Гравітаційне поле є ефективним індикатором переробки літосфери. Тривимірне гравітаційне моделювання відіграє важливу роль у вивченні щільнісних неоднорідностей не тільки кори, але й верхньої мантії. У залишкових (мантійних) гравітаційних аномаліях, які отримані вирахуванням гравітаційного ефекту земної кори зіспостережень поля, міститься важлива інформація про підкорові щільнісні неоднорідності, що дозволяють краще зрозуміти не тільки процеси і рухи, що відбуваються у верхній мантії, але і її стан, склад і еволюцію.

Початкові дані. При створенні щільносної моделі використані наступні матеріали: 1) дані сейсмометріі методом ОГТ чотирьох Польських Антарктичних геодинамічних експедицій (1979-1991 рр.), виконані по мережі з 20 профілів, які вкрили західну частину Антарктичного п-ва від о-ва Аделайд на півдні до о-ва Елефант на півночі,  по мережі глибинних сейсмічних зондувань (Arctic…, 2002;  Janik et al., 2006); 2) схема рельєфу дна, яка побудована при використанні геолого-геофізичного атласу Атлантичного океану (лист 4, масштаб 1: 10 000 000 по паралелі 45 градусів) і море Скоша (масштаб 1:5 000 000 по паралелі 60 градусів) (Міжнародний, 1989-1990); 3) схема залягання розділу Мохо за даними роботи (Janik et al., 2006); 4) значення Δg_с.в.,  отримані в результаті інтерпретації даних польових робіт 9-ої та 10-ої Українських Антарктичних експедицій; 5) дані значень Δg_с.в.  за окремими точкам із Геолого-геофізичного атласу Атлантичного океану масштабу 1:10 000000 по паралелі 45° (Міжнародний, 1989-1990).

Гравітаційне поле. Карта аномалій сили тяжіння у вільному повітрі зони переходу від континенту до океану на заході Антарктичного п-ва до теперішнього часу була відсутня. Для її побудови були використані як окремі значення спостерігаємого поля із Геолого-геофізичного атласу Атлантичного океану масштабу 1:10 000000 по паралелі 45° (Міжнародний, 1989-1990), так і значення Δg_с.в., які були отримані в результаті польових робіт 9-ої (2004 рік) і 10-ої (2005 рік) Українських Антарктичних експедицій співробітниками Інституту геофізики НАН України на о-ах Аргентинського архіпелагу (рис. 1).

Рис. 1. Аномалії у вільному повітрі західної околиці Антарктичного п-ва, ізолінії в мГал (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).

На карті Δg_с.в. чітко виділяються три області, які відрізняються інтенсивністю, конфігурацією ізоліній розділені між собою великими стародавніми (раннєкайнозойськими) розломами Херо і Анверс, поперечними до структури континентальної окраїни Антарктичного п-ва (рис. 2).

Рис. 2. Структурно-тектонічна схема району досліджень, побудована з урахуванням даних (Греку, 2006; Janik et al., 2006). На врізі показані Аргентинські о-ва (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).

1 – сейсмічні профілі; 2 – ріфтовий грабен Брансфілд по (Греку, 2006); 3 - поперечні розломи 2-го порядку (1 – Лаллеманд, 2 – Дарбел, 3 – Барилари, 4 – Бескочеа, 5 – Фландрес, 6 – Брабант, 7 – Палмер, 8 – Тринити, 9 – Рассел); 4 – поздовжні розломні зони (10 – лінія склепіння гір Антарктичного п-ва, 11 - внутрішнього шельфу, 12 - зовнішнього шельфу); 5 - інші розломи; 6 - шельф Антарктичного п-ва (1 - внутрішній, 2 - середній, 3 - зовнішній). 

Ці розломи раніше виділялися тільки на океанічному дні, але автором роботи (Греку, 2006) було встановлено, що вони простежуються по великим жолобам на материковому схилі західного сектора півострова, де виражені поперечними разломами 2-го порядку з простяганням південний-схід - північний-захід (рис. 2). Розлом Херо ділить район досліджень на дві області: активну і пасивну. Активна включає в себе частину протоки Брансфілд, Південно-Шетландські о-ви і Південно-Шетландский жолоб. Ця область сформувалася в результаті тектонічної і вулканічної діяльності, яка призвела до формування рифоподібної структури протоки Брансфілд, підняттю Південно-Шетландсиких о-ів та утворенню підводних хребтів (Греку, 2006). Ця область характеризується найбільш інтенсивною аномалією зі значеннями поля більше 80 мГл. Пасивна область складається з двох частин. Перша з них обмежена разломами Херо і Анверс. Вїї центральній частині спостерігається меридіональна смуга, в яку потрапляють о-ва Анверс та Брабант. Тут величини Δg_с.в. зменшуються від 45 до 35 мГал. У другій частині, на захід від о-ва Анверс і зафіксована локальна аномалія, в якій значення поля не перевищують 25 мГал. У південно-західній частині величини Δg_с.в. змінюються від 35 до 60 мГал.

Методика досліджень. Основи застосованої методики гравітаційного моделювання розроблені раніше і детально описані в (Starostenko et al., 2004). Вона дозволяє кількісно оцінити регіональні та локальні відмінності між спостереженим і модельним полями великих регіонів, тому що всі розрахункові ефекти визначені в єдиній системі приведення.

Розрахункова щільність шарів земної кори формувалася відносно значення щільності мантії стандартної колонки пасивної континентальної платформи: Δr=r_слоя-3,32 г/см³. Гравітаційний ефект опорної колонки дорівнює -870 мГал при нульовому спостереженому полі. Приведення модельних аномалій виконано до цієї величини, яка є для них нульовим рівнем, відхилення від якого є кількісною мірою аномальності щільності по відношенню до її розподілу в корі і верхній мантії опорної колонки.

Розрахунки проводились із застосуванням автоматизованої системи (Старостенко и др., 1997; Старостенко и Легостаева, 1998). одельне поле розраховане по мережі 12.5x12.5 км (0.5x0.5 см карт інформації, яка вписується зі складними межами розділу і розподілом щільності в шарах).

Структура і щільнісна параметризація моделі. Тривимірна щільнісна модель (рис. 3) включає шари морської води та осадових відкладень, а також консолідовану кору (верхня, середня і нижня кора). Оскільки ділянка досліджень представлена двома різними морфологічними одиницями: шельфом Антарктичного п-ва (південний-схід і центр ділянки досліджень) та частиною протоки Брансфілд (північний-захід), вони, відповідно, мають різну будову. Згідно з сейсмічними даними для першої з них, пасивної області (як було сказано вище), характерна трьохшарова будова земної кори, для другої, активної, - двошарова. Побудова тривимірної щільнісної моделі базувалася на даних за трьома транссектами. Перший, довжиною 1000 км, побудований за даними ДСЗ вздовж профілів DSS-14, DSS-10S, DSS-10, DSS-20 и DSS-18, перетинає шельф Антарктичного п-ва і протоку Брансфілд (Arctic…, 2002). Другий, загальною довжиною 660 км, включає профілі DSS-10, DSS-7, DSS-2. Третій, довжиною 460 км, об'єднує дані профілів DSS-6, DSS-15, DSS-5 (Janik et al., 2006). Два останні, які субпаралельні північно-західному узбережжю Антарктичного п-ва, перетинають перехідну зону від пасивної до активної області та основні структури протоки Брансфілд. У будові земної кори уздовж всіх транссектів виділяються однакові шари і блоки.

Рис. 3. Вхідна інформація для побудови тривимірної щільнісної моделі (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).

Шар морської води. На схемі рельєфу дна (рис. 3) добре проявляються дві розломні зони, поздовжні по відношенню до Антарктичного півострова з простяганням південний-захід - північний схід, виділені в роботі (Греку, 2006). Ці зони ділять досліджувані території на три частини: зовнішній, середній та внутрішній шельф (рис. 2, 3).

Повздожня розломна зона зовнішнього шельфу, яка трасується на рифт Брансфілд, має преривистий характер і ширину 30-40 км. Її положення підтверджують дані електрорезонансного зондування, отримані 9-ою Українською Антарктичною експедицією. Для зовнішнього шельфу характерна наявність моренних масивів, великої кількості круглих, витягнутих депресій дна і жолоб, поверхня яких проходить на глибині від 300-350 до 400 м. 

Середній шельф є перехідною зоною від внутрішнього шельфу до зовнішнього. Він заповнений островами та мілинами з глибинами 100-200 м.

У разломній зоні внутрішнього шельфу переважають депресії з глибиною 300-600 м. В окремих місцях виділяються глибокі западини (понад 800 м), які сформувалися на перетині поздовжніх і поперечних розломів. Для самого внутрішнього шельфу характерні найменші глибини 200-300 м, розчленовування дна, наявність мілинних мікроблоков, на яких зосереджені групи архіпелагу.

Морфологічною особливістю активної області (район протоки Брансфілд) є великі глибини (понад 1,1 км), а також короткі і глибокі поперечні жолоби.

Щільність шару морської води прийнята в моделі рівною 1,02 г/см³.

Осадові відклади за межами протоки Брансфілд мають загальну потужність 1,5 км (Arctic…, 2002; Janik et al., 2006). Ми не деталізували осадовий шар для цієї частини моделі, тому що в своєму розпорядженні мали недостатню кількість даних для того, щоб розділити осадові відкладення шельфової частини на шар пухких та ущільнених опадів. Тому в моделі для цієї частини прийнята середня щільність 2,3 г/см³. Осадова товща протоки Брансфілд вивчена більш детально сейсмічним методом. Вона має потужність в середньому 4,5 км і розділена на два шари. Перший, потужністю 2,5 км, представлений слабо консолідовними відкладеннями зі швидкістю сейсмічних хвиль 1,56-2,9 км/с. Другий, потужністю до 2 км, включає в себе вулканогенно-осадове і консолідоване відкладення та характеризується значеннями швидкості 3,0-4,0 км/с. Глибше осадової товщі залягає шар зі швидкістю 5,2-5,8 км / с, що типово для метаморфічних і кристалічних порід кислого складу (Козленко та ін, 2007). Оскільки потужність трьох верхніх шарів протоки Брансфілд не перевищує 4,5 км, для спрощення обчислень гравітаційного ефекту для них прийнято середнє значення щільності 2,48 г/см³.

Консолідована кора. За даними сейсмометріі при переході від активної області (протока Брансфілд) до шельфу Антарктичного п-ва будова земної кори поступово змінюється. Потужність осадових відкладень поступово зменшується, а сама кора пасивної області представлена трьома шарами, які розрізняються за швидкістю поширення сейсмічних хвиль (V_p) і відповідають прийнятому поділу для континентальної кори (Christensen and Mooney, 1995; Грушинский и др., 2002). Для оцінки щільності використані кореляційні залежності r = f (Vp) узагальненого виду. Відмінності в щільностях верхньої, середньої та нижньої кори пов'язані з неоднорідним петрологічним складом порід (Грушинский и др., 2002).

Верхня кора. Швидкість змінюється від 6,30 км / с на даху шару до 6,45 км / с на його підошві, а щільність від 2,77 до 2,81 г/см3, відповідно. За даними роботи (Грушинский и др., 2002) для всієї Антарктиди швидкість у верхній корі прийнята рівною 5,7-6,3 км / с, з відповідною щільністю   2,60-2,80 г/см³. Подібне значення щільності 2,60 г/см³ отримано і за даними дослідження зразків гірських порід, відібраних С. І. Шепелем в 1997-1998 рр. під час 2-ої Антарктичної експедиції на західному узбережжі Антарктичного п-ва і в районі Аргентинських о-ів. Згідно з (Лебедев и др., 2002) низькі значення різновидів гранітів зумовлені тривалим впливом особливих кліматичних умов і наявністю льодовикового покриву. За даними (Arctic…, 2002; Janik et al., 2006) швидкісний інтервал для цього шару кори трохи вище, тому й щільність 2,77 г/см³ вищим, ніж щільність гранітів, з яких, на думку авторів роботи (Грушинский и др., 2002) складається верхня кора. По всій видимості, в розрізі присутні породи з більш високою щільністю. Наприклад, у роботі (Grad et al., 1993) ділянки підвищеної швидкості розглядаються як зони порушень, в яких можливе перешаровування порід різного типу.

Середня кора. Швидкість змінюєтсья від 6,65 км/с на даху шару до 6,85 км/с на його підошві, а щільність від 2,86 до 2,91 г/см³, відповідно. За даними роботи (Грушинский и др., 2002) щільність порід середньої кори має проміжні значення 2,80-2,90 г/см³. Середня щільність діоритів за даними (Лебедев и др.,2002) дещо нижча ніж в інших регіонах, але дорівнює 2,88 г/см³, що добре вписується в прийнятий у відповідності з сейсмічними даними інтервал щільності.

Нижня кора. Швидкість змінюється від  7,1 км/с на даху шару до 7,2 км/с на його підошві, а щільність від 2,97 до 3,00 г/см³, відповідно. За даними роботи (Грушинский и др., 2002) гговорять про те, що для нижньої кори характерні базальти з щільністю 2,9-3,1 г/см³.

Активна область протоки Брансфілд характеризується двухшаровою будовою (рис. 4).

Рис. 4. Мантійні аномалії, ізолінії мГал (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).

Середня кора. Швидкість змінюється від 6,8 км/с на даху шару до 6,85 км/с на його підошві, а щільність від 2,90 до 2,91 г/см³, відповідно.

Нижня кора. Швидкість змінюється від 7,1 км/с на даху шару до 7,4 км/с на його підошві, а щільність від 2,97 до 3,10 г/см³, відповідно.

Нижнім обмеженням моделі є схема розділу Мохо з роботи (Janik et al., 2006) (рис. 3). Як видно, максимальна потужність кори (38-42 км) спостерігається вздовж шельфу Антарктичного п-ва між о-вом Аделейд і архіпелагом Палмер. У центральній частині ділянки досліджень (район о-ів Анверс та Брабант) розташований блок, в якому потужність кори складає 38-39 км. В районі Південно-Шетландських о-ів глибина залягання розділу Мохо зменшується і складає 28-34 км. Для району о-ів Біско характерне плавне збільшення потужності кори від 32 км до 39-40 км на материку. Кора протоки Брансфілд в межах ділянки досліджень має потужність 32-34 км.

Районування земної кори району досліджень по потужності земної кори, отриманої за даними ГСЗ, збігається з її районуванням за результатами аналізу аномалій у вільному повітрі. В обох випадках виділяються три області, які відрізняються між собою. Це збіг двох незалежних методів вказує на диференціацію будови земної кори в межах цих областей.

Обговорення результатів. Результат тривимірного щільнісного моделювання представлений у вигляді схеми залишкових (мантійних) аномалій (рис. 4), які були отримані при відніманні від спостережень гравітаційного поля ефекту кори. Саме ці аномалії відображають щільнісну неоднорідність верхньої мантії.

На всій ділянці досліджень значення мантійних аномалій негативні (– 100 – (-250) мГал), що вказує на дефіцит мас в корі і верхній мантії. Він може бути викликаний розігрівом верхньої мантії та земної кори, та / або стоншенням земної кори в порівнянні з корою пасивної платформ.

Мінімальна мантійная аномалія (-100 мГал) відзначається між о-ом Брабант та Антарктичним п-ов та приурочена до системи вузьких улоговин (потужність води до 1 км), які сформувалися вздовж поперечного розлому. В межах аномалії потужність кори є типовою для пасивних платформ (близько 40 км). Південно-західна частина ділянки досліджень, яка охоплює область о-вів Біско і Антарктичний п-ів, однорідна, тут величина мантійних аномалій становить -120 - (-130) мГал, що свідчить про аномально малу і приблизно однакову щільність мантії.

На захід від о-ва Анверс, в області переходу до протоки Брансфілд, де потужність кори зменшується до 30-34 км, кора знаходиться на початковій стадії переробки під дією розігрітої мантії. Значення мантійної аномалії складають -140 - (-170) мГал. Найбільш інтенсивні аномалії (до -250 мГал) спостерігаються в районі о-ва Лівінгстон, де потужність кори різко скорочується до 28 км.

Таким чином, залишкові мантійні аномалії чітко фіксують відмінності глибинної будови, які викликані різним тепловим режимом верхньої мантії. Як показали попередні дослідження (Бурьянов и др., 1987; Литофера…, 1990; Егорова, 2001), величина мантійних аномалій закономірно відображає тип процесу і його інтенсивність (стадію) і може служити поряд з іншими, параметром, що характеризує тектонічну структуру. В комплексі з геофізичними даними вона повинна далі інтерпретуватися з залученням додаткової апріорної інформації (наприклад, дані сейсмологіі і геотерміі, вулканізму).

О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков.