Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

Горно-складчатые сооружения этих районов являются компонентами Тихоокеанского подвижного пояса. Они включают несколько кулисообразно расположенных и разнородных по строению, протяженности и времени формирования складчатых систем и зон, последовательно омолаживающихся в направлении тихоокеанского побережья. Конвергентные явления, обусловившие их формирование, носили как субдукционный, так и коллизионный характер, но относительная роль этих геодинамических процессов в общем балансе аккреционного разрастания этой части материка остается во многом неясной.

Наиболее изученными звеньями тихоокеанского обрамления Антарктиды, обладающими ярко выраженными признаками надсубдукционного развития в режиме активной окраины, являются неопротерозойско-раннепалеозойский складчатый пояс Трансантарктических гор (росский ороген) и мезозойско-кайнозойская складчатая область Антарктического полуострова и прилегающих к нему островов (андский ороген, или Антарктанды). Расположенные между ними системы складчатых сооружений хуже обнажены и слабее исследованы, и их возрастная и тектоническая классификации во многом неоднозначны.

Росская складчатая система преимущественно сложена поздненеопротерозойско-кембрийскими осадочными толщами (турбидиты, известковистые и кластические осадки), прорванными известково-щелочными гранитоидами I– и S-типа. Локально присутствуют вулканогенные толщи с геохимическими признаками океанического происхождения. Складчатые комплексы и интрузии перекрыты недислоцированными девонско – триасовыми кластическими отложениями («супергруппа Бикон»), повсеместно пронизанными силлами юрских долеритов и местами увенчанными покровами одновозрастных базальтов. Заложение и развитие росского орогена на докембрийском кристаллическом цоколе подтверждается наличием переработанных выступов последнего среди складчатых комплексов Трансантарктических гор, а также значениями модельных Sm-Nd возрастов T DMгранитоидных пород в диапазонах 900–1400, 1100–1700 и 1700–2200 млн. лет. Наиболее молодые протолиты установлены на южном, приполюсном фланге горной системы ( Borg & DePaolo, 1994 ).

Геодинамическая история росского орогена интерпретируется как результат эволюции палеотихоокеанской рифтовой окраины Восточно-Антарктического континентального массива. Предполагается, что, возникнув в позднем докембрии вдоль некоторого океанического раскрытия, эта окраина к началу кембрия уже переродилась из пассивной в активную, что выразилось в интенсивном формировании надсубдукционных известково-щелочных магматитов. Эволюция россид носила бурный характер, хотя была относительно недолговременной (560–480 млн. лет).

Магматическая дуга Антарктанд сложена пёстрыми по составу и разнообразными по возрасту осадочными, вулканогенно-осадочными и вулканическими толщами и многочисленными плутонами известково-щелочной серии широкого возрастного диапазона, охватывающего весь мезозой и кайнозой и, возможно, часть палеозоя. Геологические свидетельства существования домезозойского фундамента ограничены редкими выходами ортогнейсов с возрастом, приближающимся к 500 млн. лет, однако значения модельных возрастов T DM, достигающие 1000–1250 млн. лет, указывают на вероятность зарождения континентального фундамента дуги не позднее мезо-неопротерозоя. Выделяются четыре главные фазы магматической деятельности ( Millar et al., 2002 ): пермо-триасовая (с двумя эпизодами на рубежах 260–230 и 225–200 млн. лет), которая связывается с наиболее ранними конвергентными процессами; юрская (от 185 до 155 млн. лет), обусловленная рифтингом и началом раскола тихоокеанской окраины Гондваны; меловая-палеоценовая (от 145 до 55 млн. лет с пиком в интервале 125–100 млн. лет), связываемая с интенсивной субдукцией плиты «Феникс», и миоцен-четвертичная (от 15–10 млн. лет до квартера), представленная внутриплитными магнезиально-щелочными базальтоидами.

Развитие Антарктанд в течение палеозоя и большей части триаса происходило в составе пассивной окраины гондванского суперконтинента. В конце триаса, по-видимому, началась трансформация пассивной окраины в активную и наступила кратковременная эпоха субдукции, обусловившая к рубежу триаса и юры аккрецию осадочных призм и появление первых интрузий известково-щелочной серии. Затем субдукция приостановилась, и позднетриасовая активная окраина в течение ранней юры подверглась денудации, а в начале среднеюрской эпохи стала ареной интенсивного рифтогенеза. Мощные проявления юрского кислого (корового) магматизма продолжались до начала мела, а к середине мелового периода на фронтальном фланге дуги уже в полной мере возродилась субдукция, и установившийся с этого момента режим активной окраины просуществовал вплоть до ее отмирания в позднем кайнозое.