Г. Э. Грикуров, Г. Л. Лейченков, Е. Н. Каменев, Е. В. Михальский, А. В. Голынский, В. Н. Масолов, А. А. Лайба. Тектоническое районирование Антарктики и ее минерагения

УДК 550.8 (99)

Введение

Россия внесла огромный вклад в накопление знаний о геологическом строении и минеральных ресурсах Антарктики и в формирование современных представлений об эволюции ее земной коры. Отечественные геолого-геофизические исследования в южно-полярном сегменте Земли начались в 1956 г. и с тех пор систематически проводятся в составе Советских (ныне Российских) антарктических экспедиций. В результате накоплен и проанализирован обширный геолого-геофизический материал по строению земной коры Антарктики: на континенте геологическими исследованиями охвачена большая часть обнаженных районов, в морях Антарктики выполнено около 45 000 км многоканальных сейсмических наблюдений (MOB ОГТ) и более 50 000 км магнитных и гравитационных, в Восточной Антарктиде и на ее континентальной окраине проведены аэрогеофизические съемки (магнитные, гравиметрические и радиолокационные) на площади около 5 млн км2 с общей протяженностью профилей более 450 000 км. Созданы разнообразные банки и базы фактических данных, которые образовали информационную основу (базу знаний) для дальнейшего развития антарктических наук о Земле и прогнозирования минеральных ресурсов в недрах Антарктики.

В ходе научного обобщения полученных материалов разработана концепция структуры и эволюции земной коры Антарктики, намечены особенности ее минерагении и вероятного размещения потенциальных источников сырья. Значительный суммарный объем выполненных геолого-геофизических работ и их комплексный характер, высокий уровень научных обобщений вывели наше государство на передовые позиции в изучении антарктической литосферы и способствовали закреплению за Россией роли ведущей антарктической державы.

Недра Антарктиды и ее континентального шельфа являются резервуаром потенциального минерального сырья для будущих поколений. Протокол об охране окружающей среды южно-полярного региона, принятый в системе Договора об Антарктике в 1991 г. и вступивший в силу после ратификации в 1999 г., запрещает до 2049 г. практическую деятельность, связанную с минеральными ресурсами, но не накладывает ограничений на проведение научных исследований, направленных на оценку перспектив обнаружения месторождений полезных ископаемых. Поэтому интерес к минеральным ресурсам остается важным стимулом геологического изучения материка и его континентальной окраины. Многие виды геолого-геофизических работ, проводимых разными странами в рамках научно-исследовательских программ, прямо или косвенно способствуют накоплению ценной информации о потенциальных ресурсах.

Главные тектонические провинции Антарктики и особенности их геодинамической эволюции

Вопросы тектоники и эволюции земной коры Антарктики постоянно оставались в фокусе интересов российских и зарубежных исследователей [Воронов, 1960; Климов и др., 1964; Ушаков, Хаин, 1965; Равич, Грикуров, 1970; Тектоническая карта Антарктиды..., 1978; Craddock, 1970,1972; Elliott, 1975]. После составления и издания в НИИ геологии Арктики тектонической карты Антарктиды с подробной объяснительной запиской [Тектоническая карта Антарктиды..., 1978; Объяснительная записка..., 1980] наступил длительный период накопления дополнительных и переосмысления ранее известных материалов. В это время происходило формирование новых подходов к дальнейшему развитию тектонических исследований в рамках глобальных геодинамических концепций, пришедших на смену классической геосинклинально-платформенной парадигме. В изучении тектоники существенную роль стали играть новые аналитические изотопно-геохимические данные и петрологический анализ условий образования горных пород материка, материалы морских сейсмических и других геофизических исследований на открытом шельфе и континентальном склоне Антарктиды, результаты наземных сейсмических работ и аэрогеофизических съемок во внутренних районах Антарктиды и на ее закрытом шельфе, большое значение имело активное международное изучение истории формирования и распада южных протоконтинентов (в первую очередь Гондваны) в связи с общим развитием прогрессивных тенденций глобальной тектоники.

На базе важных научных достижений последнего двадцатилетия была составлена новая схема тектонического районирования Антарктики, представленная на рис. 1. Авторы стремились рационально использовать несомненные завоевания тектоники плит, в особенности назревающие в ней тенденции к проявлению определенной гибкости, что значительно облегчает восприятие карты даже самыми нетерпимыми оппонентами.

По геофизическим характеристикам земную кору принято делить на континентальную, рифтовую и океаническую, хотя все эти разновидности имеют постепенные переходы, и границы между ними проводятся условно. В пределах континентальной коры выделяются две крупнейшие тектонические провинции: древняя (преимущественно докембрийская) Восточно-Антарктическая платформа и фанерозойский Западно-Антарктический подвижный пояс. В пределах рифтовой коры выделяются обширнейшие осадочные бассейны, расположенные на континентальной окраине Антарктиды и в ее внутренних районах вдоль границ тектонических блоков. Там же локализованы и протяженные мезозойские и кайнозойские вулканические провинции (пояса?). Океаническая кора образует самые периферические глубоководные зоны Антарктики. Она изучена очень поверхностно и в связи с этим мало отличается от коры других океанических пространств.

Древняя Восточно-Антарктическая платформа (ДВАП). Примерно половину ДВАП образует кристаллический Антарктический щит, образованный докембрийскими метаморфическими комплексами фундамента платформы, местами прорванными эпидокембрийскими интрузиями. Как правило, эти интрузии обозначают тектоно-магматическую активизацию платформенного режима. Подледное разграничение Антарктического щита

и области преимущественного развития платформенных чехлов проведено весьма условно, главным образом по характеру подледного рельефа, и подкреплено лишь крайне скудными геофизическими данными о вероятной геологической природе коренного ложа. К щиту отнесена та часть подледной территории, в пределах которой основание ледникового покрова практически повсеместно находится значительно выше уровня моря, местами достигая отметок ~82000 м.

В тыловой зоне Трансантарктических гор и юго-восточном секторе материка подледное коренное ложе расположено заметно ниже: чаще всего оно находится вблизи уровня моря в интервале абсолютных отметок от -500 до +500 м, местами опускаясь до -1000 м и глубже. Это может свидетельствовать о преобладании здесь структур платформенного типа, характеризующихся присутствием как древних чехлов "плитного" типа, так и относительно молодых бассейновых (рифтогенных?) комплексов. Тем не менее в ряде случаев в этой платформенной области под льдом и на дневной поверхности возвышаются отдельные кристаллические массивы: хребет Шеклтона и Земля Адели.

В обнаженных районах щита выделяются раннедокембрийские протократоны и структуры протерозойского подвижного пояса.

Раннедокембрийские протократоны обнажены в северо-западной части Земли Королевы Мод, на севере Земли Эндерби, в оазисе Вестфолль, в южной части гор Принц Чарльз и на о-вах Рёуэр (район ледников Ламберта и Эймери), на мысе Шарко и в оазисе Обручева (район ледника Денмана), на Земле Адели и хребте Шеклтона. Строение протократонов в значительной степени индивидуально, что связано, вероятно, с их позднедокембрийской историей. Самым древним, самым большим и хорошо сохранившимся является Нейпирский протократон Земли Эндерби, внутрикоровая история которого началась до 3900 млн лет назад (млн л. н.), а кратонизация завершилась в раннем палеопротерозое около 2400 млн л. н. Протократон целиком принадлежит к разряду гранулит-гнейсовых областей, сложенных преимущественно плутоническими ортогнейсами и кристаллическими сланцами, которым подчинены фрагменты супракрустальных поясов особенного состава [Равич, Каменев, 1972]. Метаморфизм Нейпирского протократона характеризуется уникальными физико-химическими условиями гранулитовой фации (т. е. чрезвычайно высокими температурами и повышенными давлениями). В узких полосах с юга, северо-запада и востока протократонные комплексы переработаны в протерозое. К разряду гранит-зеленокаменных областей относится тоже обширный Рукерский протократон на юге гор Принц Чарльз. Он состоит из преимущественно архейских инфраструктурных ортогнейсов среднего-кислого состава и палеопротерозойских супракрустальных толщ зеленокаменных поясов, отличающихся умеренной степенью метаморфизма. Наименее метаморфизованными (зеленосланцевая фация) в Рукерском протократоне являются умеренно складчатые вулканогенно-осадочные толщи, содержащие силлы и дайки метадиабазов и толщи джеспилитов. Представляется вероятным, что они принадлежат к реликтам троговых комплексов протоплатформенного чехла.

Возможным аналогом Рукерского протократона является участок на северо-западе Земли Королевы Мод - Ричерскии протократон, где архейский кристаллический фундамент, представленный гранитами и базитами, обнажен очень редко, а троговые слабодеформированные вулканогенно-осадочные комплексы мезопротерозойского чехла, прорванные интрузивными траппами, прекрасно сохранились в плече современной рифтовой зоны. В остальных протократонных участках интенсивная протерозойская переработка существенно изменила их гранулит-гнейсовый или гранит-зелено-каменный облик, однако среди архейских реликтов повсюду присутствуют гранулитовые парагенезисы. Геодинамическая обстановка становления ядер раннедокембрийской стабилизации продолжает оставаться одной из фундаментальных проблем глобальной геологии. Общепризнано, что решение этой проблемы не достигается на базе актуалистического подхода, возможности применения которого к глубокому докембрию обычно ограничиваются сопоставлением зеленокаменных поясов с континентальными рифтовыми зонами или с островодужными комплексами конвергентной окраины.

Для протерозойского подвижного пояса характерно формирование большинства слагающих его орто- и парапород в условиях амфиболитовой и гранулитовой метаморфических фаций преимущественно в конце мезо-протерозоя и начале неопротерозоя, с пиком тектоно-термальной активности на рубеже около 1000 млн л.н. (гренвильская эпоха).

Изотопно-геохимический "образ" протерозойского подвижного пояса (Вегенер-Моусонского, по Е. Н. Каменеву) складывается из двух отчетливых возрастных пиков в интервале 1400-900 и около 500 млн лет, а также довольно широкого спектра более древних возрастных "меток". Первый пик обычно интерпретируется как время главных фаз деформаций и метаморфизма в условиях высокой амфиболитовой и гранулитовой фаций и может складываться из нескольких близких по возрасту событий, проявившихся в различных районах, а многочисленные более древние "метки" указывают на то, что исходные породы, подвергавшиеся этим процессам, представляли собой некий более древний континентальный субстрат или по крайней мере содержали продукты его размыва. В некоторых случаях изотопные данные позволяют предположить, что на ограниченных по площади участках в гренвильскую эпоху происходило не только преобразование более древней континентальной коры, но также ее частичное наращивание за счет новых порций сиалического вещества, выплавлявшегося в это время из мантии. Высокобарические эклогитоподобные породы и ультрабазиты обнаружены только в хр. Шеклтона, где они ориентировочно датируются в интервале от 1000 до 500 млн лет [Talarico et al., 1999]. Тем не менее даже эта единичная находка позволяет ставить вопрос об участии глубинного мантийного или нижнекорового вещества (по крайней мере локальном) в строении гренвильского пояса.

Таким образом, с геодинамических позиций протерозойский подвижный пояс Восточной Антарктиды предстает как "гренвильский" сутурный шов, сформировавшийся вблизи рубежа мезо- и неопротерозоя. Причины и механизм возникновения этого шва пока остаются неясными. Наиболее популярная точка зрения рассматривает этот процесс, как следствие амальгамации Антарктиды и других южных материков в составе суперконтинента Родиния, т. е. увязывает его с возникновением и закрытием неких мезопро-терозойских океанов и сопутствующими субдукционно-коллизионными явлениями. С нашей точки зрения, представление о суперконтиненте Родиния как исторически самостоятельной мегаформе литосферы, существование которой было отделено периодами дрейфа материков как от предшествующего их пребывания в составе Пангеи, так и от последующего воссоединения в виде Гондваны, не находит убедительного подтверждения в антарктических данных.

Более правдоподобным представляется вывод о том, что начиная с глубокого докембрия Антарктида и ее северные соседи были частями изначального суперконтинента, который примерно в середине-конце мезопро-терозоя испытал растяжение с образованием системы ослабленных зон, обозначившихся в виде внутриматериковых рифтов. Степень растяжения и переработки континентальной коры в этих рифтах была скорее всего неодинаковой, но в подавляющем большинстве случаев (по крайней мере в пределах антарктического блока) дело не дошло до ее раскола и существенного раздвига. Возможными исключениями являются упоминавшийся выше район хр. Шеклтона, где присутствуют определенные признаки ремобилизо-ванного мантийного субстрата, а также так называемый Фишерский комплекс в центральной части гор Принц Чарльз, в составе которого присутствуют метаморфизованные эквиваленты известково-щелочных плутонических ассоциаций. Однако даже с учетом этих примеров локального участия океанического субстрата в формировании гренвильской сутуры, ее природа остается, на наш взгляд, в основном энсиалической, т. е. обусловленной главным образом процессами растяжения и сжатия континентальной литосферы без ее полного разрыва. Вероятно, что в течение "гренвильского" цикла этот огромный материковый массив сначала испытал воздействие рифтин-га с элементами раздвига, но не подвергся распаду, а напротив, восстановил затем свою целостность путем "спайки" ослабленных рифтовых швов.

Согласно распространенной точке зрения, постгренвильская Родиния в течение неопротерозоя испытала полную дезинтеграцию с образованием нескольких изолированных континентов и разделяющих их обширных океанов, а в раннем палеозое опять произошла амальгамация материковых масс в новый суперконтинент Гондвана, в становлении которого главная роль принадлежала коллизионным процессам, запечатленным раннепалео-зойским пиком изотопных возрастов [Shackleton, 1996]. Мы не обнаружили в изученных материалах убедительных доводов в пользу этой гипотезы. Явные следы широкомасштабной раннепалеозойской конвергенции отсутствуют, и хотя на локальных участках предполагается наличие небольших массивов синкинематических ортогнеисов и гранитов, говорить о региональных метаморфических преобразованиях продуктов глубинного анатексиса и новообразовании сколько-нибудь заметных количеств первичного сиалического вещества не приходится. Напротив, раннепалеозойский пик в подавляющем большинстве случаев оказывается связанным с интрузивными проявлениями тектоно-термальной активизации, обусловившей наложение структурной переработки и повторного метаморфизма на вмещающие гренвильские комплексы. Наиболее яркими выражениями этой активизации служат крупные анорогенные плутоны анортозитов и граносиенитов, покровно-надвиговые структуры и сдвиговые срывы в локально развитых супракрустальных эокембрийски.х-раннепалеозойских толщах, перекристаллизация древних метаморфических пород с сопутствующим изотопным "омоложением" и т. д.; причем все эти явления регистрируются преимущественно в пределах "гренвильской" сутуры и в гораздо меньшей степени присущи древним ядрам.

Таким образом, в нашем понимании протерозойский подвижный пояс предстает как долгоживущий очаг энсиалической тектонической активности, которая после стабилизации гранулито-гнейсовых и гранит-зеленока-менных областей в раннем докембрии сосредоточилась в межкратонных промежутках первозданного прото-суперконтинента. В этих зонах первичная континентальная литосфера в течение значительной части протерозоя (вплоть до рубежа докембрия и фанерозоя) могла подвергаться различным по интенсивности импульсам растяжения, которые, возможно, вызывали появление локальных океанических раскрытий, но не приводили к полному распаду сиалического мегаблока с началом дрейфа его фрагментов и развитием спрединга.

Фанерозойский Западно-Антарктический подвижный пояс (ФЗАПП). Структура ФЗАПП, в отличие от структуры ДВАП, формировалась преимущественно в фанерозое. ФЗАПП состоит из нескольких разнородных по строению, протяженности и времени формирования складчатых систем и складчатых зон (см. рис. 1), несущих лишь следы преобразования мезозойско-кайнозойским рифтогенезом. Они расположены кулисообразно и последовательно омолаживаются в направлении от платформы к современной тихоокеанской окраине материка, в совокупности традиционно именуясь тихоокеанским складчатым обрамлением Восточно-Антарктической платформы.

Главными звеньями ФАПП являются: протяженная раннепалеозойская Росская складчатая система Трансантарктических гор и Земли Мэри Бэрд, которая на северо-востоке переходит в раннемезозойскую Элсуэртскую складчатую зону подковообразной формы, отделяющую бассейн моря Уэдделла от внутриматериковых впадин Западной Антарктиды и бассейна моря Росса; среднепалеозойско-раннемезозойская энсиалическая магматическая дуга, занимающая центральную и восточную части Земли Мэри Бэрд и о. Терстон и выделяемая нами в качестве самостоятельной Амундсенской складчатой системы; и сложно построенная система эпиконтинентальных дуговых мезозойско-кайнозойских структур Антарктического полуострова и прилегающих к нему островов (Антарктанды).

За исключением ограниченных по размерам участков во фронтальной зоне Антарктанд, где в составе аккреционных призм идентифицированы океанические базальты и/или продукты их метаморфической переработки, практически все звенья ФЗАПП несут следы заложения и развития на до-кембрийском кристаллическом цоколе. Наиболее убедительным геологическим доводом служит нунатак Хааг - изолированный выход "гренвильских" гранитогнейсов с возрастом около 1000 млн лет, расположенный в центре Западной Антарктиды между основанием Антарктанд и Росской складчатой системой.

Росская складчатая система в свете современных данных возникла на месте протяженного рифтоподобного прогиба, испытав бурное, хотя и относительно кратковременное развитие в интервале от 550 до 450 млн лет. По времени заложения и инверсии, а также по своей энсиалической природе этот прогиб сопоставим с зонами "панафриканской" активизации Восточной Антарктиды, но в отличие от них содержит комплекс супракрустальных толщ. Несмотря на довольно узкий (кембро-ордовикский) стратиграфический диапазон, их разрезы характеризуются значительными амплитудами мощностей, сильной изменчивостью формационного состава и интенсивности деформаций, а также обилием преимущественно посткинематических интрузий. Это придает росскому складчатому фундаменту характерный пестрый структурно-литологический облик и свидетельствует о сильной дифференцированности и значительной амплитуде движений доросского фундамента как на стадии формирования родоначального прогиба, так и в ходе орогенной ремобилизации его инфраструктуры.

Геодинамическая обстановка Росской складчатой системы увязывается с эволюцией палеотихоокеанской "рифтовой окраины" Восточно-Антарктического континента. Предполагается, что, возникнув вблизи рубежа докембрия и палеозоя вдоль некоторого океанического раскрытия, эта пассивная окраина к началу ордовика уже переродилась в активную росскую окраину, под которой произошло поглощение только что образовавшейся океанической коры. Росский ороген выступает, таким образом, в качестве раннепалеозойской ("панафриканской") сутуры между Восточной Антарктидой и континентальным массивом Западной Антарктиды, предположительно включавшим в то время также Новозеландский блок. Росская складчатая система перекрыта комплексом недислоцированных вулканогенно-осадочных формаций. Этот комплекс в полных разрезах состоит из девонско-три-асовых кластических отложений (супергруппа Бикон), повсеместно пронизанных силлами юрских долеритов и местами увенчанных покровами одно-возрастных базальтов.

Элсуэртская складчатая зона представлена характерными для росско-го комплекса кембрийскими карбонатно-терригенными и вулканогенными формациями и перекрывающими их кластическими осадочными отложениями среднего-верхнего палеозоя. По стратиграфическому разрезу и фаци-альному составу последние аналогичны типичному биконскому чехлу Трансантарктических гор, отличаясь от него большей мощностью и интенсивной дислоцированностью. Геодинамическая природа уэдделльского (или гондванского) сжимающего стресса остается пока главной загадкой геологии района гор Элсуэрт-Пенсакола.

Амундсенская складчатая система является наименее изученным звеном ФЗАПП как в силу своей труднодоступности, так и по причине крайне слабой обнаженности. Слагающие ее породы вскрыты в разрозненных коренных выходах вдоль побережья и представлены главным образом разнообразными гранитоидами, наиболее древние из которых датируются изотопными методами как ордовикские. Такой же возраст имеют некоторые из встречающихся здесь же разновидностей метаморфических образований, что позволяет предполагать существование раннепалеозойского кристаллического субстрата. Этот субстрат является либо сиалическим (росским?) фундаментом, на котором в среднем-позднем палеозое начала надстраиваться магматическая дуга, либо продуктом начальных стадий формирования на некотором еще более древнем континентальном основании.

Главный этап магматической эволюции дуги наступил в конце палеозоя и продолжался в течение, большей части мезозоя. О бурной магматической деятельности на протяжении всего этого периода можно судить по широкому разбросу изотопных датировок разнообразных плутонических пород известково-щелочнои серии в интервале от позднего карбона-ранней перми примерно до рубежа раннего и позднего мела. Наиболее распространенными из них являются гранитоиды, в меньших количествах встречаются разновидности среднего-основного состава; присутствуют также ортогнейсы позднепалеозойского возраста, возможно, являющиеся синкинематически-ми образованиями и тем самым дополнительно свидетельствующие о вероятном проявлении примерно в это время главной фазы деформаций в Амундсенекой складчатой системе.

Эффузивные проявления магматизма мезозойского этапа развития дуги представлены субгоризонтально залегающими, преимущественно пирокла-стическими толщами с подчиненными лавами среднего-кислого состава. Их возраст, судя по изотопным датировкам, укладывается в основном в пределы раннемеловой эпохи (возможно, с захватом самого конца юры).

Таким образом, главное содержание геологической истории Амундсен-ской складчатой системы на протяжении среднего-позднего палеозоя и большей части мезозоя определяет ее принадлежность к категории энси-алических магматогенных структур, в эволюции которых более значительная роль принадлежит массовой ремобилизации глубинного вещества литосферы, чем аккреции осадочной супраструктуры.

В отличие от типовых россид, полный цикл эволюции которых укладывается примерно в 100 млн лет, формирование Амунд сенекой магматической дуги продолжалось по крайней мере 150-200 млн лет, что может указывать на большую длительность процессов субдукции и как следствие - на вероятность существования в течение этого периода уже значительно более обширного океана, продуцировавшего поглощаемую кору.

Антарктанды являются одним из наиболее доступных и относительно обнаженных горных районов материка и служат ареной геологических исследований с середины прошлого века. Магматическая дуга Антарктанд имеет континентальную предысторию, начавшуюся с протерозоя. Косвенно об этом свидетельствует тот факт, что многие из магматических и метаморфических пород содержат отчетливые геохимические "метки" протолитов, возраст которых достигает 2000 млн лет и более. Прямые свидетельства существования домезозойского фундамента ограничены всего одним выходом ортогнейсов, которые, судя по изотопным данным, образовались около 500 млн лет назад из сиалического корового субстрата с возрастом не менее 1000 млн лет. Осадочная супраструктура дуги начала формироваться, вероятно, в середине-конце палеозоя, т.е. более или менее одновременно с импульсами ремобилизации кристаллического цоколя.

В истории развития Антарктанд, согласно Р. Панхёрсту и И. Миллару [Pankhurst, Millar, 2000], выделяются четыре главные фазы магматической деятельности: пермо-триасовая фаза (с двумя эпизодами на рубежах 260-230 и 225-200 млн лет), которую связывают с наиболее ранними процессами развития конвергентной окраины вдоль Антарктического полуострова; юрская фаза (приблизительно в интервале от 185 до 155 млн лет), обусловленная рифтингом и началом раскола тихоокеанской окраины Гондваны в результате термального влияния мантийного плюма Карру; меловая-палеоценовая фаза (от 145 до 55 млн лет при наиболее активном проявлении в интервале 125-100 млн лет), представляющая собой результат интенсивной субдукции тихооокеанских плит, и заключительная, миоцен-четвертичная фаза (от 15-10 до менее 1 млн лет), представленная "постсубдукционными" магнезиально-щелочными базальтоидами - дериватами вещества подкоровых уровней, мобилизуемого мантийным апвеллингом сквозь "окна" в субдуцированной пластине.

В течение палеозоя и большей части триаса Антарктанды развивались, вероятно, в составе пассивной окраины гондванского суперконтинента. Эта окраина испытывала импульсы транстенсивно-транспрессивных деформаций, в ходе которых напряжения растяжения (фазы континентального рифтинга) чередовались с напряжениями сжатия (фазы глубинного корового анатексиса и внесубдукционного орогенеза, достигшего максимальной интенсивности в начале триаса). В конце триаса, по-видимому, наступила кратковременная эпоха субдукции и сопутствующей трансформации пассивной окраины в активную. Эти процессы на рубеже триаса и юры обусловили аккрецию осадочных призм и появление первых интрузий известково-щелочнои серии, после чего субдукция приостановилась. В результате прекращения конвергентных явлений позднетриасовая активная окраина в течение ранней юры подверглась денудации и в начале среднеюрскои эпохи вновь стала ареной интенсивного рифтогенеза, на этот раз непосредственно предшествовавшего расколу Гондваны. Мощные проявления юрского кислого (корового) магматизма продолжались до рубежа юры и мела, когда в ходе распада Гондваны произошло обособление Антарктического полуострова в виде собственно дуговой структуры, отделившейся от остальной континентальной массы благодаря начавшемуся разрастанию задугового бассейна моря Уэдделла. Одновременно на фронтальном фланге дуги возродилась субдукция, и установившийся с этого момента режим активной окраины просуществовал вплоть до ее отмирания, возраст которого последовательно омолаживался от раннего палеогена на юге до среднего плиоцена на севере.

Осадочные бассейны на континентальной окраине Антарктиды. Преобладающая часть континентальной окраины Антарктиды образовалась в результате рифтогенеза и распада Гондваны и является пассивной зоной перехода от континента к океану, и лишь небольшой ее фрагмент на юго-восточном замыкании Тихого океана (вдоль Антарктического полуострова) в течение мезозойско-кайнозойского времени представлял собой конвергентную границу плит, прекратившую свое развитие в интервале времени от позднего палеоцена до миоцена. Основными особенностями современного шельфа Антарктики являются относительно большие глубины моря, составляющие в среднем 400-600 м, а также некоторое проседание поверхности дна около суши, обусловленное нагрузкой антарктического ледового покрова и экзарационно-аккумулятивной деятельностью ледника в недавнем прошлом. Прямые данные о возрасте и составе осадочного чехла континентальной окраины Антарктиды получены в ходе бурения (программы DSDP, ODP, бурение с дрейфующего льда, всего 17 скважин).

Строение и эволюция пассивной континентальной окраины Антарктиды определялись процессами распада гондванского суперконтинента на протяжении примерно 160 млн лет. Поэтому различные ее сегменты характеризуются широким возрастным диапазоном осадочного разреза [Lawver et al., 1992]. Мощность осадочного чехла практически на всей подводной окраине превышает 3 км, достигая наибольших значений в серии осадочных бассейнов, среди которых наиболее крупными являются бассейны морей Уэдделла, Содружества, Росса и бассейн континентальной окраины Земли Уилкса (рис. 2). В составе осадочного чехла пассивной континентальной окраины выделяются два основных седиментационных комплекса позднемезозо-зойско-кайнозойского возраста (рис. 3), отвечающих соответственно рифтовой и пострифтовой (океанической) фазам развития (син- и пострифтовый комплексы). В верхнем из этих комплексов развиты отложения ледникового и ледниково-морского генезиса, отличающиеся наличием проградацион-ных толщ с преобладанием в их составе несортированных и нестратифици-рованных (или слабостратифицированных) алеврито-глинистых осадков с включениями более грубообломочного материала (диамиктитов). Формирование этих отложений связывают с развитием в Антарктике материкового оледенения в позднеэоценовое-олигоценовое время и неоднократным наступлением ледника к краю шельфа в периоды гляциальных максимумов, что сопровождалось активным выносом теригенного материала в область континентального склона [Cooper et al., 1991]. В отдельных случаях в основании осадочных бассейнов могут присутствовать дорифтовые (платформенные или молассоидные) отложения преимущественно палеозойского возраста (см. рис. 3).

Наиболее крупный осадочный бассейн расположен на шельфе южной части моря Уэдделла и его подледном продолжении под шельфовыми ледниками Фильхнера и Ронне (см. рис. 2). Эволюцию этого бассейна объясняют интенсивным растяжением (рифтогенезом) земной коры в среднеюрское время, возникшим в обстановке окраинного моря между вулканической дугой Антарктического полуострова и Восточно-Антарктическим кратоном и под влиянием мантийного плюма Карру, который внедрился под литосферу центральной Гондваны в период, предшествующий началу ее дезинтеграции. Мощность мезозойско-кайнозойских осадочных образований в центральной части бассейна достигает 12-15 км, при этом 8-10 км приходится на рифтовый комплекс. Мезозойско-кайнозойский бассейн предположительно подстилается мощной (до 10-12 км) толщей палеозойских консолидированных отложений, аналогичных осадочным отложениям гор Пенсакола и Элсуэрт. По имеющимся представлениям, бассейн моря Уэдделла продолжается под широким (200-400 км) шельфом на восточной континентальной окраине Антарктического полуострова, где мощность осадков составляет 5-10 км, и представляет здесь задуговую структуру окраинного моря с континентальной корой рифтового типа на шельфе и океанического типа в подножии континентального склона.

Вдоль восточной окраины моря Уэдделла и далее в море Лазарева в основании достаточно тонкого (0,5-2 км) покрова пострифтовых осадочных образований развит мощный (до 5-7 км) осадочно-вулканогенный комплекс (см. рис. 1) среднеюрского возраста, в составе которого предполагается преобладание базальтовых лав [Leitchenkov et al., 1996]. Интенсивный вулканизм, обусловивший формирование этого комплекса, связывают с ап-веллингом горячей астеносферы, т.е. внедрением мантийного плюма Карру на ранней стадии распада Гондваны.

В море Рисер-Ларсена (приграничная акватория Атлантического и Индийского океанов) большая часть континентальной окраины скрыта под льдом, но предполагается, что она незначительна по ширине, а мощность осадочного чехла в ее пределах не превышает 2-3 км (см. рис. 2). С запада и востока море Рисер-Ларсена ограничено хребтами Астрид и Гуннерус, вытянутыми от внутреннего шельфа в северном направлении на 200 и 500 км соответственно и представляющими собой опущенные на глубину 1000-1200 м блоки фундамента Восточно-Антарктического кратона. По возрасту рифтогенеза, закончившегося спредингом океанического дна, море Рисер-Ларсена делится на две части. В западной половине (западнее 20° в. д.) этот процесс начался в позднеюрское время, знаменуя раннюю фазу разделения Восточной и Западной Гондваны, тогда как в восточной - в конце раннего мела, предваряя распад Восточной Гондваны (отодвигание о-ва Мадагаскар и Мадагаскарского хребта от Антарктиды).

Наиболее крупным структурным элементом пассивной континентальной окраины Антарктиды в Индийском океане является осадочный бассейн моря Содружества, расположенный на подводном продолжении крупнейшей в Антарктике внутриконтинентальной рифтовой системы ледников Ламберта-Эймери (см. рис. 3). Мощность осадочного чехла достигает здесь 10 км на шельфе и 8 км в подножии континентального склона. Заложение осадочного бассейна предположительно произошло в конце палеозоя, на раннем этапе рифтогенеза, который возобновился в позднеюрское время, предваряя разделение Антарктиды и п-ова Индостан. На шельфе моря Содружества развиты пермско-триасовые и юрско-раннемеловые рифтогенные отложения континентального генезиса (мощностью 6-8 км), раннемеловые пострифтовые флювиальные и морские отложения (2-4 км) и постэоценовые ледниково-морские осадочные (до 2 км). Бассейн моря Содружества выделяется среди других бассейнов Антарктики аномальным растяжением земной коры, которое, вероятно, превышает 200%.

Линейно вытянутый осадочный бассейн Земли Уилкса занимает шельф, континентальный склон и его подножие. Мощность осадочного чехла практически повсеместно превышает 5 км [The antarctic..., 1986]. Средняя ширина открытого шельфа - около 150 км, но в отдельных местах увеличивается до 250-300 км. Образование бассейна началось в раннемеловое время в результате медленного растяжения земной коры (рифтогенеза) между Австралией и Антарктидой, которое закончилось спредингом морского дна только в конце позднемелового времени. В основании бассейна, возможно, залегают дорифтовые (палеозойские) осадочные образования докембрийской антарктической платформы, предположительно развитые на прилегающей суше (см. рис. 1) и известные на сопряженной окраине Австралии. На востоке бассейн континентальной окраины Земли Уилкса ограничен трансформной окраиной Земли Виктории с узким шельфом и крутым континентальным склоном, которые, как предполагается, сформировались в ходе финальной фазы разделения Австралии и Антарктиды в позднем палеогене. Трансформная окраина переходит в крупнейший шельфовый осадочный бассейн моря Росса, общая протяженность которого составляет около 1500 км.

Отличительной чертой строения бассейна моря Росса является наличие трех субпараллельных рифтовых структур [Geology..., 1995]. В эволюции рифтовых структур прослеживаются две фазы развития: ранняя, которая связана с отделением континентального блока Новой Зеландии/плато Кэмпбелл от Антарктиды в позднем мелу и ответственна за начальное формирование всех рифтовых грабенов; и поздняя, охватившая преимущественно западную часть моря Росса. Поздняя фаза развития, вероятно, была обусловлена существенным изменением состояния верхней мантии, что привело к поднятию Трансантарктического хребта, сопряженному опусканию вдоль его подножия и активному проявлению щелочно-основного магматизма. По времени это событие охватывает неоген (возможно, конец палеогена) и четвертичный период. Общая мощность осадочного чехла бассейна моря Росса меняется в широких пределах от десятков метров на поднятиях фундамента до 8,5 км в восточном рифте (5,3 км в центральном и более чем 14 км в западном). В составе чехла присутствуют позднемеловые рифтогенные отложения (до 6-8 км) и пострифтовые, преимущественно ледниково-морские отложения (до 4-5 км). Бассейн моря Росса является частью одной из крупнейших в мире рифтовых систем, которая расположена между Восточной и Западной Антарктидой и протягивается с востока на запад почти на 3 000 км при ширине от 200 до 800 км.

Пассивная континентальная окраина Западной Антарктиды изучена очень слабо. Известно лишь, что относительно узкий шельф (около 100 км) вблизи моря Росса постепенно расширяется в восточном направлении до 300-350 км. В этой части возможно существование осадочного бассейна постпозднемелового возраста с мощностью чехла более 3 км. Бывшая активная тихоокеанская окраина вдоль Антарктического полуострова отличается от окраины Южной Америки широким шельфом, который в отдельных местах достигает 400-500 км. В пределах шельфа развиты позднекайнозой-ский преддуговой бассейн с осадочным чехлом мощностью более 2 км и сопряженное с ним поднятие фундамента, ограничивающее бассейн со стороны океана. Наибольшая мощность осадочных образований (более 6 км) наблюдается в подножии континентального склона. Значительная часть этих отложений накопилась в ледниковый период за счет очень активного выноса терригенного материала ледниками Антарктического полуострова.

С развитием активных окраин в Антарктике эволюционно связана серия небольших по площади кайнозойских задуговых бассейнов [Maldonado et al., 1998]. Два из них расположены в северо-восточной части моря Уэдделла и обусловлены конвергенцией Антарктической плиты (в море Уэдделла) и плиты Феникс (в Тихом океане). Бассейны развивались в результате рифтогенеза и спрединга морского дна в позднем эоцене-миоцене, после чего утратили свою активность и были частично скомпенсированы осадками. Мощность чехла составляет здесь 2-3,5 км. Еще один линейный задуговый бассейн шириной около 100 км представлен рифтовой структурой пролива Брансфилд, расположенной вдоль северной оконечности Антарктического полуострова. Его развитие началось в позднем олигоцене и продолжалось до раннего миоцена, в результате чего накопилось более 6 км вулканогенно-осадочных толщ. В плейстоцене тектоническая активность возобновилась и продолжается до сих пор.

Потенциальные минеральные ресурсы Антарктики

Рудопроявления и минерагенические провинции Антарктиды. Рассмотренное выше тектоническое районирование надежно связывает Антарктику с глобальными структурами земной коры: 1) с гипотетической древней платформенной Гондваной, 2) с восточной ветвью фанерозойского Тихоокеанского подвижного пояса, 3) с планетарной системой глубинных разломов, в которой на неотектоническом этапе ведущую роль играют рифты.

Древние платформы Африки, Южной Америки, Австралии и Индии, составлявшие вместе с Антарктидой Гондвану, чрезвычайно богаты крупными и уникальными месторождениями ценных полезных ископаемых, таких как золото, платиноиды, алмазы, драгоценные камни и самоцветы, а также черные, цветные и редкие металлы, уран и редкоземельные элементы, неметаллы и горючие полезные ископаемые (в первую очередь нефть и уголь). Большинство месторождений металлов связано там с обстановками гранит-зеленокаменных поясов и древних чехлов протократо-нов, а горючих полезных ископаемых - с молодыми рифтогенными осадочными бассейнами. Глубинные разломы контролируют локализацию продуктов палеозойско-мезозойского платформенного магматизма, ответственного за месторождения алмазов, редких металлов и редкоземельных элементов.

Южноамериканский отрезок восточной ветви Тихоокеанского подвижного пояса отличается крупными месторождениями серебра, золота, меди, полиметаллов, олова, вольфрама и молибдена, ртути и сурьмы. Большинство месторождений связано с кислыми интрузиями и разнообразными вулканогенными образованиями мезозоя и кайнозоя.

Внутриконтинентальные осадочные бассейны Гондванских материков содержат огромные запасы каменного угля, а осадочные бассейны на шельфах отличаются высокой нефтегазоносностью. Есть все основания полагать, что такие же полезные ископаемые скрываются и в недрах Антарктиды (рис. 4). Доказательствами этому служат уже определенные в Антарктиде по геологическим данным и по обнаруженным рудопроявлениям минераге-нические провинции, а также выявленные специфические потенциально рудоносные геологические формации. В связи с естественными природными отличиями различных частей Гондваны в тех недрах Антарктиды, которые существенно отличаются от недр других гондванских континентов, например, в уникально метаморфизованных образованиях Нейпирского прото-кратона Земли Эндерби, возможны открытия новых типов месторождений полезных ископаемых.

В частично обнаженных горных районах Антарктиды обнаружен ряд проявлений рудных и нерудных полезных ископаемых, в подавляющем большинстве представленных ограниченной минерализацией или выявленных по результатам геохимического опробования горных пород. Места наиболее крупных (железо, уголь) и интересных рудопроявлений показаны на рис. 5. По результатам изучения некоторых рудопроявлений представилась возможность выделить даже некоторые минерагенические провинции и пояса.

В фундаменте Нейпирского протократона ДВАП выявлена железорудная провинция, рудоносность которой связана с реликтами поясов супракру-стальных пород, в которых присутствуют массивные и полосчатые гранат-пироксен-магнетит-кварцевые кристаллические сланцы. Они образуют клинья, линзы и жилообразные тела с содержанием магнетита 60-90%. Полосчатые железистые кварциты слагают целые нунатаки. С реликтами поясов супра-крустальных пород соседствуют метаморфизованные расслоенные основные и ультраосновные породы, которые являются потенциальными источниками платиноидного, медно-никелевого и хромитового оруденения. Меднорудная с никелем вкрапленность обнаружена в пластовых телах мета-ультрабазитов на морском побережье. В Вестфольском протократонном блоке, близком по строению к Нейпирскому протократону, в метаморфизованных расслоенных габброидах обнаружены высокие содержания платиноидов. Мощные толщи своеобразных рутилсодержащих магнезиально-глино-земистых (шпинелевых, силлиманитовых, кордиеритовых, гиперстеновых) кварцитов могут оказаться золотоносными. В архейских пегматитах, ассоциирующих с чарнокитовыми гнейсами на островах залива Кейси, открыта интересная бериллиевая минерализация: богатые бериллием суринамит, таафеит, сапфирин, кордиерит, хризоберилл в ассоциации с силлиманитом, ни-обиевым рутилом и вагнеритом [Grew, 1981].

Крупная железорудная провинция, а если судить по интенсивным магнитным аномалиям, то даже железорудный пояс, прослеженный под льдом более чем на 160 км, открыта и в Рукерском протократоне. Провинция расположена, по-видимому, в пределах протоплатформенного чехла гранит-зеленокаменной области. Рудоносность связана с полосчатой железистой формацией. На горе Рукер полосчатые железистые кварциты образуют несколько отдельных линз мощностью от 4 до 50 м в осадочно-вулканогенных толщах раннего протерозоя (?) и залежь мощностью до 400 м в контакте с мощной толщей диабазов и базальтов. По простиранию эта залежь прослежена на 3 км. Грубые оценки запасов железистых кварцитов дают огромную цифру - около 850 млрд т, что эквивалентно 314 млрд т чистого железа. Следует учитывать, что в зеленосланцевой зоне с железистыми кварцитами могут быть связаны месторождения золота, платины и марганца. Относительная обогащенность марганцем иногда устанавливается по присутствию спессартина в кварцитах и корок псиломелана на поверхности метаосадков. Геологические характеристики Рукерской железорудной провинции [Равич и др., 1978] весьма напоминают характеристики раннепротерозойских авла-когенов Южной Африки, Австралии, Бразилии, богатых золотоносными конгломератами, поэтому и здесь возможно обнаружение месторождений золото-платино-ураноносных конгломератов. Повышенные содержания золота, платины и палладия отмечены в кварцевых жилах, рассекающих мета-конгломераты горы Даммет, сложенной такими толщами.

В кристаллическом фундаменте Рукерского протократона, представленном метаморфизованными в амфиболитовой фации осадочно-вулканоген-ными толщами и гранитоидными куполами, присутствуют мощные горизонты метабазитов и метаультрабазитов коматиитового состава, что позволяет прогнозировать медно-никелевые сульфидные месторождения с хромом, платиноидами и золотом. А распространение первично-кремнисто-вулканогенных образований, обилие карбонат-кварцевых и кварцевых жил с сульфидами, присутствие грубообломочных пачек пород с галькой, обломками и валунами кварца, гранитоидов и вулканитов - все это веские аргументы в пользу прогнозирования золото-кварцевых, золото-теллуридных и колчеданных полиметаллических руд (Си, Zn, W, Mo, Sb). Шеелит в шлиховых пробах из местного моренного материала встречается в этой тектонической провинции повсеместно. В участках фундамента, затронутых протерозойской или раннепалеозойской активизацией, открыта мусковитоносная и редкометальная (бериллий, литий) пегматитовая провинция.

В протерозойском подвижном поясе ДВАП выявлены: метаморфоген-ная меднопорфировая провинция на Берегу Принца Улафа, флогопитоносные провинции магнезиальных скарнов в горах Най на Земле Эндерби и в центральной части Земли Королевы Мод, апатитоносная провинция магнезиальных скарнов в хребте Шеклтона, гигантский пегматитовый пояс, протягивающийся от гор Земли Эндерби до уступа Кирванвегген на Земле Королевы Мод. В разных частях пегматитового пояса проявлена различная полезная минерализация: мусковитовая, пьезокварцевая, редкометальная (бериллиевая и литиевая), редкоземельная (монацит, алланит, самарскит, чевкинит, эвксинит-поликраз, циркон, эшинит, гадолинит, уранофан, уранинит). Возможны находки драгоценных камней и самоцветов: письменного гранита, горного хрусталя, аметиста и мориона, аквамарина и берилла, топаза, турмалина и ранообразных гранатов. Очевидно, пегматиты этого пояса принадлежат к смешанным формационным типам, связанным с полициклическими метаморфическими явлениями, что требует для их оценки тщательного изучения геологической истории провинций, в которых они возникали и формировались.

В Росской складчатой системе ФЗАПП известно только одно незначительное рудопроявление золота на Земле Виктории, найденное зарубежной экспедицией в лиственитах и альбититах зоны разлома Лантерман, а в Ан-тарктандах известен одноименный меднопорфировый пояс. Главной особенностью пояса, во многом определяющей его минерагенический облик, является присутствие огромного числа крупных гранитоидных плутонов габбро-гранитной серии. Они сопровождаются множеством мелких субвулканических интрузий, обширными дайковыми и жильными свитами пегматитов, аплитов, гранодиорит-порфиров, фельзитов, кварцевых порфиров и т. п. В них и во вмещающих вулканогенных и интрузивных породах проявлены интенсивные гидротермально-метасоматические изменения: окварцевание, пропилитизация, гумбеизация, биотитизация, хлоритизация, березитизация и др. Налицо весь комплекс интрузий и гидротермальных образований анд-ского типа, с которыми обычно связаны богатейшие минеральные ресурсы активной окраины мезозойской Гондваны от Колумбии до Новой Гвинеи. Известно более 25 мелких рудопроявлений меди, в том числе с молибденом, полиметаллами, серебром, платиноидами и золотом, на всем протяжении Антарктандской дуги от о-ва Ватерлоо до Земли Элсуэрта включительно. Судя по формационному составу осадочных и вулканогенных толщ, слагающих меднопорфировый пояс, в его пределах можно также ожидать присутствие медноколчеданных месторождений с полиметаллами и золотом в связи с андезит-базальтовыми формациями, хромовых и асбестовых месторождений в связи с гипербазитами, золото-серебряных месторождений в связи с "порфировыми" вулканическими формациями в зонах брекчирования вмещающих толщ. Сходная минерагеническая обстановка существует и в Росской складчатой системе, вышеназванное рудопроявление золота, возможно, и обусловлено этим.

Угленосные пермско-триасовые бассейны в платформенном чехле ДВАП и ФЗАПП давно известны и описаны [Каменева, Михальский, 1985; Геология..., 1990]. Запасы углей не оценивались, но совершенно ясно, что они значительны. К угленосным толщам приурочены радиоактивные аномалии и уран-ториевая минерализация.

К числу геологических объектов - указателей перспективной полезной минерализации - относятся специфические глубинные магматические комплексы, возникающие в режиме тектоно-магматической активизации в зонах глубинных разломов: дифференцированных и расслоенных основных-ультраосновных интрузий (в том числе трапповых), крупных многофазных интрузивов щелочно-ультраосновных пород центрального типа, а также даек и трубок кимберлитов и лампроитов. С первыми из них бывают связаны крупные месторождения хрома, платиноидов, никеля, асбеста, со вторыми - платиноидов, тантало-ниобатов, циркония, редкоземельных элементов, флогопита и апатита, с третьими - алмазов и золота.

Представителями интрузивных комплексов первого типа являются интрузии юрской трапповой формации в тыловой части Трансантарктических гор, включая гигантский массив Дуфек в горах Пенсакола, среднепротеро-зойские дифференцированные трапповые интрузии массива Ричер на западе Земли Королевы Мод, дифференцированные и расслоенные интрузии в центральной части гор Принц Чарльз (массивы Фишер, Уиллинг и скалы Нильссон), позднепротерозойский расслоенный анортозитовый массив Елисеева в центральной части Земли Королевы Мод. Представителями комплексов второго типа служат юрские массивы нефелиновых сиенитов центрального типа в западной части Земли Королевы Мод (Гбурек и Твура), палеозойские карбонатиты в Сухих Долинах и массивы сиенитов в центральной части Земли Королевы Мод неопределенного возраста. Третий тип характерных магматических формаций представлен: 1) ордовикскими дайками лампроитов Земли Эндерби (холмы Файф), 2) силурийскими дайками лампроитов в южной части гор Принц Чарльз, 3) позднеюрскими-раннемеловыми штоками и дайками брекчированных щелочных пикритов, мелилититов и ультраосновных фоидитов в оазисе Джетти, силлами польцинитов на южном берегу оз. Рэдок, кимберлитами в массивах Фишер и Меридит, 4) палеогеновыми лавами оливин-лейцитовых базальтов в массиве Маннинг (северная часть гор Принц Чарльз), 5) голоценовыми оливиновыми лейци-титами вулкана Гауссберг на берегу моря Дейвиса, 6) эоцен-голоценовыми щелочно-основными вулканитами Земли Мэри Бэрд, Земли Виктории и моря Росса, приполюсной части Трансантарктических гор в верховьях ледника Скотта.

Геологические предпосылки нефтегазоносности Антарктики. В основе оптимистической оценки перспектив нефтегазоносности региона лежит факт несомненного наличия в Антарктиде и на ее континентальной окраине обширнейших седиментационных бассейнов. В качестве главных положительных факторов, определяющих вероятность высокого углеводородного потенциала антарктических бассейнов, рассматриваются: 1) их огромная общая площадь (порядка 5-6 млн км², из которых 2,0-2,5 млн км2 приходится на открытый шельф и верхнюю часть материкового склона); 2) значительная (нередко более 10 км) мощность осадочного чехла и его широкий стратиграфический диапазон с доминирующим юрско-меловым интервалом, что играет ведущую нефтегазогенерационную роль во многих нефтегазоносных провинциях, в том числе на других гондванских материках; 3) наличие в осадочных толщах бассейнов потенциальных ловушек углеводородов: региональных (в том числе эрозионных) несогласий, положительных структур, зон выклинивания пластов, горизонтов осадочных пород с повышенной плотностью, дизъюнктивных нарушений и выступов фундамента; 4) широкий спектр фациальных обстановок формирования осадочных образований и наличие зрелых песчаных отложений - важнейших пород-коллекторов нефти и газа в крупных месторождениях.

Общий объем осадочного материала, заключенного в антарктических бассейнах, оценивается примерно в 30 млн км³, 70% от этого количества содержится в бассейнах морей Уэдделла, Содружества и Росса, которые по этому признаку и содержанию органического углерода в осадках самые перспективные нефтегазоносные области Антарктики.

Приблизительные оценки запасов углеводородов в Антарктике, приводимые в различных источниках, очень различны. В американской литературе начала и середины прошлого десятилетия [Mineral Resources..., 1990] диапазон оценок колебался от 25-30 до 3-6 млрд т (в нефтяном эквиваленте) при примерно 2 млрд т извлекаемых ресурсов. Подсчеты, выполненные примерно в этот же период организациями Министерства геологии СССР, ближе к более оптимистическому варианту американских исследователей: по данным ВНИИЗарубежгеологии - около 17 млрд т условного топлива (примерно поровну нефти и газа), а по оценке ВНИИОкеангеологии - для бассейнов на открытом шельфе Антарктиды - ~18 млрд т, в подледных бассейнах 13,5 млрд т и в глубоководной акватории 18 млрд т; последнюю категорию ранее в подсчеты никто не включал. Приведенные оценки вполне сопоставимы с потенциальными ресурсами шельфов других южных материков: до 6-7 млрд т условного топлива на южной окраине Австралии, свыше 3 млрд т в Бенгальском заливе, почти 5 млрд т в Мозамбикском бассейне.

Вышеописанные свойства антарктических осадочных бассейнов позволяют в будущем надеяться на обнаружение в их недрах уникальных гигантских месторождений, сопоставимых с месторождениями Западной Сибири, арктических морей и Ближнего Востока.

На рис. 4 показано распределение главных месторождений в пределах тех частей материков Южного полушария, которые прилегают к Антарктиде на реконструкции Гондваны. Нанесены также основные проявления ценных твердых полезных ископаемых, к настоящему моменту выявленные на антарктической суше и демонстрирующие высокую вероятность продолжения в Антарктиде и на ее континентальной окраине многих важнейших гондванских минерагенических провинций.

Заключение

Долговременные интересы России требуют закрепления ее приоритета, достигнутого в изучении геологии и минеральных ресурсов Антарктики за 48 лет проведения отечественных работ на шестом материке. Крупный вклад сделан Россией и в создание международного информационного потенциала в сфере геологии и минеральных ресурсов Антарктики. Этот вклад, несомненно, должен обеспечить России полноправное участие (в том числе путем выдвижения лицензионно-коммерческих инициатив) в выработке оптимального механизма регулирования возможного в отдаленном будущем освоения антарктических недр, а в еще более отдаленной перспективе - и в непосредственном осуществлении этой деятельности. Систематическое проведение геолого-геофизических исследований является одной из наиболее эффективных форм постоянного присутствия нашей страны в Антарктике, что необходимо в целях развития отечественной науки о Земле, в геополитических целях и чрезвычайно важно для решения многих современных проблем глобального естествознания и экологии.

Литература

Воронов П. С. О структуре Антарктики//Тр. НИИГА. 1960. Т. 113. С. 5-24. Геология и минеральные ресурсы Антарктиды/Ред. В.Л. Иванов, Е.Н. Каменев. М: Недра, 1990. 232 с.

Каменева Г. И., Михальский Е. В. Основные закономерности угленосных отложений в Антарктиде//Антарктика. М.: Наука, 1985. Вып. 24. С. 65-75.

Климов Л. В. О геологической структуре Антартиды//Информ. бюл. САЭ. 1964. № 47. С. 5-18.

Объяснительная записка к тектонической карте Антарктиды масштаба 1: 10 000 000/Ред. Г. Э. Грикуров. Л.: НИИГА, 1980. 84 с.

Равин М. Г., Грикуров Г. Э. Основные черты тектоники Аятартики//Совет, геология. 1970. № 1. С. 12-27.

Равин М. Г., Каменев Е. Н. Кристаллический фундамент Антарктической платформы. Л.: Гидрометеоиздат, 1972. 658 с.

Равич М. Г., Соловьев Д. С., Федоров Л. В. Геологическое строение Земли Мак-Робертсона (Восточная Антарктида). Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 230 с.

Тектоническая карта Антарктиды масштаба 1: 10 000 000/Ред. Г. Э. Грикуров. М.: Картфабрика объединения "Аэрогеология" Мингео СССР, 1978.

Ушаков С. А., Хаин. В. Е. Строение Антарктиды по геолого-геофизическим данным//Вестн. МГУ. 1965. № 1.С. 3-27.

Cooper А. К., Barret P., Hinz К. et al. Cenozoic prograding sequences of the antarctic continental margin: A record of glacio-eustatic and tectonic events//Mar. Geol. 1991. N 102. P. 175-213.

Craddock C. Tectonic map of antarctica//Geologic maps of antarctica/Ed. V.C. Bushnell,

С Craddock. N. Y., 1970. PI. XXI. (antarctic Map Folio Ser. Amer. Geograph. Soc.) Craddock C. antarctic tectonics//antarctic geology and geophysics/Ed. R.J. Adie. Oslo: Universitetsforlaget, 1972. P. 449-455.

Elliot D. H. Tectonics of antarctica: A review//J. Amer. Sci. 1975. Vol. 275-A. P. 45-106. Geology and seismic stratigraphy of the antarctic margin/Ed. A. K. Cooper et al.//antarctic Res. Ser. 1995. Vol. 68. 303 p.

Grew E. S. Surinamite, taafeite, und berillian sapphirine from pegmatites in granulite-facies rocks of Casey Bay, Enderby Land, antarctica//Amer. Miner. 1981. N 66. P. 1022-1033.

Lawver L. A., Gahagan L. M., Coffin M.F. The development of paleoseaways around antarctica. The role of the Southern Ocean and antarctica in global change: An ocean drilling perspective//antarctic Res. Ser. Amer. Geophys. Union. 1992. Vol. 56. P. 7-30.

Leitchenkov G., Miller H., Zatzepin E. Structure and Mesozoic evolution of the Eastern Weddell Sea, antarctica: History of early Gondwana break-up//Weddell Sea tectonics and Gondwana break-up/Ed. B. Storey et al. L., 1996. P. 175-190 (Geol. Soc. London. Spec. Publ.; Vol. 108).

Maldonado A., Zitellini N., Leitchenkov G.L. et al. Small ocean basin development along the Scotia/antarctic plate boundary and in the northern Weddell Sea//Tectonics. 1998. Vol. 296. P. 371-102.

Mineral resources potential in antarctica/Ed. J.F. Splettstoesser, G.A.M. Dreschhoff//antarctic Res. Ser. 1990. Vol. 51. 319 p.

Pankhurst R. J., Millar I.L. Mesozoic to Tertiary evolution of the antarctic Peninsula magmatic arc//XXXI Intern. Geol. Congr.: CD-ROM Abstracts. 2000.

Shackleton R. M. The final collision zone between East and West Gondwana: Where is it?//J. Afr. Earth Sci. 1996. Vol. 23. P. 271-287.

Talarico F., Kleinschmidt G., Henjes-Kunst F. An ophiolitic complex in the northern Shackleton Range, antarctica//Terra antarctica. 1999. Vol. 6, N 3/4. P. 293-316.

The antarctic continental margin: Geology and geophysics of offshore Wilkes Land/Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources; Ed. S.L. Eittreim, M.A. Hampton//Earth Sci. Ser. 1986. Vol. 5. 221 p.