Геология и эволюция земной коры восточной Антарктиды в протерозое-раннем палеозое

Основные защищаемые положения и их обоснование.

1. В результате новых геохронологических и геологических исследований выделены главные этапы протерозойской и раннепалеозойской тектономагматической эволюции Восточной Антарктиды в интервалах 2450-2350 (Земля Адели, оазис Вестфолль, хр. Шеклтон и др.), 1800-1700 (Земля Адели, горы Принс-Чарльз, Земля Уилкса и др.), 1500-950 (Земля Уилкса - Земля Принцессы Елизаветы - Земля Мак-Робертсона - Земля Королевы Мод), 550-500 млн. лет назад (преимущественно Земля Принцессы Елизаветы и Земля Королевы Мод). Тектонические импульсы выявлены также на рубежах 2250-2000, 850, 700, 650-550 млн. лет на отдельных участках (горы Принс-Чарльз, оазис Ширмахера, массив Вольтат), что в целом свидетельствует о значительно более сложной, чем представлялось ранее, истории развития Антарктиды в протерозое. Полученные новые результаты выявили корреляцию тектономагматических событий между отдельными районами Антарктиды и позволяют сопоставить историю ее геологического развития с главными орогеническими циклами на других материках.

Автором выполнена систематизация и обобщение литературных U-Pb данных по датированию пород методом вторично-ионной масс-спектрометрии, а также проведены специальные U-Pb исследования некоторых структурно-вещественных комплексов. Ниже приведены принципиально значимые датировки и дана краткая характеристика геологического строения отдельных районов (с запада на восток; рис. 1).

На Земле Котса развиты не деформированные и не метаморфизованные кислые вулканиты (гранофиры и письменные граниты) и дайки риолитов и микродиоритов, датированные 1112±4 млн. лет [Gose et al., 1997]. K-Ar данные (830±30 млн. лет) свидетельствуют о том, что раннепалеозойские процессы в этом районе не проявлены. (Здесь и далее, если не оговорено иначе, U-Pb метод SIMS (SHRIMP) по циркону.)

В западной части Земли Королевы Мод (к западу от Гринвича) выделяется архейская область (протократон) Грюнехогна и подвижная область Мод, испытавшая мезопротерозойский тектогенез, и частично, тектоническое воздействие в раннем палеозое. В области Мод преимущественно развиты метаосадочные толщи, а также ортогнейсы и мафические кристаллические сланцы гранулитовой или амфиболитовой фации метаморфизма. Наиболее древними датированными горными породами являются на различных участках фельзические андезитовые или базальт-андезитовые метавулканиты (1170-1130 млн. лет [Arndt et al., 1991, Jacobs et al., 2003]) или тоналит-гранодиоритовые ортогнейсы (1150-1130 млн. лет [Groenewald et al., 1995, Jacobs et al., 1996 и др.]). Метаморфизм и формирование проникающей сланцеватости датированы в диапазоне 1100-1030 млн. лет. Синкинематические гранитоиды были внедрены в интервале 1110-1050 млн. лет назад, а посткинематические гранитоиды S-типа (на некоторых участках) - 1080-1050 млн. лет назад. Раннепалеозойские процессы в этом регионе проявлены неравномерно. Никакого термального воздействия этого возраста не обнаружено в крайних западных участках, которые отделены мощной региональной зоной транскуррентного шиаринга северо-восточного простирания от областей, где эти процессы проявлены с возрастанием интенсивности в восточном направлении. K-Ar и Ar-Ar данные указывают на раннепалеозойский возраст деформаций, но в редких случаях отмечаются <реликтовые> датировки неопротерозойского (1000-800 млн. лет) возраста, что свидетельствует об унаследованном характере зоны шиаринга. На отдельных участках развиты смятые в складки пестроцветные терригенные отложения (преимущественно кварциты и конгломераты) неопротерозойского возраста (Группа Урфьелла) мощностью не менее 1650 м. На востоке региона реликтовые минеральные ассоциации свидетельствуют об условиях эклогитовой фации на рубеже 565 млн. лет назад [Board et al., 2005]; повторный метаморфизм амфиболитовой фации датирован рубежом 540 млн. лет назад.

В центральной части Земли Королевы Мод (к востоку от Гринвича до 15^o вост. долг.) в массиве Вольтат и горах Орвин распространены глубоко метаморфизованные осадочные толщи, серия бимодальных гранулитов мафическо-салического состава и салические ортогнейсы, объединенные в составе полиметаморфического гумбольдтского комплекса [Равич, Каменев, 1972]. Тела до-/синкинематических гранитоидов внедрялись в диапазоне от 1150 до 1115 млн. лет; кислые вулканиты образовались около 1130 млн. лет назад [Jacobs et al., 1998, 2003]. Метаморфизм гранулитовой фации происходил на рубеже 1090-1050 млн. лет назад и сопровождался пластическими деформациями и внедрением синкинематических гранитоидов I- и А-типа. Породы гумбольдтского комплекса испытали наложенные процессы метаморфизма гранулитовой фации, магматизма и деформаций с формированием проникающей сланцеватости. Кульминационными этапами наложенных тектонотермальных процессов являются рубежи 700 (синкинематические гранитоиды, только в оазисе Ширмахера), 600-570 (метаморфизм) и 530-515 млн. лет (метаморфизм, синтектонические гранитоиды, зоны шиаринга [Mikhalsky et al., 1997, Jacobs et al., 1998, а также новые данные автора]. На отдельных участках этого района выделяется инзельский метаморфический комплекс пород амфиболитовой фации [Равич, Каменев, 1972, Иванов, Каменев, 1990]. Метаморфизованные базальтовые порфириты этого комплекса были внедрены на рубеже 1120 млн. лет назад и е были реметаморфизованы на раннепалеозойском этапе (собственные данные). На этапе раннепалеозойского тектогенеза имело место внедрение мафических интрузивов (~540 млн. лет [Jacobs, 2004]) и крупных плутонов анортозитов и чарнокитоидов (монцонит-сиенитового ряда) ~600 и 510-500 млн. лет назад. На участке к северу от массива Вольтат вскрыт тектонический блок метаперидотитов, содержащий синкинематические фельзические жилы с возрастом 517±8 млн. лет (собственные данные), что позволяет рассматривать этот блок как единственное проявление альпинотипных перидотитов раннепалеозойского возраста в Антарктиде. Наиболее молодыми породами являются раннепалеозойские метагаббро (490 млн. лет) и известково-щелочные лампрофиры.

В восточной части Земли Королевы Мод в горах Сер-Роннане развиты породы гранулитовой фации и амфиболитовой фации (мафические гранулиты, гнейсы, тоналитовые ортогнейсы и кристаллические сланцы) в северо-восточной части территории, а также кристаллические сланцы эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фации метаморфизма в юго-западной части [Иванов, Каменев, 1990]. Внедрение протолитов тоналитовых ортогнейсов датировано рубежом 1100 млн. лет назад (U-Pb TIMS [Grew et al., 1992]), а внедрение синкинематических гранитов - интервалом 1050-950 млн. лет назад (Rb-Sr, [Shiraishi et al., 1997]). Излияние вулканитов основного-среднего состава предполагается в диапазоне 1400-1200 млн. лет назад. Метаморфизм гранулитовой фации датирован интервалом 650-630 млн. лет с последующим обновлением на рубеже 570-530 млн. лет (амфиболитовая фация) [Harley, 2003], однако эти процессы не затронули юго-западную часть территории. В этом районе развиты также салические комплексы щелочных гранитов и сиенитов с возрастом около 600 и 520 млн. лет. На побережье залива Лютцов-Хольм распространены преимущественно метаосадочные толщи гранулитовой фации (на некоторых участках - высокобарической). U-Pb изотопные исследования циркона установили возраст метаморфизма в диапазоне 550-520 млн. лет, но выявили также широкое присутствие унаследованного вещества с возрастом ~1000 млн. лет и отдельные более древние изотопные <метки> [Shiraishi et al., 2003].

В западной части Земли Эндерби, на береге Кемпа и береге Моусона развиты породы гранулитовой фации (фельзические ортогнейсы тоналитового, гранодиоритового или гранитового состава, полосчатые парагнейсы и мафические гранулиты), выделяемые в качестве рейнерского метаморфического комплекса [Равич, Каменев, 1972]. Возрастные рубежи ключевых тектонотермальных процессов составляют: внедрение протолитов ортогнейсов тоналитового состава - 1400 и 1290 млн. лет, метаморфизм - 995 млн. лет, внедрение синтектонических гранитоидов - 990 млн. лет, внедрение чарнокитов - 985 и 955 млн. лет, динамометаморфизм в пределах локальных зон шиаринга - 930 млн. лет [Young, Black 1991, Kelly, Harley, 2004 и др.]. На береге Кемпа получены реликтовые датировки циркона в ортогнейсах в диапазоне 3480-3400, 2970-2420, 2000-1800 и 1600 млн. лет назад [Kelly et al., 2002]. В восточной части Земли Эндерби распространены архейские метаморфические породы нейпирского метаморфического комплекса [Равич, Каменев, 1972] (внедрение протолитов ортогнейсов 3850 млн. лет, ультравысокотемпературный метаморфизм 2750 и 2500 млн. лет, внедрение базитовых даек 2400 (высокомагнезиальные, высококремнистые габбронорит-долериты), 1200 млн. лет назад (долериты, слабо обогащенные LILE (Крупноионные литофильные элементы K, Rb, Sr, Ba, Pb, Th)) [Sheraton, Black, 1981]), испытавших слабое наложенное термальное воздействие.

В горах Принс-Чарльз выделяются две крупные тектонические провинции [Иванов, Каменев, 1990, Tingey, 1991]: провинция мезо-неопротерозойского тектогенеза в северной части, включающая две структурно-формационные области (Биверская и Фишерская области) и раннедокембрийская провинция в южной части, включающая Рукерскую архейскую гранит-зеленокаменную область [Kamenev, 1993] и Ламбертскую область палеопротерозойского развития [Mikhalsky et al., 2006].

В пределах Рукерской области распространены гранито-гнейсовые толщи, метаосадочные и метавулканогенно-осадочные серии и гранитоиды архейского и палеопротерозойского возраста. Архейская тектоническая деятельность была завершена на рубеже около 2600 млн. лет назад (собственные данные), когда были сформированы зоны тектонического меланжа. Метаморфические толщи рассечены базитовыми дайками трех генераций (2400 высокомагнезиальные габбронорит-долериты, 1800 и 1300 млн. лет - долериты, слабо обогащенные элементами группы LILE; собственные данные). Метаосадочные толщи содержат обломочный циркон с возрастом 3200, 2800 и 2500 млн. лет [Phillips et al., 2006]. В пределах этой области известны также неопротерозойские осадочные толщи [Равич и др., 1978, Philips et al., 2005], надвинутые в северном направлении на архейские образования и содержащие малые интрузивы мафических слабощелочных базитов, а также лейкократовые перглиноземистые посткинематические гранитоиды с возрастом 520±5 млн. лет (собственные данные). Наиболее молодыми магматическими образованиями являются редкие ордовикские дайки лампроитов [Михальский и др., 1994, 1998].

Ламбертская область выделяется в центральной и северной части уступа Моусон. Исследованиями автора здесь выявлены салические ортогнейсы, парагнейсы и мраморы, а также тектонически-разобщенный комплекс метаморфизованных основных и ультраосновных пород (метагаббро, ортопироксениты, дуниты, перидотиты). Автором получены следующие датировки: 2250-2150 млн. лет (кристаллизация габбро), около 2060-2000 и 1800 млн. лет (внедрение фельзических жил, связанных с частичным плавлением и метаморфизмом гранулитовой фации). Внедрение жил, даек и мелких штокообразных тел перглиноземистых лейкогранитов датировано возрастом 500±5 млн. лет (собственные данные).

В пределах Биверской области развиты породы преимущественно гранулитовой фации метаморфизма (орто- и парагнейсы биверского метаморфического комплекса), крупные плутоны чарнокитов и редкие массивы метагабброидов и серпентинитов. Ортогнейсы включает тоналитовые, гранодиоритовые и гранитовые разновидности. Rb-Sr изохронные датировки лежат в пределах 769±36 - 1033±85 [Tingey, 1991]. Пиковые тектонические и метаморфические процессы и внедрение син- и позднекинематических гранитоидов происходили на интервале 1050-980 млн. лет назад ([Kinny et al., 1997, Boger et al., 2000] и собственные данные). Мантийные дериваты представлены редкими конформными телами метаморфизованных мафических и ультрамафических пород. Внедрение этих тел датировано рубежом 1165 млн. лет [Mikhalsky et al., 2001]. Позднетектонические плутоны чарнокитов были внедрены около 980 млн. лет назад в условиях гранулитовой фации.

Фишерская область включает несколько горных массивов в центральной части гор Принс-Чарльз. Эти участки преимущественно сложены фельзическими и мафическими кристаллическими сланцами эпидот-амфиболитовой или амфиболитовой фации метаморфизма (фишерский комплекс), плутонами метагаббро, диоритов, тоналитов, гранодиоритов и гранитов [Михальский, 1993, Mikhalsky et al., 1992, 1996, 1999, 2001, Лайба, Михальский, 2001]. Кристаллические сланцы иногда сохраняют первичные магматические текстуры и структуры, свидетельствующие о вулканогенном происхождении, а в габброидах наблюдается расслоенность. Метаосадочные породы (псаммиты, туффиты, карбонатные породы) распространены в резко подчиненном объеме. Внедрение вулканитов основного-среднего датировано рубежом 1300 млн. лет назад [Beliatsky et al., 1994, Kinny et al., 1997]. Возраст плутонических пород (габбро, тоналиты) составляет от 1290 до 1220 млн. лет ([Лайба, Михальский, 1999, Лайба и др., 2004] и собственные данные автора). Метаморфизм и деформации имели место на рубеже 1150-1100 млн. лет. На г. Мередит внедрение протолитов ортогнейсов плагиогранитового состава датировано 1294±3 млн. лет, а - гранитового состава 1105±5 млн. лет [Михальский и др., 2006]. Посттектонические гранитоиды были внедрены на различных участках на рубежах 1120 или 1020 млн. лет. На г. Мередит перглиноземистые гранитоиды с возрастом около 550 млн. лет [Лайба и др., 2006 и новые данные] образуют синтектонические массивы. Мафические дайки внедрялись на рубеже 850 млн. лет назад (Sm-Nd изохронный метод).

На Земле Принцессы Елизаветы в районе восточного борта шельфового ледника Эймери внедрение протолитов ортогнейсов тоналит-плагиогранитового состава датировано рубежом 1100 млн. лет, синкинематических гранитоидов - 540 млн. лет, а посткинематических гранитоидов А-типа 500 и 480 млн. лет назад [Manton et al., 1992 и новые данные]. Плагиогранитоиды по химическому составу сопоставимы с породами Фишерской области. Породы испытали наложенный метаморфизм гранулитовой фации на интервале времени между 550 и 500 млн. лет назад [Ziemann et al., 2005].

На побережье залива Прюдс развиты преимущественно парагнейсы гранулитовой фации метаморфизма и относительно редкие тела ортогнейсов, а также многочисленные до- и синкинематические жилы гранитоидов. В оазисе Ларсеманн внедрение кислых вулканитов предполагается на рубеже ~1100 млн. лет, а метаморфизм гранулитовой фации датирован рубежом 1000 млн. лет назад [Wang, 2003]. Внедрение синкинематических гранитоидов датировано в диапазоне от 547±9 до 514±7 млн. лет; с последним эпизодом связан повторный метаморфизм гранулитовой фации [Zhao et al., 1995, Carson et al., 1996, Harley et al., 1998]. По обломочным цирконам из парагнейсов получены датировки от 935 до 640 млн. лет, что позволяет предполагать неопротерозойский возраст осадков. В этом районе широко распространены посттектонические гранитоиды А-типа, имеющие раннепалеозойский возраст 516-500 млн. лет [Tingey, 1991, Wang et al., 2003 и собственные данные]. В горах Гров развиты глубоко метаморфизованные толщи пара- и ортогнейсов, содержащих унаследованное вещество циркона палеопротерозойского возраста. Мезопротерозойский этап развития отражен внедрением дотектонических гранитоидов (1000±30 млн. лет, собственные данные). Условия метаморфизма и пластические деформации достигли кульминации 550-500 млн. лет назад. Внедрение посткинематических перглиноземистых лейкогранитов - 503±2 млн. лет назад [Mikhalsky et al., 2001, Liu et al., 2006]. На островах Рёуер ортогнейсы датированы от 1027±27 до 998±18 млн. лет [Kinny et al., 1993, Harley et al., 1998], но на некоторых участках также отмечаются переработанные архейские породы (3400-2800 млн. лет). Наложенный метаморфизм гранулитовой фации датирован интервалом 550-500 млн. лет, однако эти датировки могут быть пересмотрены [Harley, Kelly, 2007].

Территория оазиса Вестфолль сложена преимущественно тоналит-гранодиоритовыми ортогнейсами, а метаосадочные толщи и мафические гранулиты имеют подчиненное распространение. Возраст протолитов этих пород и метаморфизма гранулитовой фации составляет около 2500 млн. лет [Black et al., 1988, Lanyon et al., 1993]. Метаморфические толщи прорваны дайками базитов, датированными 2400-2250 млн. лет (высокомагнезиальные, высококремнистые габбронорит-долериты), 1800-1750 млн. лет (высокожелезистые долериты) и 1380-1250 млн. лет (долериты, слабо обогащенные LILE) [Sheraton et al., 1987, Михальский, 1993].

В районе станции Мирный развиты (В настоящее время практически полностью перекрыты ледником) мигматизированные и гранитизированные пироксеновые кристаллические сланцы, метаморфизованные в условиях гранулитовой фации и инъецированные плагиогранитами, габброидами и чарнокитоидами. Предполагался дорифейский [Равич и др., 1964] или архейский [Грикуров, 1978] возраст метаморфизма кристаллических сланцев, а образование чарнокитоидов связывалось с раннепалеозойской активизацией фундамента. Исследованиями автора возраст метаморфизма датирован рубежом ~980 млн. лет, внедрения посткинематического жильного материала- 504±3 млн. лет, а внедрения чарнокитоидов - ~500 млн. лет назад. Необходимо подчеркнуть, что рубежом 504 млн. лет датирована порода, представляющая этап <ультраметаморфизма>, который до наших исследований относился к раннему докембрию.

Породы, по вещественному составу сопоставимые с рейнерским комплексом Земли Эндерби, развиты в оазисе Бангера. Кристаллизация протолитов наиболее ранних ортогнейсов тоналитового состава датирована возрастом 1521±29 млн. лет (U-Pb TIMS по циркону [Sheraton et al., 1992]). Пиковые условия наложенного метаморфизма сопровождались интенсивными пластическими деформациями, а возраст этих процессов датирован рубежом 1190±15 млн. лет назад [Sheraton et al., 1992]. Габброиды и чарнокиты образовались синхронно с завершающими фазами тектонической деятельности около 1170 и 1150 млн. лет назад. Дайки долеритов были внедрены вскоре после завершения этой деятельности. В этом районе известны также кембрийские дайки щелочных долеритов.

На участках в районе ледника Денмена позднеархейские метаморфические породы несут слабые изотопные признаки термальных процессов на рубежах около 1050 и 550 млн. лет назад. Здесь широко распространены салические гранитоидные комплексы А-типа с возрастом около 515 млн. лет [Black et al., 1992]. В верхнем течении ледника Денмена вскрыта толща (группа Сандау) слабо метаморфизованных грубообломочных осадочных и вулканических пород (базальтоиды) неопротерозойского возраста [Короткевич, Тимофеев, 1959].

На островах Уиндмилл развиты глубоко метаморфизованные кварц-полевошпатовые плагиогнейсы, метаосадочные породы, мафические сланцы, мигматиты, кальцифиры. Внедрение синкинематических плагиогранитоидов в целом совпадало по времени с зональным метаморфизмом амфиболитовой - гранулитовой фации и пластическими деформациями в период 1340-1310 млн. лет назад [Post, 2000]. Повторный метаморфизм гранулитовой фации и деформации имели место на рубеже 1210-1170 млн. лет назад, сопровождавшемся внедрением чарнокитов (1163±7 млн. лет). Посткинематические гранитоиды А-типа датированы возрастом 1135 млн. лет [Post et al., 1997]. Унаследованное вещество циркона имеет возраст 3000-2400 и 1800-1600 млн. лет [Post, 2000].

На Земле Адели и береге Георга V развиты преимущественно метаосадочные породы, а отдельные участки сложены ортогнейсами. В западной части этой территории возраст метаморфизма гранулитовой фации датирован рубежом около 2420 млн. лет назад [Oliver, Fanning, 1999]; ортогнейсы тоналитового состава датированы рубежами 2440 и 1850 млн. лет (U-Pb TIMS по циркону [Oliver et al., 1983, Fanning et al., 1995, Monnier et al., 1996]). Метаморфизм амфиболитовой фации с частичным плавлением метаосадочных пород зафиксирован также датировками 1709±12, 1694±2 млн. лет [Oliver, Fanning, 1999 и др.]. В восточной части территории находится область неоархейско-палеопротерозойского тектогенеза (2400 - 2360 млн. лет с унаследованным возрастом до 2800 млн. лет).

В хребте Миллер (центральная часть Трансантарктических гор) развиты полосчатые пара- и ортогнейсы амфиболитовой фации метаморфизма. Наиболее ранние фазы внедрения протолитов ортогнейсов датированы рубежами 3150 и 2980 млн. лет назад [Goodge, Fanning, 1999]. Метаморфическая толща прорвана синкинематическими, синметаморфическими гранитоидами (1730±10 млн. лет [Goodge et al., 2001]). Кембрийская (росская) орогения выразилась в формировании проникающих метаморфических текстур (~530-510 млн. лет [Goodge et al., 1993]) и внедрением крупных плутонов гранитоидов I- и S-типа (~500 млн. лет).

В хребте Шеклтон развит докембрийский комплекс метаморфических пород и аллохтонные осадочные толщи с офиолитовой ассоциацией раннепалеозойского возраста (540 млн. лет [Talarico et al., 1999]). Внедрение протолитов плагиогнейсов датировано рубежами 2328±7 и 1810±2 млн. лет назад [Brommer et al., 1999 и др.]. Метаморфизм амфиболитовой фации датирован рубежом 1715-1700 млн. лет, установлен повторный метаморфизм гранулитовой фации (530-500 млн. лет [Zeh et al., 2004]).

В районе российской станции Восток в придонном слое керна скважины в ледниковом покрове обнаружены мелкие частицы осадочных пород, содержащих зерна циркона с возрастом 1800-1600, 1200-800 и 600 млн. лет [Лейченков и др., 2004].

По этим данным составлены схемы историко-геологического развития отдельных регионов Восточной Антарктиды (табл. 1). Периоды тектономагматической активности, сопровождавшейся пластическими деформациями и/или метаморфизмом, отдельными импульсами охватывают практически всю продолжительность протерозоя и выделяются в диапазонах/рубежах 2450-2350, 2250-2000, 1800-1700, 1500-1400, 1300-1250, 1200-950, 850, 700, 650-570, 550-500, 480 млн. лет назад, но географически наиболее широко распространенные процессы происходили на интервалах 2450-2350, 1800-1700, 1500-950, 550-500 млн. лет назад. Проявлена отчетливая корреляция тектономагматических событий раннепалеопротерозойского (2450-2350 млн. лет) и позднепалеопротерозойкого (1800-1700 млн. лет) возраста в разных районах. В частности, выделяется важная корреляция раннедокембрийских процессов между районами Земли Принцессы Елизаветы и Рукерской областью гор Принс-Чарльз и множественные аналогии в мезопротерозойском развитии целого ряда областей Восточной Антарктиды. Наблюдается определенное <омоложение> мезопротерозойских тектонических процессов в направлении с востока на запад вдоль побережья Антарктического щита. Раннепалеозойские события происходили практически синхронно на интервале 550-500 млн. лет (за исключением гор Сер-Роннане, где метаморфизм имеет неопротерозойский возраст и массива Вольтат, где установлены анортозиты и чарнокиты с возрастом ~600 млн. лет).

Палеопротерозойские тектономагматические события находят отчетливое соответствие с историей некоторых структур, развитых в южной Австралии. В частности, в кратоне Гаулер зафиксированы тектономагматические пики на рубежах 2400-2300 млн. лет (Sleafordian Orogeny), 1850-1750 млн. лет (Kimban Orogeny), а в пределах орогена Каприкорн 2200 млн. лет (Ophthalmian Orogeny), 2000-1960 (Glenburgh Orogeny), 1830-1780 (Capricorn Orogeny) [Drexel et al., 1993, Dawson et al., 2002, Sheppard et al., 2005]. В южной Африке орогенические процессы с возрастом 2000-1800 млн. лет сформировали структуру подвижных поясов Limpopo, Magondi, Usagaran [Kroner, Condari, 2003].

Мезопротерозойские структуры Антарктиды могут быть сопоставлены с некоторыми структурами южной Австралии и Африки. В частности, Фишерская область в горах Принс-Чарльз имеет возраст заложения (1300 млн. лет), совпадающий с возрастом мафических комплексов в провинции Олбани-Фразер [Fletcher et al., 1991]. Главные рубежи развития пояса Олбани-Фразер (1359-1260, 1210-1140 млн. лет [Clark et al., 2000]) в целом совпадают с этапами развития мезопротерозойской Фишерской области. Это позволяет предположить, что мезопротерозойский подвижный пояс находит свое продолжение в южной Австралии. Структуры провинции Мод, в особенности,- расположенные на ее крайнем западе, по возрасту заложения и особенностям строения уверенно коррелируются с провинцией Намакуа-Наталь в южной Африке (вулканиты 1240 млн. лет, тоналиты 1210 млн. лет, синкинематические граниты 1100 млн. лет, граниты А-типа 1050 млн. лет [Thomas et al., 1999 и др.]).

2. Выявлена главная корообразующая роль палеопротерозойского тектогенеза в формировании и эволюции Восточной Антарктиды. Вопреки существующим представлениям, выполненные автором исследования показывают, что обширные пространства центрального и восточного сектора Антарктического щита сложены первичной континентальной корой протерозойского возраста, тогда как переработанные архейские блоки имеют подчиненное распространение (например, в районах Земли Эндерби - Земли Кемпа и Земли Принцессы Елизаветы). Области, испытавшие в палеопротерозое главные заключительные тектонические деформации, гранитообразование и метаморфизм выделяются в восточном (Земля Адели, хребет Миллер) и в центральном секторе Антарктиды (уступ Моусона). В блоках архейской стабилизации (Земля Эндерби, оазис Вестфолль, горы Принс-Чарльз) палеопротерозойские события проявились в виде становления долеритовых дайковых комплексов.

Палеопротерозойская тектономагматическая деятельность проявлена в различной форме. Участки развития палеопротерозойских орогенических процессов сконцентрированы в восточном секторе (к востоку от ледника Ламберта), в архейских блоках происходило внедрение даек габбронорит-долеритов, а на многих участках, испытавших тектогенез более поздних этапов развития, палеопротерозойская геологическая деятельность проявлена изотопными <метками> - возрастом унаследованного вещества циркона и Sm-Nd модельными датировками.

Автором были систематизированы и обобщены данные Sm-Nd анализов горных пород, принадлежащих различным структурно-вещественным комплексам. Изотопные характеристики суммированы в табл. 2 и отражены на рис. 2. Образцы горных пород, развитых в пределах архейских протократонных блоков, стабилизированных к рубежу 2,5 млрд. лет (Нейпирская область Земли Эндерби, Рукерская область гор Принс-Чарльз, гнейсовые комплексы оазиса Вестфолль), имеют модельные возрасты T_DM в пределах 2,7 - 4,0 млрд. лет. В тех областях, которые испытали палеопротерозойский тектогенез, модельные возрасты T_DM составляют преимущественно от 2,4 до 3,4 млрд. лет (Земля Адели, уступ Моусона, хр. Миллер, хр. Шеклтона). Некоторые породы в этих областях имеют протерозойские значения T_DM (2,4-2,0 млрд. лет), что свидетельствует о формировании в палеопротерозое новообразованных пород мантийного происхождения.

Горные породы, развитые в областях мезопротерозойского тектогенеза, имеют широкие вариации TDM. В совокупности эти ассоциации охватывают широкий возрастной диапазон от 2,4 до 1,0 млрд. лет (табл. 2). Можно отметить существенное более низкие значения этого параметра на Земле Королевы Мод (преимущественно < 1,5 млрд. лет), чем в других регионах. На некоторых участках в пределах областей мезопротерозойского тектогенеза, примыкающих к архейским протократонам и представляющих их переработанные фрагменты, отмечаются проявления архейского вещества (до 3,7 млрд. лет, по Sm-Nd, Lu-Hf и U-Pb данным: берег Кемпа, а также о-ва Рёуер, о-ва Уиндмилл).

Таблица 2. Изотопный состав горных пород (ортогнейсы, мафические сланцы, парагнейсы, гранитоиды) отдельных районов Восточной Антарктиды
Район	TDM	εNd(t, млрд. лет)
Архейские протократоны
Земля Эндерби (Нейпирская провинция, восток, запад)	4,0-3,7 3,6-3,2	-3-+1 (3,8) -10-+2 (3,2)
Южная часть гор Принс-Чарльз (Рукерская провинция)	3,4-2,7	-5-+2 (3,2)
Оазис Вестфолль	3,0-2,9	-3-+2 (2,5)
Западная часть Земли Королевы Мод	3,2	-
Район ледника Денмена	3,7-2,5	-5 (3,0)
Области палеопротерозойского тектогенеза
Земля Адели - о-ва Уиндмилл	3,2-2,2	-10-+4 (1,8)
Южная часть гор Принс-Чарльз (Ламбертская область)	3,4-2,0	-15--5 (2,0-1,8)
Хр. Миллер	3,1-2,7	-10 (1,7)
Хр. Шеклтона	3,0-2,5	-7-+1 (1,8)
Области мезопротерозойского тектогенеза
Земля Эндерби - Земля Кемпа	3,5-3,0; 2,4-1,9	-13-+1 (1,0)
Северная часть гор Принс-Чарльз (Биверская обл.)	2,3-1,6	-10-0 (1,0)
Центральная часть гор Принс-Чарльз (Фишерская область)	2,0-1,3	-5-+4 (1,3)
Побережье залива Прюдс (оазис Ларсеманн; о-ва Реуер)	2,2-1,6 3,7-3,1	-8-0 (1,0) -20--25 (1,0)
Западная часть Земли Королевы Мод (область Мод)	1,8-1,4	-2-+6 (1,2)
Центральная часть Земли Королевы Мод	2,2-1,1	-1-+6 (1,1)
Горы Сер-Роннане	1,7-1,0	-1-+7 (1,0)

Автором впервые составлена схема районирования земной коры Антарктиды по величине модельного возраста TDM (рис. 3). Выделено четыре диапазона T_DM: >3,2, 3,2-2,5, 2,5-1,6, 1,6-1,0 млрд. лет. Наиболее древние протолиты (>3,5 млрд. лет) выявлены только в пределах Земли Эндерби и на о-вах Реуер. Породные ассоциации с позднеархейскими значениями T_DM (3,2-2,5) имеют более широкую географию. Они приурочены к протократонным блокам южной части гор Принс-Чарльз, оазиса Вестфолль и встречаются также в пределах областей палеопротерозойского развития, расположенных в восточном секторе Антарктического щита, а также в хр. Миллер и хр. Шеклтона. Породы с протерозойскими значениями T_DM (< 2,5 млрд. лет) распространены в надледных выходах наиболее широко, причем породы с T_DM в диапазоне 2,5-1,6 млрд. лет встречаются почти повсеместно (за исключением Земли Королевы Мод). Такими породами практически полностью сложены области мезопротерозойского орогенеза (Земля Мак-Робертсона, Земля Принцессы Елизаветы, часть Земли Эндерби).

На рис. 4 приведена гистограмма встречаемости модельных возрастов T_DM, на которой отчётливо проявлены архейские максимумы в диапазонах 3,9-3,7, 3,5-3,3 и 3,0-2,7 млрд. лет. Протерозойские модельные датировки образуют более сглаженную совокупность, но, несмотря на это, можно выделить максимумы в диапазонах 1,9-1,6 и, менее уверенно, 1,5-1,3 и 2,3-2,2 млрд. лет. Приведенные данные свидетельствуют о том, что палеопротерозойский процесс корообразования имел определяющую роль, однако в большинстве районов горные породы, образованные на этом этапе, были переработаны более поздними процессами.

В пределах архейских протократонов центрального сектора Восточноантарктической платформы на интервале времени 2400-2250 млн. лет назад происходили внедрения практически идентичных по вещественному составу дайковых комплексов высококремнистых высокомагнезиальных габбронорит-долеритов и на интервале 1800-1700 млн. лет назад комплексов долеритов, свидетельствующих о рифтогенном режиме развития этих территорий. С другой стороны, идентичность состава магматических расплавов [Михальский, 1995, Mikhalsky et al., 2001] позволяет предполагать, что эти блоки входили в состав единого континентального массива, сформированного на рубеже архея и протерозоя. Возможно, продвинутую фазу рифтогенеза отражает метаморфизованный дунит-ортопироксенит-габбровый комплекс (предположительно 2150 млн. лет) в уступе Моусона. Геохимические черты этих пород (<примитивный> характер линий на спайдердиаграмме, деплетированность LREE в одних породах, обогащенность LILE и отрицательная Nb аномалия в других) свидетельствуют об океаническом происхождении при участии надсубдукционных процессов. Импульсы рифтогенеза в первом приближении совпадали с орогенической активностью в восточном секторе щита.

Тектоническая деятельность к концу палеопротерозоя была завершена только в южной части гор Принс-Чарльз (метаморфизм гранулитовой фации на интервале 2060-1800 млн. лет), а также на Земле Адели. В последнем районе на позднепалеопротерозойском этапе предполагается вулканическая деятельность кислого состава, внедрение синкинематических гранитоидов и метаморфизм амфиболитовой фации в диапазоне 1765-1700 млн. лет назад и посттектонических гранитоидов - на рубеже 1590±5 млн. лет назад [Fanning et al., 1995]. Условия метаморфизма не превышали 5 кбар/750^oС [Monnier et al., 1996], в отличие от хр. Миллер в Трансантарктических горах, где обнаружены реликтовая минеральная ассоциация эклогитовой фации близкого возраста (~1720 млн. лет). Развитие эклогитов свидетельствует о коллизионной природе тектономагматических процессов в районе хр. Миллер, в то время как на Земле Адели метаморфизм обусловлен прогревом за счет глубинного андерплейтинга. На некоторых участках (о-ва Уиндмилл, хр. Миллер, хр. Шеклтона) происходила тектономагматическая переработка или активизация палеопротерозойских структур на более поздних этапах развития.

Таким образом, в составе фундамента Восточноантарктической платформы автором впервые выделены блоки, сложенные: 1) земной корой архейского возраста, 2) архейской корой, интенсивно переработанной протерозойскими тектономагматическими процессами, и включающие некоторую долю протерозойского вещества мантийного происхождения, 3) корой протерозойского возраста, причем в территориальном плане палеопротерозойская кора преобладает. Неоархейский (3,0-2,7 млрд. лет) и позднепалеопротерозойский (1,9-1,6 млрд. лет) максимумы отражают крупные эпохи формирования земной коры Восточной Антарктиды, что соответствует рубежам максимального корообразования, выявленным на других континентах (~2,7 и ~1,9 млрд. лет) [Nelson, DePaolo, 1985, Condie, 2001]. На палеопротерозойском этапе произошло образование значительного объема первичного вещества земной коры и формирование обширных континентальных блоков.

3. Впервые выделены этапы завершающих корообразующих процессов в Восточной Антарктиде, развитие которых происходило асинхронно в интервалах мезопротерозойского времени 1500-1150 (оазис Бангера-острова Уиндмилл), 1400-950 (Земля Эндерби-Земля Мак-Робертсона-Земля Принцессы Елизаветы) и 1150-1050 млн. лет назад (Земля Королевы Мод). В пределах каждой из этих провинций присутствуют ювенильные мезопротерозойские структурно-вещественные комплексы и комплексы более древней коры, переработанной в мезопротерозое. Первые (например, в горах Принс-Чарльз, в горах Сер-Роннане, в оазисе Бангера) представлены базальт-андезитами и тоналит-гранодиоритами, образованными в конвергентных надсубдукционных геодинамических условиях; вторые (например, в массиве Вольтат и на Земле Кемпа) - более ранними образованиями, испытавшими наложенные деформации, метаморфизм до гранулитовой фации и магматизм.

Мезопротерозойские корообразующие процессы в Восточной Антарктиде проявлены образованием характеристических формационных типов (по В.Л. Масайтису и др., 1988): формация натриевых базальтов, базальт-андезит-риолитовая формация, базальт-андезитовая и андезитовая формации, габбро-диорит-плагиогранитовая формация, тоналит-трондьемит-гранодиоритовая формация. Такие породные ассоциации выделяются, прежде всего, в оазисе Бангера, в центральной части гор Принс-Чарльз (Фишерская область), в горах Сер-Роннане, в западной части Земли Королевы Мод. На завершающих этапах развития эти ассоциации были в той или иной степени метаморфизованы и деформированы.

На некоторых участках мезопротерозойского тектогенеза развиты ортогнейсовые комплексы с преобладанием плагиогнейсов, имеющих сходство с породами тоналит-трондьемит-гранодиоритовой формации. Детально изученными являются серии плагиогнейсов в оазисе Бангера (1500 млн. лет) и в западной части Земли Королевы Мод (1150 млн. лет). Эти породы характеризуются низкими значениями K₂O/Na₂O отношения и низкими концентрациями Y (рис. 5 а). Происхождение плагиогнейсов связывается с процессом плавления мафического субстрата (амфиболитов нижней коры или вещества субдуцированной океанический литосферы), содержащего роговую обманку и гранат в качестве реститовых фаз, что обусловливает низкое содержание Y в породах. Низко-Y плагиогранитовые гнейсы входят также в состав рейнерского комплекса на Земле Эндерби, где они образуют мощные пачки, а также встречаются в пределах западной части Земли Королевы Мод и в горах Принс-Чарльз.

В центральной части гор Принс-Чарльз (Фишерская область) развиты породы мафическо-салического фишерского комплекса, плутоны габбро-диорит-плагиогранитовой формации и расслоенные габброиды. По химическому составу породы фишерского комплекса отвечают базальтам, андезибазальтам, андезитам, дацитам, риодацитам с некоторым преобладанием базальтов и сопоставляются с формацией натриевых базальтов и базальт-андезитовой формацией [Михальский, 1993, Mikhalsky et al., 1996, 1999, Лайба, 2000, Лайба, Михальский, 2001]. Для них характерна слабая обогащенность LILE и отчётливая отрицательная Nb аномалия при низких содержаниях высокозарядных литофильных элементов (HFSE: P, Ti, Y, Zr, Nb, Hf) (группа 1, рис. 5 б), а некоторые виды соответствуют базальтам типа E-MORB (группа 2, рис. 5 б) и могут представлять собой аккретированные образования океанического плато. Породы среднего состава также имеют резкую аномалию Nb (группа 3, рис. 5 б). Эти породы формируют известково-щелочную серию пород (рис. 6). На дискриминационных диаграммах [Pearce, Cann, 1973, Pearce et al., 1977, Wood, 1980, Shervais, 1982, Mullen, 1983, Meschede, 1986] породы Фишерской области отвечают геохимическим типам, свойственным обстановкам вулканических дуг, магматических дуг или активных континентальных окраин. Особенности геохимического состава гранитоидов Фишерской области позволяют сопоставить их с типом орогенических гранитоидов (рис. 7). Породы фишерского комплекса и плутонические породы габбро-диорит-плагиогранитовой формации имеют практически идентичные химические составы, сопоставимые отношения микроэлементов (Ti/P, K/Rb, Zr/Nb, Ce/Y) и весьма сходные высокие значение параметра ε_Nd(1300) = 2,0-4,0 и низкие Sri= 0,703-0,706, что указывает на общие черты их петрогенезиса [Mikhalsky et al., 1996, 1999]. Эти данные также свидетельствуют о том, что родоначальные магматические расплавы образовались при частичном плавлении одного и того же мантийного субстрата, который отличался от деплетированной мантии некоторой обогащенностью легкими REE. Таким образом, можно предполагать, что состав серии метавулканитов и в целом когенетичных с ними интрузивных пород отражает геодинамическую обстановку развивающейся вулканической и/или магматической дуги в надсубдукционных условиях. Возраст ювенильных образований в Фишерской области составляет 1300-1220 млн. лет. В восточном борту шельфового ледника Эймери развиты тоналито-гнейсы, сопоставимые с известково-щелочной серией [Михальский и др., 2006]; протолиты этих пород кристаллизовались 1100 млн. лет назад, что отражает дополнительный импульс надсубдукционных процессов (вероятно, формирование новой магматической дуги).

В горах Сер-Роннане распространены мафические гранулиты, гнейсы, тоналитовые ортогнейсы и слабо метаморфизованные кристаллические сланцы (для большинства пород ε_Nd(1,0) = 2-7). Эти породы интерпретируются, по крайней мере, частично, как метавулканиты [Иванов, Каменев, 1990], формирующие известково-щелочной тренд эволюции (рис. 6) и возникшие в режиме островной вулканической дуги или континентальной магматической дуги [Osanai et al., 1992] на рубеже 1400-1200 млн. лет. Состав некоторых мафических разновидностей отвечает базальтам MORB или OIB.

В западной части Земли Королевы Мод на некоторых участках распространены амфиболиты и фельзические гранито-гнейсы, формирующие мафическо-салический комплекс. По характеру строения этой толщи предполагается ее вулканогенное происхождение [Groenewald et al., 1995], а по химическому составу выделяются разновидности, отвечающие базальтовым андезитам, андезитам, дацитам и риолитам, формирующие базальт-андезит-риолитовую и андезитовую формации. На диаграммах

химического состава в координатах CaO/(Na₂O+K₂O)-SiO₂ и K₂O-SiO₂ [Gill, 1981] большая часть образцов соответствует типу <известково-щелочных андезитов>. На диаграмме AFM (рис. 6) эти породы образуют известково-щелочной тренд составов. Салические комплексы соответствуют гранитам орогенических обстановок по классификации [Pearce, 1982] и [Whalen et al., 1986]. Геохимические данные свидетельствуют о ювенильном происхождении пород из относительно молодого (мезопротерозойского) материала: ε_Nd(t)= 3-6 (гнейсы) или -2-0 (гранитоиды); Sr_i = 0,702-0,705. Эти особенности указывают на геодинамические условия развитой магматической дуги вблизи или на континентальной окраине, существовавшей на рубеже ~1150 млн. лет назад.

Толщи мафических кристаллических сланцев развиты на некоторых других участках в пределах Рейнерской области на Земле Эндерби [Каменев и др., 1968] и в районе станции Мирный [Равич и др., 1965], что позволяет предполагать еще более широкую географическую распространенность ассоциаций мантийного происхождения.

Участки развития этих ювенильных комплексов могут быть выделены в качестве специфических структурно-формационных зон, сложенных преимущественно аккреционными образованиями. Метаморфизм этих толщ обычно не превышает амфиболитовой фации.

Территориально более крупные области сложены структурно-вещественными комплексами, представляющими собой преимущественно продукты внутрикоровой переработки вещества более раннего формирования (но не обязательно значительно более раннего) и, в подчиненном объеме, дериваты мантийного происхождения. Такие комплексы выделены, в частности, в Биверской области гор Принс-Чарльз, в Рейнерской области Земли Эндерби и в центральной части Земли Королевы Мод.

В пределах Биверской области преобладают кислые разновидности ортогнейсов (дацит-риоитовая или диорит-гранодиоритовая формация) и гранат-биотитовые гнейсы, которые, по-видимому, представляют собой метаморфизованные аркозы. Ортогнейсы Биверской области не образуют полной известково-щелочной серии. Дискриминационные диаграммы геодинамических условий образования позволяют предположить, что салические ортогнейсы (до-/синкинематические гранитоиды) были сформированы в различных условиях. Некоторая часть пород (низко-Y разновидности, встречающиеся спорадически и не формирующие значительные объемы) имеет четко выраженную отрицательную аномалию Nb и отвечает гранитоидам вулканических дуг [Pearce et al., 1984] или орогеническим гранитоидам [Whalen et al., 1987] (рис. 7). Преобладающая группа фельзических ортогнейсов в большей степени соответствуют внутриплитным гранитоидам А-типа. Эти породы характеризуются высокими концентрациями элементов группы LILE и REE, высокими значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i (в диапазоне 0,710-0,730) и низкими значениями ε_Nd(t=1,3) в диапазоне от -10 до 0 при TDM в диапазоне 2,3-1,6 млрд. лет. Эти характеристики свидетельствуют о внутрикоровом происхождении, преимущественно из палеопротерозойских субстратов. Мафические породы Биверской области соответствуют габброидам, сформированным в условиях вулканических или магматических дуг, характерных для конвергентных континентальных окраин или зонам перехода океан-континент, но объем этих образований крайне ограничен. Имеющиеся датировки свидетельствуют позднемезопротерозойском возрасте магматических протолитов в Биверской области (1160-1050 млн. лет).

В центральной части Земли Королевы Мод вещественный состав мафическо-салических и салических комплексов свидетельствует о происхождении их протолитов (предположительно риолит-базальтовая формация, диорит-гранодиоритовая формация) преимущественно во внутриплитных условиях с ограниченным вовлечением глубинного мантийного вещества [Mikhalsky, Jacobs, 2004] на рубеже 1150 млн. лет назад. Большинство пород заметно обогащены как крупноионными элементами LILE (Rb, Ba, Th, K) и лёгкими REE, так и некоторыми элементами HFSE (Zr, Y). Эти ортогнейсы отличаются по содержанию микроэлементов от обычных гранитоидов конвергентного происхождения и в большей степени соответствуют гранитоидам А-типа (рис. 7).

Многие участки мезопротерозойского тектогенеза (гор Принс-Чарльз, берег Моусона, оазис Бангера, о-ва Уиндмилл) содержат позднекинематические комплексы чарнокитов (мангерит-гранитовая формация). Их внедрение происходило на завершающих стадиях тектонического развития, приблизительно на 20 млн. лет позже достижения кульминационных условий метаморфизма гранулитовой фации. Эти породы характеризуются многими общими чертами, свойственными чарнокитам (повышенные содержания K₂O, TiO₂, P₂O₅ и некоторых других литофильных элементов, повышенная железистость породообразующих минералов). В частности, содержания Zr и Nb достигают 870 и 60^.10^-4%, соответственно, а величина индекса mg в пироксенах составляет от 20 до 55. Отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_i составляет от 0,708 до 0,730, а величина параметра ε_Nd(Т=1,0) от 0 до -10. Для этих пород установлена пространственная связь с габброидами нормального ряда. Предполагается, что эти породы являются дериватами как внутрикоровых, так и нижнекоровых источников [Sheraton et al., 1992, Zhao et al., 1995, Михальский и др., 2006]. Возникновение чарнокитов связано с сухими условиями частичного плавления в позднеорогенном режиме.

Для этих областей характерной чертой является метаморфизм гранулитовой фации (1000-950 млн. лет), повсеместное развитие проникающей сланцеватости и напряженной внутрипластовой складчатости на завершающих стадиях развития. Пиковые условия метаморфизма на некоторых участках (Земля Кемпа, побережье залива Прюдс) достигали 10-11 кбар/900-950^oС, а режим эндогенного развития был близок к изотермической декомпрессии, что указывает на коллизионную природу этого события. В других районах (например, Биверская область) пиковые условия не превышали 6-7 кбар/850-900^oС с эволюцией эндогенного режима по модели изобарического остывания. Развитие этих участков происходило без значительного увеличения мощности литосферы, под воздействием глубинных потоков тепла, вероятно, вызванных андерплейтингом. Геодинамический режим становления этих областей может быть охарактеризован как коллизионный или акккреционно-коллизионный.

В пределах архейских протократонных блоков тектономагматическая деятельность была ограничена внедрением роёв базитовых даек на интервале 1380-1150 млн. лет назад (долериты, слабо обогащенные LILE) в оазисе Вестфолль, в Нейпирской области Земли Эндерби, в Рукерской области в горах Принс-Чарльз) [Sheraton et al., 1987 и собственные данные], а также хрупкими деформациями, а в Рукерской области гор Принс-Чарльз - метаморфизмом амфиболитовой фации. Так же, как палеопротерозойские дайковые комплексы, мезопротерозойские дайки этих районов имеют практически идентичный вещественный состав.

Таким образом, в различных регионах Восточной Антарктиды мезопротерозойская тектономагматическая деятельность происходила асинхронно, охватывая интервалы времени 1500-1150 млн. лет (западная часть Земли Уилкса), 1400-950 млн. лет (Земля Эндерби-Земля Мак-Робертсона-Земля Принцессы Елизаветы), 1150-1050 млн. лет назад (Земля Королевы Мод). Ранние фазы тектономагматической активности (развитие ювенильных комплексов) относятся к периоду от 1500 до 1150 млн. лет, в целом омолаживаясь в западном направлении, тогда как завершающие фазы (метаморфизм, пластические деформации, внутрикоровое гранитообразование) имели место на интервале от 1150 до 950 млн. лет. В целом породы областей мезопротерозойского тектогенеза и архейских протократонов имеют резко различные Sm-Nd изотопные характеристики, что исключает возможность интерпретации широко распространенных мезопротерозойских метаморфических комплексов как продуктов тектонотермальной переработки архейского вещества (за исключением отдельных участков). В совокупности мезопротерозойские геологические комплексы формируют обширный вулкано-плутонический пояс, имеющий аккреционное строение и включающий перечисленные выше провинции (террейны).

4. Установлено, что корообразующие процессы неопротерозоя-раннего палеозоя в Восточной Антарктиде не проявлены и, таким образом, выявлена завершающая роль мезопротерозойских тектонических процессов в формировании ее земной коры. В аккреционно-коллизионных процессах этого этапа, связанных с формированием мегаконтинента Гондвана, Восточная Антарктида участвовала в виде единого блока относительно древней континентальной коры, подвергаясь неравномерной тектонотермальной переработке, обусловленной этими процессами. В районах Земли Королевы Мод и Земли Принцессы Елизаветы она выражена интенсивно, сопровождаясь метаморфизмом гранулитовой фации, наложенными деформациями, внедрением постколлизионных анортизитов, чарнокитоидов или гранитов. На других участках (например, оазис Бангера) выявлены внутриплитные магматические комплексы щелочных базитов. Тектонотермальная переработка неопротерозоя-раннего палеозоя проявилась в виде соответствующих цифр <изотопного омоложения> горных пород.

На интервале времени от 850 до 480 млн. лет назад Восточная Антарктида испытала разноплановые тектонические процессы. В неопротерозое в условиях растяжения происходило образование внутриматериковых впадин, заполненных мелководными осадками, и внедрение редких внутриплитных комплексов малых интрузивов основного состава. Осадочные бассейны известны в трех районах - на западе Земли Королевы Мод, на крайнем юге гор Принс-Чарльз и в верховьях ледника Денмена. Мелководный характер бассейнов отражен грубообломочным характером отложений, иногда пестроцветных, но большая мощность толщ (до 3500 м в горах Принс-Чарльз) свидетельствует о значительном прогибании. Тектоническая природа по крайней мере одного из этих бассейнов (на Земле Королевы Мод) установлена по пространственной связи с долгоживущими транскуррентными зонами тектонических нарушений. В горах Принс-Чарльз осадочные толщи были деформированы дисгармоничной складчатостью и надвигами, имеющими северную вергентность, что отражает существование подвижной зоны во внутриматериковой части Антарктиды. Нижний предел возраста этой складчатости установлен датировками посткинематических гранитов (520 млн. лет, собственные данные). Эти образования сформировали верхний структурный ярус фундамента Восточноантарктической платформы. В этом районе неопротерозойские осадочные толщи прорваны слабощелочными долеритами, имеющими повышенные содержания высокозарядных элементов (TiO₂ до 4%, P₂O₅ до 1%) и низкое значение ε_Nd(0,7) = -1-0, что свидетельствует об их внутриплитном происхождении. Глубоко метаморфизованные осадочные толщи неопротерозойского возраста выделены на побережье залива Прюдс.

Раннепалеозойские тектонотермальные процессы проявлены крайне неравномерно. В пределах Земли Уилкса и на крайнем западе Земли Королевы Мод и Земле Котса на раннепалеозойском этапе не выявлены никакие тектонические процессы; K-Ar датировки минералов в этих регионах ограничены мезо- или ранненеопротерозойскими возрастами. В пределах большей части Земли Эндерби, на Земле Мак-Робертсона раннепалеозойский этап выражен термальными процессами, вызвавшими переуравновешивание K-Ar изотопных систем (<изотопное омоложение>). В районах оазиса Бангера, оазиса Вестфолль, Земли Эндерби проявлено <омоложение> и развиты раннепалеозойские комплексы щелочных долеритов и лампроитов, имеющих внутриплитное происхождение.

Характерной чертой раннепалеозойского тектогенеза на большей части Земли Королевы Мод является метаморфизм гранулитовой фации и последующая эндогенная эволюция по модели, близкой к изотермической декомпрессии [Shiraishi, 1997, Colombo, Talarico, 2004 и др.], а также значительное частичное плавление на интервале времени 650-510 млн. лет назад. Пиковые условия на интервале 570-510 млн. лет назад достигали в районе побережья залива Лютцов-Хольм 7-8,5 кбар/900^oС с декомпрессией до 3-4 кбар/800^oС [Fraser et al., 2000 и др.], а на отдельных участках этого региона определены условия метаморфизма 10-12 кбар и 900-1000^oС [Harley, 2003], выраженные ортопироксен-силлиманитовыми и сапфиринсодержащими парагенезисами. В массиве Вольтат центральной части Земли Королевы Мод определены условия метаморфизма 7-8 кбар/700-800^oС с декомпрессией до 3-4 кбар/650^oС [Harley, 2003 и др.]. На отдельных участках западной Земли Королевы Мод (хр. Свердрупфьелла) реликтовые минеральные ассоциации свидетельствуют об условиях эклогитовой фации на рубеже 565 млн. лет назад [Board et al., 2005], а повторный метаморфизм амфиболитовой фации датирован рубежом 540 млн. лет назад. Практически во всех районах раннепалеозойские метаморфические породы содержат вещество циркона, унаследованное от мезопротерозойских (а иногда и более древних) тектонических эпох.

В центральной части Земли Королевы Мод метаморфизм и пластические деформации сопровождались внедрением синкинематических гранитоидных тел с возрастом 550-530 млн. лет. Состав их практически не отличается от мезопротерозойских ортогнейсов внутрикорового происхождения, ε_Nd(0,5) = -5--1. Внедрение этих тел происходило в условиях растяжения, что отражено развитием одновозрастных структур будинажа и флексурообразных складок во вмещающих толщах и крупных крутопадающих транскуррентных сдвиговых зон (зоны шиаринга). Эти структуры простираются в субширотном направлении в центральной части и северо-восток-юго-западном направлении в западной части региона, достигают ширины 500 м и имеют левостороннюю сдвиговую составляющую, как и аналогичные зоны в пределах Мозамбикского пояса. Эти зоны характеризуются условиями транспрессии на одних участках, и транстензии на других [Jacobs, Thomas, 1994, Bauer et al., 2004], они являются долгоживущими (по датировкам реликтового вещества циркона 1000-800 млн. лет), а завершающий импульс датирован рубежом 515 млн. лет [новые данные].

Поздне- и посткинематические магматические комплексы на Земле Королевы Мод представлены, главным образом, анортозитами и чарнокитоидами (монцонит-сиенитового ряда). Внедрение анортозит-чарнокитовых комплексов происходило на рубежах ~600 и 510 млн. лет назад. Чарнокитоиды имеют, по сравнению с мезопротерозойскими чарнокитами других районов, еще более высокие содержания K₂O, Zr, Nb, Ga, более высокие отношения Fe/Mg, Ga/Al и значительно более низкие содержания MgO; для них характерны варьирующие значения ε_Nd(0,5) = -10 - +4 и Sr_i (0,7075-0,7150), очень высокая железистость породообразующих минералов [Михальский и др., 2006]. Чарнокитоиды Земли Королевы Мод внедрялись в толщи, испытавшие декомпрессию и пронизанные мощными тектоническими зонами; с ними пространственно и генетически (по Rb-Sr данным) ассоциируют анортозиты и высокожелезистые базиты. Чарнокитоиды Земли Королевы Мод происходили за счет интенсивного фракционирования глубинных (высокожелезистых) мафических расплавов, о чем свидетельствуют Sm-Nd данные, при существенной роли корового материала, что отражено Rb-Sr характеристиками. Их геохимические черты соответствуют гранитоидам А2-типа и могут быть объяснены влиянием мантийного субстрата (типа OIB), вовлеченного в развитие орогена коллизионного типа с деламинацией литосферы и подъемом глубинных масс, доставляющих в кору магмы основного состава, тепло и флюиды. На Земле Королевы Мод господствовал геодинамический режим постколлизионный транстензии с существенным растяжением, создавшим условия для внедрения крупных массивов анортозитов и чарнокитов. В целом раннепалеозойские магматические комплексы имеют постколлизионное или анорогенное происхождение, не связаны с конвергентным режимом и могут рассматриваться как <телеорогенные> [Хаин, Ломизе, 2005]. Развитие рифтогенеза отражено внедрением ордовикских габброидов (490 млн. лет).

В регионе Земли Принцессы Елизаветы раннепалеозойский метаморфизм также достигал гранулитовой фации, но в условиях варьирующих, местами относительно низких давлений: 4-5,5 кбар до 6 7 кбар при 750-850^oС [Stuwe, Powell, 1989 и др.]. Только в районе о-вов Рёуер определены условия 10-12 кбар/900-1000^oС с декомпрессией до 6-7 кбар/800-900^oС [Harley, 1998], однако наиболее вероятно, что эти процессы относятся к более раннему этапу [Harley, Kelly, 2007]. В этом регионе синкинематическая магматическая деятельность имеет значительно меньший масштаб по сравнению с Землей Королевы Мод. Она проявлена жилами и конформными структуре вмещающих толщ телами перглиноземистых лейкогранитов S-типа (520-500 млн. лет) [Carson et al., 1996, Михальский и др., 2006], которые по химическому составу соответствуют син- постколлизионным гранитоидам [по Frost et al., 2001]. К числу структурных признаков, свойственных раннепалеозойскому этапу в этом регионе, относятся надвиги, складчатость волочения, развитие L-S тектонитов. Кинематические признаки свидетельствуют о формировании этих структур преимущественно в условиях компрессии. Магматическая деятельность была завершена внедрением посткинематических гранитов А1-типа 500-480 млн. лет назад (собственные данные). В распределении проявлений раннепалеозойских тектонотермальных и магматических процессов в этом регионе наблюдается пространственная закономерность. Наиболее мощная деятельность (метаморфизм, пластические деформации, обильные анатектические гранитоиды) отмечена на побережье залива Прюдс и в горах Гров, в западных районах побережья шельфового ледника Эймери развиты синкинематические перглиноземистые лейкограниты, а в южной части гор Принс-Чарльз аналогичные граниты имеют посткинематический характер. Таким образом, проявления тектономагматической деятельности ослабевают в юго-западном направлении. Вероятно, характер тектономагматических процессов во многом определялся пост-коллизионным андерплейтингом глубинного вещества в основание земной коры, которому не предшествовало значительное увеличение мощности литосферы. Развитие этого сектора (550-520 млн. лет), вероятно, проходило под воздействием сдвиговых деформаций, обусловленных продольной коллизией с Индо-Мадагаскарским блоком и локальным андерплейтингом в основание коры, но не сопровождалось значительным увеличением мощности литосферы. Орогеническая зона Земли Принцессы Елизаветы может быть трассирована в западном направлении в район залива Лютцов-Хольм и далее находит продолжение в поясе Замбези (560-510 млн. лет [Cawood et al., 2007]).

Наблюдаемая в западном секторе Восточной Антарктиды эволюция раннепалеозойского эндогенного режима с изотермальной декомпрессией наилучшим образом описывается моделью коллизии континентальных блоков и <тектоническим коллапсом> орогена. Регион Земли Королевы Мод имеет общие черты строения с Восточноафриканским орогеном, для которого установлена левосторонняя транспрессивно-коллизионная природа [Stern, 1994 и др.]. В развитии неопротерозойско-раннепалеозойских орогенических областей центральной и восточной Африки выделяются две коллизионные эпохи: 725-650 (Восточноафриканская орогения) и 650-550 млн. лет (Куунгская орогения) [Meert, 2003, Condie, 2003]. В первом приближении этим эпохам отвечают импульсы тектономагматической активности в центральной части Земли Королевы Мод (650-570 и 550-510 млн. лет), отражающие, впрочем, не собственно коллизионные события, а постколлизионную деятельность. Однако, идентификация взаимодействующих блоков и определение линии сутуры представляет пока трудноразрешимую задачу. В пределах Антарктиды предполагается раннепалеозойская сутура по линии хр. Шеклтона - побережье залива Лютцов-Хольм [Jacobs, 1999 и др.]. В хр. Шеклтона вскрыт единственный известный в Антарктиде офиолитовый комплекс с возрастом 540 млн. лет [Talarico et al., 1999, Zeh et al., 2004], а в районе залива Лютцов-Хольм выявлен высокобарический минеральный парагенезис.

Этому предположению противоречит ориентировка региональных структур в последнем районе, которые простираются ортогонально предполагаемому направлению сутуры; аналогичным образом ориентированы и магнитные аномалии [Golynsky et al., 2001]. Кроме того, в горах Сер-Роннане и в <тыловой> части массива Вольтат развиты породы, не испытавшие раннепалеозойский метаморфизм гранулитовой фации и, следовательно, избежавшие значительного погружения.

На Земле Принцессы Елизаветы поиск раннепалеозойской сутуры сталкивается с еще большими сложностями. Некоторыми авторами предполагается сутура в южной части гор Принс-Чарльз [Boger et al., 2001 и др.], выражением которой служит зона тектонического меланжа в уступе Моусона. Эта зона, однако, по новым данным автора, имеет позднеархейский возраст. Альтернативное положение сутуры в полосе побережья залива Прюдс - гор Гров [Fitzsimons, 2003 и др.] между оазисом Вестфолль и горами Принс-Чарльз противоречит корреляции геологических процессов в этих районах. В частности, в оазисе Вестфолль и в горах Принс-Чарльз, а также на Земле Эндерби, развиты идентичные дайковые комплексы (2400-2250, 1800-1700 и ~1300 млн. лет), а в осадочных породах гор Принс-Чарльз присутствует характерный <Вестфолльский> (~2500 млн. лет) компонент в спектре возрастов обломочного циркона. Кроме того, субширотная или северо-восток-юго-западная ориентировка аномалий магнитного поля [Golynsky et al., 2001] также не свидетельствует в пользу субмеридиональной ориентировки сутуры.

Особенности геологического строения и эволюции земной коры Восточной Антарктиды на неопротерозойско-раннепалеозойском этапе были определены влиянием аккреционно-коллизионых процессов, происходивших при формировании мегаконтинента Гондвана. Основным фактором при этом была, вероятно, косая коллизия Африканского блока и Антарктиды. Вероятно, Мозамбикская сутура проходила вне современных контуров Антарктиды, однако, тектонотермальные процессы с возрастом 650 570 млн. лет хорошо проявлены на Земле Королевы Мод. Более поздние (~530 млн. лет) тектонические процессы в районе залива Лютцов-Хольм могут быть связаны с развитием бассейна, возникшего в результате неопротерозойской коллизии в транстензионно-рифтогенном режиме, и его последующим замыканием в связи с вендской коллизией Индо-Мадагаскарского и Антарктического блоков. Вероятно, развитие западного сектора Антарктического щита включало деламинацию Антарктической литосферы, современная мощность которой, по данным сейсмической томографии, на Земле Королевы Мод в среднем на 30 км меньше, чем в центральном и восточном секторах фундамента платформы [Morelli, Danesi, 2004], а в центральном секторе этого не произошло. Существенное влияние на формирование раннепалеозойских структур в Антарктиде могли иметь также процессы, связанные с закрытием палеоокеана Адамастор и формированием западной Гондваны [Hartnady, 1985], что может быть отражено и формированием офиолитов хр. Шеклтона.

Вещественный состав геологических комплексов не предполагает существенного участия ювенильного неопротерозойско - раннепалеозойского вещества, так как индикаторных магматических надсубдукционных образований этого возраста не выявлено, а модельные Sm-Nd датировки T_DM < 1 млрд. лет не встречаются. Практически повсеместно в породах, испытавших раннепалеозойский метаморфизм, выявляется унаследованное вещество циркона мезопротерозойского возраста. Восточная Антарктида как единый блок была сформирована на мезопротерозойском этапе развития, который завершил процесс формирования земной коры фундамента Восточноантарктической платформы.