раз) снизился (Cooper & O’Brien, 2004). В плиоцене-плейстоцене режим седиментации на континентальной окраине резко изменился. Ледовый щит перекрывал большую часть шельфов, но оставался малоподвижным, в связи с чем поступление осадков в глубоководную область было очень незначительным. Единственным исключением являлется устье канала Прюдс, пересекающего шельф с юго-востока на северо-запад (рис. 9), вдоль которого осуществлялось активное движение выводного ледника, интенсивная поставка осадочного материала на континентальный склон и сфокусированная проградация, в результате которой бровка шельфа сместилась на 40 км в сторону океана (Leitchenkov et. al., 1994; Coper & O’Brien, 2004).

Все эти события отражаются в строении синледниковой толщи осадочного чехла («Дно-CS4»), который отличается разнообразием сейсмических фаций, с различной геометрией внутренних отражений и характерными особенностями внешней морфологии. В составе этой толщи выделен региональный горизонт CS5 и локальный горизонт CS6, которые маркируют вертикальное изменение сейсмофациальной структуры и являются важными индикаторами эволюции глубоководного бассейна. Время образования горизонта CS5 оценивается путем экстраполяции возраста осадков, вскрытых в забое скважины 1165 (~22 млн. лет; Cooper & O’Brien, 2004), расположенном на 200 м выше этого горизонта (с установленной скоростью осадконакопления в нижней части скважины около 100 м/млн. лет), и составляет ~24 млн. лет (граница олигоцена и миоцена), соответствуя оледенению Mi-1 (Zachos et al., 2001). Горизонт CS6 представляет собой контрастный рефлектор, но прослеживается только в пределах моря Содружества. Корреляция со скважиной 1165 показывает, что возраст этого горизонта составляет 13–14 млн. лет, т. е. его образование связано со стабилизацией антарктического оледенения в позднем миоцене.

Доминирующими фациями синледниковой толщи в глубоководной области района исследований являются погребенные глубоководные каньоны и сопряженные с ними прирусловые валы. Образование каньонов, их развитие и заполнение связываются с действием склоновых процессов (гравитационного массопереноса), наиболее существенными из которых, вероятно, являлись турбидитные потоки, приводившие к транспортировке осадочного материала через континентальный склон и подножие (иногда с эрозией ранее накопившихся осадков) и его переотложению. Прирусловые валы, в свою очередь, образуются при движении турбидитных (суспензионных) потоков вдоль подводных каньонов и осаждении тонкодисперсного материала на их краях, где скорость течений резко снижается (Faugerеs et al., 1999). В море Содружества подводные каньоны (погребенные и современные) прослеживаются до абиссальной котловины, так что общая их протяженность составляет более 500 км, а в троге Принцессы Елизаветы вырождаются в верхнем и среднем подножии склона (рис. 11). В море Дейвиса каньоны ранней генерации, сформировавшиеся в олигоцене, по своей протяженности были значительно (по меньшей мере, вдвое) короче тех, которые унаследовали их в миоцене и в более позднее (в том числе настоящее) время (рис. 11). Еще одним проявлением склоновых процессов являются оползни и обломочные потоки, образование которых связано с дестабилизацией континентального склона (в результате накопления избыточной массы терригенного материала, привнесенного ледниковым покровом на край шельфа) и дальнейшей транспортировкой осадков в глубоководную область. На сейсмических разрезах они выделяются в виде линз с хаотическими внутренними отражениями.

Рис. 11. Схема распространения осадочных фаций в синледниковой толще осадочного чехла. 1 – авандельта, 2 – поля развития иловых волн в постолигоценовых осадках, 3 – отложения обломочных потоков, 4 – современные подводные каньоны. Стрелками показано направление стока холодных вод и контурных течений.

В верхней (постолигоценовой) части синледниковой толщи, выше горизонта CS5, выявлены сейсмические фации с волнистой структурой отражений, генезис которых хорошо изучен на многих континентальных окраинах мира и в других районах Антарктики (Faugeres et al., 1999). Они обнаружены в погребенных прирусловых валах моря Содружества, вдоль подножия континентального склона северо-восточной части моря Дейвиса, в южной части котловины Лабуан и вдоль восточной окраины плато Кергелен, образуя изометричные и/или вытянутые в плане поля (рис. 11). Фации с волнистой структурой отражений представлены глинистыми осадками и в иностранной литературе получили название «иловые волны» («mud waves»; Faugeres et al., 1999), а их образование связывается с действием контурных и/или склоновых течений. Склоновые течения, в свою очередь обусловлены стоком холодных и плотных вод из-под шельфовых ледников Восточной Антарктиды. В море Содружества иловые волны образуют толщу мощностью до 1 км, указывая на длительное и устойчивое действие донных течений. Основание этой толщи расположено на более высоком стратиграфическом уровне, чем горизонт CS5, но не является отчетливым и хорошо коррелируемым отражающим горизонтом. По данным бурения в скважине 1165 иловые волны в море Содружества, образование которых связывается с подледным стоком холодных вод, начали развиваться около 18 млн. лет.

Плиоцен-плейстоценовое оледенение шельфа маркируется контрастным отражающим горизонтом в основании проградационной толщи (конуса выноса) устья канала Прюдс, которая резко утоняется в сторону океан (рис. 9, 10). Слой осадочных отложений этого возраста, вероятно, присутствует в самой верхней части осадочного чехла района исследований (рис. 10).

Мощность синледниковой толщи значительно изменяется в пределах района исследований. В подножии континентального склона моря Дейвиса и в троге Принцессы Елизаветы она составляет в среднем 1,0–1,3 км, но в море Содружества (между 66⁰ и 72⁰ в.д.) увеличивается до 2,2–2,8 км, что связано с активным выносом терригенных осадков выводным ледником (палеоледником) Ламберта (уместно сказать, что это самые большие значения мощности постэоценовых синледниковых осадков на континентальной окраине Восточной Антарктиды). Суммарная мощность осадочного чехла района исследований по проекту МПГ составляет от 5,0 до 9,0 км в подножии континентального склона моря Содружества; 2,5–4,5 км в троге Принцессы Елизаветы и 0,5–2,5 км на поднятиях фундамента шельфа, в глубоководной котловине северной части моря Содружества и на подводном плато Кергелен.