Текст книги "Строение и история развития литосферы"

7. Корреляция со сходными структурами

На антарктическом континенте образования Фишерского комплекса наиболее хорошо сопоставляются с вулканогенными породами гор Сер-Роннане Земли Королевы Мод (примерно в 1500 км к западу от гор Принс-Чарльз) (Лайба, 2000; Лайба, 2000; Михальский, 2007). Геологические формации Земли Королевы Мод также входят в региональную структуру Циркумантарктического подвижного пояса, составной частью которого является и Фишерский комплекс. Супракрустальная серия гор Сер-Роннане, метаморфизованная в условиях от зеленосланцевой до гранулитовой фаций, состоит из различных гнейсов и плагиогнейсов, амфибол-плагиоклазовых кристаллосланцев, биотитовых амфиболитов, кальцифиров, мраморов и кварцитов. В наименее метаморфизованных породах различимы магматические (эффузивные) структуры. Для большинства метаморфитов реконструируется вулканогенный и осадочный генезис. Метаэффузивы прорваны мощными метаморфизованными жилами тоналитов, возможно, когенетичными аналогами первых (Иванов и Каменев, 1990). Позднейшие исследователи разделили супракрустальные породы гор Сер-Роннане на шесть толщ с выделением по геохимическим данным вулканитов океанического, островодужного и окраинно-материкового типа, а также аккреционных осадков. Протолиты вулканических пород были образованы до 1000 млн. лет (Osanai et al., 1992). Модельные Sm-Nd возраста TDM – источника вулканогенных пород – составляют 1100–1290 млн. лет (Shiraisi & Kagami, 1992). Предполагается, что осадочно-вулканогенные формации центральной части гор Сер-Роннане были сформированы условиях надсубдукционного режима. И это является наиболее важным сближающим признаком для двух сопоставляемых областей: Фишерской и Сер-Роннане. Следовательно, можно достаточно уверенно предполагать для некоторых областей Циркумантарктического подвижного пояса палеотектонические обстановки близкие или соответствующие конвергентным в период 1300–1100 млн. лет.

Фишерские образования по возрасту, составу и типу развития могут быть сопоставлены со среднерифейскими комплексами других континентов Гондваны, в частности, с рифейским подвижным поясом Олбани-Фрэзер (Albany-Fraser Orogen), развитом на юго-западе Австралии. Комплекс Фрэзер состоит из нескольких тектонических пластин и массивов, сложенных мафическими метаморфическими породами. Исходя из составов, реконструируются древние вулканические дуги, заложенные в энсиматических условиях, а геохимические особенности пород свидетельствуют о существенном влиянии субдукционных процессов (Nelson et al., 1995). Возраст заложения и развития пояса Олбани-Фрэзер – 1350–1140 млн. лет (Clark et al., 2000) – практически идентичен с рубежами развития Фишерского комплекса.

Фишерский комплекс также может быть довольно хорошо сопоставлен со среднерифейскими вулканогенными формациями Аравийско-Нубийской области, в меньшей степени с формациями Мавритано-Сенегальского пояса и провинции Наталь в южной Африке (Greenwood et al., 1976; Al-Shanti & Gass, 1983, Thomas et al., 1999), а также с некоторыми более молодыми структурами Казахстана, Тянь-Шаня и Забайкалья. Развитие Фишерского комплекса может отражать одну из ранних ступеней формирования суперконтинента Родиния на аккреционной стадии существования отдельных неконсолидированных блоков литосферы.

Литература

Андреева Е.Д., Богатиков О.А., Борсук А.М. и др., 1985. Магматические горные породы, том 1: Основные магматические породы. М., Наука, 485 с.

Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др., 1987 а. Магматические горные породы, том 6: Эволюция магматизма в истории Земли. Москва, Наука, 438 с.

Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др., 1987 б. Магматические горные породы, том 4: Кислые и средние породы. М., Наука, 373 с.

Гонжуров Н.А., Лайба А.А., 2009. Гренвильские и пан-африканские тектоно-термальные события в центральной части гор Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Материалы 42 Тектонического совещания, том 1. М., ГЕОС, с. 143–147.

Иванов В.Л., Каменев Е.Н. (ред.), 1990. Геология и минеральные ресурсы Антарктиды. М., Недра, 232 с.

Каменев Е.Н., Семёнов В.С., 2008. Тектонические провинции Восточной Антарктиды. В кн.: 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов. Санкт-Петербург, ВНИИОкеангеология, С. 339–350.

Красников Н.Н., Федоров Л.В., 1992. Геологическое строение массива Фишер. Изв. АН СССР, сер. геол., 8, с. 123–134.

Крылов Д.П., Крутикова С.В., 1994. Зеленокаменная ассоциация пород массива Фишер, горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Петрология, том 2, № 3, с. 305–310.

Кузнецов Ю.А., 1989. Избранные труды, том 2: Главные типы магматических формаций. Новосибирск, Наука, 392 с.

Лайба А.А., Михальский Е.В., 1999. Габброиды массива Уиллинг, Восточная Антарктида: расслоенная интрузия в протерозойском подвижном поясе, геологическое строение и вещественный состав. – Петрология, том 7, № 1, с. 35–57.

Лайба А.А., 2000. Строение протерозойского вулкано-плутонического комплекса центральной части гор Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Автореферат дисс. на соискание уч. ст. канд. геол. – мин. наук. СПбГУ, 23 с.

Лайба А.А, Масолов В.Н., Лейченков Г.Л. и др., 2001. Основные черты геологического строения региона гор Принс-Чарльз (Восточная Антарктида) по результатам исследований 1970–2000 гг. Сб. Полярные области земли: Геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда (Рабочие материалы международной конференции 1–3 ноября 2001). С.-Петербург, с. 194–195.

Лайба А.А., Михальский Е.В., 2001. Мезопротерозойские вулканические и плутонические ассоциации гор Принс-Чарльз (Восточная Антарктида) как индикаторы древних геодинамических режимов. Сб. Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия (материалы совещания 4–6 июня 2001), Иркутск, с. 128–131.

Лайба А.А., Воробьев Д.М., Гонжуров Н.А., Мельник А.Ю., 2001. Субщелочной многофазный плутон массива Коллинс (горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида): результаты новейших исследований. Сб. Полярные области земли: Геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда (Рабочие материалы международной конференции 1–3 ноября 2001). СПб, с. 193–194.

Лайба А.А, Кудрявцев И.В., 2006. Геологическое строение восточного борта шельфового ледника Эймери. СПб, ВНИИО, с. 33–53.

Лайба А.А., Гонжуров Н.А., 2006. Геологическое строение массива Мередит (горы Принс-Чарльз) по результатам работ 49 РАЭ. СПб, ВНИИО, с. 8–32.

Маслов В.А., Воробьев Д.М., Беляцкий Б.В. 2007. Геологическое строение и эволюция массива Шо, горы Принс-Чарльз (Восточная Антарктида). Проблемы Арктики и Антарктики. № 76. С. 137–153.

Михайлов Н.П., Иняхин М.В., Ляпичев Г.Ф., 1971. Петрография Центрального Казахстана, том 2: Интрузивные формации основных и ультраосновных пород. М., Недра.

Михальский Е.В., 1993. Петрохимическая характеристика изверженных пород массива Фишер (горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида). – Сб. Антарктика, вып. 32, 41–57 с.

Михальский Е.В., 2007. Мезопротерозойские геологические комплексы Восточной Антарктиды: вещественный состав и геодинамические условия формирования. Бюллетень МОИП, отдел геол. Т. 82. № 5. С. 3–18.

Михальский Е.В., 2008. Основные этапы и геодинамические режимы формирования земной коры Восточной Антарктиды в протерозое – раннем палеозое. Геотектоника. № 6. С. 1–23.

Михальский Е.В., Лайба А.А., Беляцкий Б.В., 2006. Возраст и некоторые черты вещественного состава горных пород массива Мередит и восточного побережья шельфового ледника Эймери. СПб, ВНИИО, с. 66–93.

Равич М.Г., Соловьев Д.С., Федоров Л.В., 1978. Геологическое строение Земли Мак-Робертсона (Восточная Антарктида). Л., Гидрометеоиздат, 229 с.

Соловьев Д.С., 1971. Геологическое строение горного обрамления ледников Ламберта и Эймери. – Сб. Антарктика. Доклады комиссии. М., Наука, с. 89–101.

Хаин В.Е., Божко, 1988. Историческая геотектоника. Докембрий. М., Недра, 381 с.

Al-Shanti A.M., Gass I.G., 1983. The Upper Proterozoic ophiolite melange zones of the easternmost Arabian Shield. – J. Geol. Soc., London, vol. 140 № 6, pр. 867–876.

Beliatsky B.V., Laiba A.A., Mikhalsky E.V., 1994. U-Pb zircon age of metavolcanics from Fisher Massif (Prince Charles Mountains), «Antarctic Science», 6 (3), pp.355–358.

Clark D.J., Hensen B.J., Kinny P.D, 2000. Geochemical constraints for a two-stage history of the Albany-Fraser Orogen, Western Australia // Prec. Res., V. 102. P. 155183.

Dalziel I.W.D., 1991. Pacific margins of Laurentia and East Antarctica-Australia as a conjugate rift pair: evidence and implications for an Eocambrian supercontinent. Geology, 19, pp. 598–601.

Greenwood W., Anderson R.E., Fleck R.J. & Schmidt D.L., 1976. Late Proterozoic cratonization in South-Western Saudi Arabia. – Phil. Trans. Soc., London, A. 280, p. 517–527.

Kinny P.D., Black L.P., Sheraton J.W, 1997. Zircon U-Pb ages and geochemistry of igneous and metamorphic rocks in the northern Prince Charles Mountains, Antarctica. AGSO Journal of Australian Geology & Geophysics, 16 (5), p. 637–654.

Meschede M., 1986. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 56, pp. 207–218.

Mikhalsky E.V., Andronikov A.V., Belyatsky B.V., 1992. Mafic igneous suites in the Lambert-Amery rift zone. In: Yoshida Y., Kaminuma K., Shiraishi K. (Eds.) Recent progress in Antarctic Earth Sciences. Terrapub, Tokyo, pp. 173–178.

Mikhalsky E.V., Andronikov A.V., Beliatsky B.V. & Kamenev E.N. 1993. Mafic and ultramafic igneous suites in the Lambert-Amery rift zone. In: Findlay R.H., Unrug R., Banks M.R. & Veevers J.J. (eds.), Gondwana Eight. A.A.Balkema, Rotterdam, P. 541–546.

Mikhalsky E.V., Sheraton J.W., Laiba A.A., Beliatsky B.V., 1996. Geochemistry and origin of Mesoproterozoic metavolcanic rocks from Fisher Massif, Prince Charles Mountains, East Antarctica. Antarctica Science 8, London, pp. 85–104.

Mikhalsky E.V., Laiba A.A., Beliatsky B.V. & Stuwe K., 1999. Geology, age and origin of the Mount Willing area (Prince Charles Mountains, East Antarctica). Antarctica Science 11 (3), London, pp. 338–352.

Мikhalsky E.V., Sheraton J.W., Laiba A.A. et al., 2001. Geology of the Prince Charles Mountains, Antarctica. AGCO – Geoscience Australia, Canberra; Bulletin 247, pp. 1-210.

Mikhalsky E.V., Beliatsky B.V., Sheraton J.W., Roland N.W. 2006. Two distinct Precambrian terranes in the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica: SHRIMP dating and geochemical constraints. Gondwana Research. V. 9. P. 291–309.

Mullen E.D., 1983. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implication for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters, 62, pp. 53–62.

Nelson D.R., Myers J.S. Nutman A.P, 1995. Chronology and evolution of the middle Proterozoic Albany-Fraser Orogen, Western Australia. Australian Journal of Earth Sciences. 42, 481–4

Osanai Y., Shiraishi K., Takahaski Y. et al., 1992. Geoshemical characteristics of metamorphic rocks from the Central S-r Rondane Mountains, East Antarctica. In: Recent Progress in Antarctic Earth Science (edited by Y. Yoshida). Tokio, pp. 17–27.

Pearce J.A. & Cann J.R., 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 19, pp. 290–300.

Pearce J.A., Harris N.B.W. & Tindle A.G., 1984. Trace element discrimination diagrams for the interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, pp. 956–983.

Sheraton J.W., Tindle A.G., Tingey R.J., 1996. Geochemistry, origin, and tectonic setting of granitic rocks of the Prince Charles Mountains, Antarctica. AGSO Journal of Australian Geology & Geophisiks, 16 (3), p. 345–370.

Shiraishi K., Kagami H., 1992. Sm-Nd and Rb-Sr ages of metamorphic rocks from The S-r Rondane Mountains, East Antarctica. In: Recent Progress in Antarctic Earth Science (edited by Y. Yoshida). Tokio, pp. 29–35.

Thomas R.J., Cornell D.H., Armstrong R.A. 1999. Provenance age and metamorphic history of the Quha Formation, Natal Metamorphic Province: a U – Th – Pb zircon SHRIMP study. South African Journal of Geology. V. 102. P. 83–88.

Tingey R.J., 1991. The regional geology of Archaean and Proterozoic rocks in Antarctica. In: Tingey R.J. (ed.) The Geology of Antarctica. Oxford, Clarendon Press, pp. 1–73.

A.A. Laiba[30]30
  Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St.-Petersburg, Lomonosov, Russia


[Закрыть], D.M. Vorobyev[31]31
  Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St.-Petersburg, Lomonosov, Russia


[Закрыть], N.A. Gonzhurov[32]32
  Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St.-Petersburg, Lomonosov, Russia


[Закрыть], E.V. Mikhalsky[33]33
  Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia), St. Petersburg, Russia


[Закрыть]. Riphean volcanic-intrusive complex in the Prince Charles Mountains (East Antarctica): geological structure and palaeogeodynamic environments

Abstract

Recent field and laboratory studies carried out in the frame of 3 IPY, including a review and integration of previously collected data, have greatly clarified the structure, composition and boundaries of the Riphean volcanic-plutonic complex (Fisher complex), serving a key region in general region grid. The sedimentary-volcanic succession comprises seven units with a total thickness of about 10 km. Their formation occurred at about 1300 Ma. The overall trend in the evolution of volcanic rocks has, in general, continuous-differentiated character: from basic to acid, from tholeiitic to calc-alkaline and moderately alkaline, from sodium to potassium, sodium and potassium rock types. Two intrusive associations may be distinguished: an early gabbro-diorite-plagiogranite and a late gabbro-granite-syenite. The early association was formed approximately at 1290–1260 Ma, and the later in the period between 1250–1195 Ma. The presence of petrochemical intrusive series, well correlated with similar series in the volcanic rocks suggests that they had common genetic features. In terms of regional geology the Fisher region is part of the Circum-Antarctic mobile belt – the largest structure of the East Antarctic craton. The Fisher region is apparently the most preserved area in the structure of this Proterozoic mobile belt and reflects one of the options of development at an early stage. Paleotectonic environment for the Fisher region corresponds with a subduction magmatic arc between 1300–1200 Ma.

Г.Б. Удинцев[34]34
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, Россия


[Закрыть], А.Ф. Береснев[35]35
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, Россия


[Закрыть], Н.А. Куренцова[36]36
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, Россия


[Закрыть], А.В. Кольцова[37]37
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, Россия


[Закрыть], Л.Г. Доморацкая[38]38
  Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, Россия


[Закрыть], Г.В. Шенке[39]39
  Институт полярных и морских исследований им. Альфреда Вегенера, Бремерхафен, Германия


[Закрыть], Н. Отт[40]40
  Институт полярных и морских исследований им. Альфреда Вегенера, Бремерхафен, Германия


[Закрыть], М. Кёниг[41]41
  Институт полярных и морских исследований им. Альфреда Вегенера, Бремерхафен, Германия


[Закрыть], В. Иокат[42]42
  Институт полярных и морских исследований им. Альфреда Вегенера, Бремерхафен, Германия


[Закрыть], В.Г. Бахмутов[43]43
  Институт геофизики НАНУ, Киев, Украина


[Закрыть], В.Д. Соловьев[44]44
  Институт геофизики НАНУ, Киев, Украина


[Закрыть], С.П. Левашов[45]45
  Институт прикладных проблем экологии, геофизики и геохимии, Киев, Украина


[Закрыть], Н.А. Якимчук[46]46
  Институт прикладных проблем экологии, геофизики и геохимии, Киев, Украина


[Закрыть], И.Н. Корчагин[47]47
  Институт геофизики НАНУ, Киев, Украина


[Закрыть]
Пролив Дрейка и море Скоша – океанские ворота Западной Антарктики

Аннотация

Рельеф дна и геофизические параметры ложа пролива Дрейка и моря Скоша рассматривались во многих публикациях. Однако тектоника и геодинамика этого пояса до сих пор во многом неясны и находят противоречивые объяснения. Ложе пролива Дрейка и моря Скоша во многих работах рассматривается, как коллаж небольших фрагментов реликтового континентального моста и обширных океанических котловин, образованных в результате спрединга при крупномасштабных горизонтальных движениях литосферных плит. Авторы предлагают альтернативную гипотезу о поясе пролива Дрейка и ложа моря Скоша, как ареале крупных фрагментов континентального моста, испытавших базификацию и дробление в условиях умеренного растяжения и недолговечного локального рифтогенеза.

Введение

Рельеф дна и геофизические параметры ложа пролива Дрейка и котловины моря Скоша, в общем, изучены неплохо, за счет многократных пересечений исследовательскими судами и в специальных экспедициях, а также и методом спутниковой альтиметрии. Происхождение ложа океана в этой области рассматривалось во многих публикациях, однако единства в интерпретации накопленных данных всё же до сих пор нет, и нерешенными остаются многие вопросы. Тектоническая природа западной части дна моря Скоша хорошо демонстрируется Западным рифтогенным хребтом, а в восточной части Восточным за дуговым рифтом. Ложе пролива Дрейка и центральная часть ложа котловины моря Скоша интерпретируется, как внедрённый фрагмент Тихоокеанской плиты или как заново созданная океаническая плита, результат предполагаемого рифтогенеза. Выполненные нами в связи с МПГ исследования рельефа дна и другие геофизические исследования, в сочетании со сбором геологических образцов, привели нас к альтернативной гипотезе о существовании там обширного пояса реликтов континентального моста между Южной Америкой и Западной Антарктидой – палео-Земли Дрейка-Скоша.

1. Региональная геология

Пролив Дрейка и котловина моря Скоша представляют собой обширную впадину между континентальными массивами Южной Америки и Западной Антарктиды. Котловина моря Скоша обрамляется на востоке вулканической Южно-Сандвичевой дугой, а на западной стороне она открыта в проливе Дрейка в сторону Тихого океана (рис. 1). Это море получило своё географическое название в память о работах в 1901–1904 годах небольшого исследовательского судна «Скоша» («Scotia»), использовавшегося национальной шотландской Антарктической экспедицией, возглавляемой Вильямом Брюсом. Две мелководных банки в южной части котловины моря Скоша были названы в память о Вильяме Брюсе и о натуралисте его экспедиции Джеймсе Пири, как банка Брюса и банка Пири. Ещё одна банка в этой области была названа банкой Дискавери в память об английском исследовательском судне «Дискавери», чьим капитаном был Роберт Скот.

Рис. 1. Рельеф дна по Электронному атласу ГЕБКО, 2009

Тектоническое обрамление пролива Дрейка и моря Скоша хорошо показано на «Тектонической карте Дуги Скоша» (Tectonic map of the Scotia Arc. BAS Misc. Sheets, scale 1:3 000 000, Cambridge, 1985). Анализ его дан в ряде публикаций (Dalziel, Elliot, 1973, Barker, Dalziel, Storey, 1991, Barker, Thomas, 2006). Основные черты тектоники составляют континентальные блоки, Гондванские кратоны.

На северной стороне это Патагония с ороклином Патагонских Анд на западной окраине и с примыкающей к нему с востока вне-Андийской Патагонией. На острове Огненной Земли Андийский ороклин, вероятнее всего, не загибается к востоку, как это предполагалось ранее (Suess, 1883), а обрублен серией разломов с горизонтальными смещениями к югу во время открытия пролива Дрейка в кайнозойское время (эоцен – олигоцен) (Livermore, Eagles et al., 2004, Herve, Miller, Pimpirev, 2006).

Восточным продолжением вне-Андийской Патагонии являются Фолклендское плато с банкой Мориса Юинга, постепенно погружающееся в восточном направлении с переходом в поднятие Северо-Восточное Джорджия, лежащее к северу от острова Южная Джорджия (Ludwig, 1983, Ludwig, Rabinowitz, 1982, Ludwig et al. 1978, Kristoffersen, LaBrecque, 1991, Ciesielski, Kristofferson et al., 1991) и в поднятие Ислас-Оркадас далее к востоку в районе между 30° и 24° з.д. (Raymond, LaBrecque, Kristofferson, 1991).

На южной стороне – это Антарктический полуостров с лежащим восточнее него Южно-Оркнейским микроконтинентом. Южный борт пролива Дрейка, Антарктический полуостров с примыкающими к нему островами, рассматривается как очевидное продолжение Патагонских Анд (Herve, Miller, Pimpirev, 2006). Осевая часть его ороклина сложена плутонами Юры и гранитоидными батолитами конца Мела – начала Палеогена. Они обрамляются с востока и с запада прорванными ими палеозойско-мезозойскими осадочными толщами. На восточном фланге полуострова они представлены триасовыми турбидитами с включениями метабазитов полуострова Тринити а на западном – мезозойскими конгломератами и турбидитами западной части острова Александра I, перекрытыми вулканитами островодужного типа.

Наиболее яркой морфоструктурой исследуемой области является Дуга Скоша, окружающая это море с трёх сторон – с севера, с востока и с юга. Геология Дуги Скоша не похожа на геологию классических островных дуг Огненного Тихоокеанского кольца. Северный и Южный хребты Дуги Скоша образованы системами тектонических блоков – отщепенцев соседних докембрийских Гондванских кратонов. Только восточная часть дуги, связывающая северный и южный хребты, и ограничивающая море Скоша от Атлантического океана, подобна большинству островных дуг Тихоокеанского пояса. Это вулканическая Южно-Сандвичева дуга. Она очень молода. Её возраст от 0,7 до 4 миллионов лет (Tectonic map of the Scotia Arc, 1985).

Северный хребет Скоша отделён от обширного докембрийского кратона вне-Андийской Патагонии узким Фолклендским трогом. Глубины трога меньше типичных океанических глубин, и дно его подстилается, предположительно, утонённой континентальной корой (Ewing J.I., 1971, Lorenzo, Mutter, 1988). Геология фрагментов северной ветви Дуги Скоша – Северного хребта Скоша – банки Бёрдвуд, блоков Блейк, Аврора, Скал Шаг и острова Южная Джорджия, идентична геологии верхних слоев Фолклендского плато, банки Мориса Юинга, поднятий Северо-Восточное Джорджия и Ислас Оркадас. Они сложены мезозойскими мелководными осадочными породами с возрастом от верхней юры до нижнего мела, перекрывающими докембрийский фундамент (Dalziel, Elliott, 1973, Barker, Dalziel, Storey, 1991).

Южная ветвь Дуги Скоша – хребет Южный Скоша, включающий Южно-Оркнейский микроконтинент, подобна по своей структуре хребту Северный Скоша. Все морфоструктурные блоки этого хребта являются, вероятнее всего, фрагментами Гондванского докембрийского кратона Западной Антарктиды. Наиболее хорошо сохранились его домезозойские структуры в крупном микроконтинентальном блоке Южно-Оркнейских островов.

Примечательной чертой хребта Южный Скоша и Антарктического полуострова является цепочка внедряющихся рифтов. Эти рифты можно рассматривать, как далеко протянувшееся на запад продолжение системы рифтов Американо-Антарктической ветви Южно-Атлантического срединно-океанического хребта. Внедрение этих рифтов отмечено интенсивным расщеплением восточной части хребта Южный Скоша, затухшим рифтом внутри микроконтинента Южно-Оркнейских островов (Barker, Dalziel, Storey, 1991, King, Barker, 1988, Кавун, Винниковская, 1993), слабоактивным рифтом Гесперида к западу от этого микроконтинента. Далее к западу оно представлено активными Восточным и Западным рифтами Брансфилд (Canals, Li Farran et al.,1996, Lawver, Sloan, Barker et.al., 1996, Galindo-Zaldivar, Jabaloy, Maldonado, Galdeano, 1996).

Тыловые структуры хребта Южный Скоша осложнены сочетанием рифтогенеза с древним региональным спредингом в северной части моря Уэдделла (Livermore, Hunter, 1966), а также диссипацией Транс-Антарктического рифта в южной части этого моря и уже отмершим локальным задуговым рифтом котловины Джейн, сопряжённым с палеодугой Джейн и молодой котловиной Пауэл (King, Barker, 1988, King, Leitchenkov, Galindo-Zaldivar et al., 1997). Однако вся эта мозаика структурных систем не маскирует остаточный континентальный фундамент блоков хребта Южный Скоша.