Фундамент платформы слагают архейские, раннеп-ротерозойские и переработанные в среднем протерозое раннедокембрийские метаморфические образования и гранитоиды. Фундамент этот выходит на поверхность на больших площадях .
Архейский комплекс пользуется значительным распространением, особенно на западе платформы, где он образует два крупных блока - Йилгары и Пилбара. На юго-востоке расположен третий блок- Гоулер. Отдельные выходы архея имеются на крайнем севере континента. Блоки Йилгарн и Пилбара являются одними из наилучше изученных в мире гранит-зеленокаменных областей, причем в первом из них развиты в основном ЗКП позднего архея, а в последнем все они относятся к среднему архею.
Блок Йилгарн, занимающий юго-западный угол Австралии, с запада, юга и юго-востока ограничен разломами, за которыми распространены среднепроте-розойские метаморфиты, и лишь на севере и северо-востоке погружается под более молодые чехольные образования и не целиком представляет граыит-зеле-нокаменную область; на западе блока простирается пояс глубоко метаморфизованных, до граиулитовой фации, пород, преимущественно гнейсов. Их возраст оценивается в 3650-3350 млн лет. Несколько позднее гнейсы были перекрыты чехлом кварцитов и пелитов. Именно в этих кварцитах на севере пояса были обнаружены самые древние из известных на Земле минералов - цирконы с возрастом до 4150 млн лет. В период 3300-3000 млн лет т.н. все эти образования подверглись деформациям, метаморфизму до граиулитовой фации и внедрению граиодиоритов. Предполагается, что весь этот ранне-средиеархейский комплекс послужил фундаментом для развитых восточнее позднеар-хейских зеленокаменных поясов, что подтверждается находками в породах последних цирконов с возрастом 3,5-3,2 млрд лет.
Сами зеленокаменыые пояса блока Йилгарн простираются в общем меридиональном направлении. В поперечном сечении они представляют, как обычно, сложные синформы с развитием надвигов и даже тектонических покровов. Выполнение этих ЗКП, как правило, трехчленное: внизу основные и ультраосновные лавы, выше кислые известково-щелочные вулканиты и, наконец, обломочные, до грубообломочных осадки, залегающие с несогласием на нижележащих образованиях. Обращает на себя внимание почти полное отсутствие андезитов, следовательно, бимодальный характер вулканитов данного блока, что дает основание считать их рифтогенными и/или связывать их происхождение с действием мантийных струй - плюмов. Но есть и другая точка зрения, согласно которой кислые вулканиты являются островодужными, а в ЗКП Кал-гурли даже принадлежащими окраиныо-континентальному вулкано-плутоническому поясу. Метаморфизм ЗКП изменяется от низших ступеней зеленосланцевой фации до высших - амфиболитовой, а на крайнем юго-западе даже гранулитовой, но преобладает зеленослан-цевый метаморфизм.
Максимальный возраст ЗКП блока Йилгарн порядка 3,0 млрд лет, минимальный - около 2,7 млрд лет. Намечается некоторое омоложение поясов в направлении с запада на восток. В интервале 2,8 или 2,7-2,6 млрд лет т.н. ЗКП начали подвергаться деформациям, метаморфизму и внедрению интрузий гранитои-дов, первоначально в виде пластовых тел. Но основная эпоха деформаций, метаморфизма и гранитоидно-го плутонизма приходится на время 2,67-2,55 млрд лет, когда произошло также становление многочисленных гранито-гнейсовых куполов. Эти процессы затронули и Западный гнейсовый пояс. Они закончились к 2,5 млрд лет т.н., после чего блок Йилгарн превратился в эократон, 70% площади которого слагают гра-нитоиды.
Происхождение ЗКП блока Йилгарн трактуется неоднозначно. Несомненно их заложение на более древней континентальной коре, очевидно в результате рифта нга, который мог перерасти в рассеянный или даже нормальный спрединг с образованием нижнего комплекса выполнения ЗКП. Образование кислых извест-ково-щелочных вулканитов может быть связано либо с выплавлением из древнего фундамента, либо с суб-дукцией океанской (квазиокеанской) коры. Гранитои-ды, судя по низким изотопно-стронциевым отношениям, имеют в своей основной массе субдукционное происхождение, но для части из них изотопия свинца заставляет допустить участие продуктов анатексиса континентальной коры. Развитие ЗКП и всего блока завершилось интенсивным сжатием на рубеже архея и протерозоя.
Блок Пилбара значительно уступает по размеру блоку Йилгарн и по ряду важных особенностей существенно от него отличается. Это касается, во-первых, времени кратонизации - 2,85 млрд лет т.н., во-вторых, возраста зеленокаменных поясов, в основном сформированных не в позднем, а в среднем архее и, в-третьих, структурного рисунка. Определяющим элементом последнего служат, как в Среднем Приднепровье или эократоне Зимбабве Южной Африки, округло-овальные гранито-гнейсовые и гранитные плутоны, представляющие не магматические диапиры, а купола. Среди них различаются две генерации: 1 - более древняя или почти синхронная древнейшим образованиям ЗКП с возрастом 3,5-3,3 млрд лет; это гнейсовидные граниты, и 2- более молодая, посттектоническая генерация с возрастом 3,0-2,85 млрд лет.
Зеленокаменные пояса в блоке Пилбара заполняют промежутки между гранитными плутонами, что
создает характерный петельчатый рисунок. Они имеют синклинальную форму, осложненную дополнительными складками и надвигами. Метаморфизм - от низших ступеней зеленосланцевой фации до амфиболитовой и явно связан сгранитоидным плутонизмом.
Состав выполнения ЗКП типично бимодальный. Уже в нижней части разреза чередуются базальты с подчиненными коматиитами и кислые вулканиты. Однако нижняя мощная толща кислых вулканитов отделяется несогласием от не содержащих таких пород самых низов разреза. Обломочные породы преобладают в его средней части, а завершается он снова бимодальными вулканитами с некоторым участием андезитов.
Определение характера фундамента, на котором закладывались ЗКП, затрудняется близостью изотопного возраста древнейших гранитоидов и низов разреза ЗКП -для тех и других получены значения порядка 3,4 млрд лет.
Помимо Западной Австралии выходы архея известны в Южной Австралии - блок Гоулер, и Северной Австралии - выступ Пайн-Крик. В обоих регионах породы относятся к самым верхам архея и представлены глубоко метаморфизованными осадочными образованиями и гранитогнейсами.
Нижний протерозой, в отличие от архея, слагает не изометричные блоки, могущие рассматриваться как ядра континентальной коры, а линейные системы, разделявшие и позднее спаявшие эти ядра. По традиционной классификации, это протогеосинклинальные системы, давшие начало орогенам. Они распространены по всей платформе. Наиболее западной из них является складчатая система Эшбертон, протягивающаяся к югу от блока Пилбара с наложенной протосинеклизой Хамерсли (см.ниже) и переходящая еще южнее в систему Гаскойн. Вместе они образуют орогеи Каприкорн, являющийся продуктом коллизии эократонов Пилбара и Йилгарн в конце раннего протерозоя. Система Эшбертон возникла на месте трога, выполненного 12-14-километровой толщей осадков, среди которых основное место занимает сланцево-граувакковая формация с подчиненными бимодальными вулканитами. Эта толща интенсивно смята в узкие складки северной вер-гентности, осложненные кливажом. К югу, уже в системе Гаскойн, осадки и вулканиты испытывают интенсивный метаморфизм, появляются крупные плутоны гранитоидов и окаймленные гранито-гнейсовые купола. Южная и центральная зоны системы Гаскойн наложены на северное погружение блока Йилгарн. архейские породы которого местами выступают на поверхность в ядрах куполов. И только в северной зоне нет признаков сиалического фундамента; именно она, очевидно, возникла на океанской коре, отмечая собой зону рифтинга и спрединга между блоками Пилбара и Йилгарн. Существенные различия между внутренней структурой и временем кратонизации этих блоков заставляют подозревать, что их должно было разделять значительное океанское пространство и сближение этих блоков сопровождалось крупными горизонтальными перемещениями. Процессы эти начались около 2,0 млрд лет т.н. и закончились 1,7-1,5 млрд лет т.н.
На севере Западной Австралии располагается почти квадратных очертаний выполненная рифейскими отложениями (см. ниже) впадина Кимберли, под которой предполагается существование архейского блока, а по ее южной и восточной окраинам протягиваются сочленяющиеся почти под прямым углом две раннеп-ротерозойские складчатые системы, соответственно, Кинг-Лиополд и Холлс-Крик. Ряд выступов складчатых образований того же возраста среди более молодого чехла имеется и восточнее, в пределах Северных территорий и северного Квинсленда вплоть до п-ова Йорк на крайнем северо-востоке континента. Все эти складчатые комплексы, кроме системы Маунт-Айза в Квинсленде, о которой речь пойдет отдельно, объединяет общность времени заключительных деформаций -1850-1890 млн лет т.н., выделенных в орогенез Барра-мунди, а также условий заложения на сиалической коре и состава слагающих образований. Последние расчленяются на три части: 1 - нижняя часть, состоящая из обломочных пород и основных вулканитов, отражающая фазу рифтинга; 2 - более тонкообломочные, часто углистые осадки с участием карбонатов и железистых кварцитов, отвечающие фазе погружения, и 3 - верхняя часть, состоящая из турбидитов и соответствующая орогенезу Баррамунди. Мощность отложений местами достигает 10 и более километров; начало их накопления датируется 2,2-2,0 млрд лет т.н., т.е. как и в случае орогена Каприкорн, развитие этих систем относится ко второй половине раннего протерозоя, а на первую половину приходится поднятие и эрозия. Отложения интенсивно смяты, метаморфизованы в зеле-носланцевой, реже амфиболитовой и даже гранулито-вой фации, прорваны интрузиями как основного, так и кислого состава. Ассоциация гранитов и кислых вулканитов характерна для завершающей стадии развития этих протогеосинклиналей; в некоторых из них, например в системе Холлс-Крик, они образуют настоящие вулкано-плутонические пояса, заставляя подозревать проявление субдукции, а значит и наличие коры если не океанского, то переходного к ней типа.
Рубрика ‘Австралия и Меланезия’ Category
Этот чехол, как и на других древних платформах мира, может быть разделен на протоплатформенные, раннедокембрийские и собственно платформенные позднедокембрийско-фанерозойские образования.
Наиболее древней и одной из древнейших в мире протоплатформенных структур, сопоставимой с южноафриканскими, является протосинеклиза Хамерсли, несогласно наложенная своим пологим северным крылом на блок Пилбара. Она выполнена мощной, более 6-7 км,толщей отложений, состоящей в нижней части из бимодальных, но преимущественно базальтовых вулканитов, с участием обломочных пород, в средней - из железистых кварцитов, имеющих большое экономическое значение (они составляют 40% из 2,5 км мощности этой части разреза), с подчиненными глинистыми породами, доломитами, кислыми вулканитами и силлами долеритов, и верхней, глинисто-класти-ческой с подчиненными вулканитами и тиллоидами предположительно ледникового происхождения. Накопление всей этой толщи происходило в интервале 2,8-2,4 млрд лет т.н., т.е. в основном в позднем архее; лишь самая верхняя серия может принадлежать низам протерозоя.
Южное крыло протосинеклизы, в отличие от северного, испытало складчатые деформации, связанные с воздействием простирающейся еще южнее ранне-протерозойской складчатой системы Эшбертон. В крупном куполе на юго-востоке выступают породы блока Пилбара. Метаморфизм выполнения синек-лизы в общем не выходит за пределы зеленосланцевой фации.
Более молодым, уже раннепротерозойским аналогом протосинеклизы Хамерсли является протосинеклиза Набберу, наложенная на северо-восточный край эок-ратона Йилгари. Соответственно, ее юго-западное крыло полого моноклинальное, а северо-восточное смято в складки и подверглось значительному метаморфизму. Структура впадины дополнительно усложнена гра-нито-гнейсовыми куполами, в которых на поверхность выведены архейские породы эократона Йилгарн. Заполнена синеклиза мелководными терригенными и карбонатными осадками, среди которых имеются крупные залежи железистых кварцитов и покрова базальтов. Накопление осадков происходило в интервале 2,2-1,7 млрд лет.
Более широким распространением, чем нижнепротерозойские, пользуются на Австралийской платформе среднепротерозойские чехольные образования. Они приурочены к двум генерациям впадин - раннерифей-ской (1,8-1,4 млрд лет) и среднерифейской (1,4-1,0 млрд лет). Наиболее крупной впадиной первой генерации является синеклиза Мак Артур в Северной Австралии, на западном побережье залива Карпентария; другими впадинами того же возраста являются впадины Бир-риидуду и Кимберли. Образованию этих впадин и накоплению в них осадков предшествовала эпоха широко проявленного анорогенного, бимодального магматизма, включая плутоны гранитов рапакиви и излияния преимущественно кислых лав. Наиболее продолжительным этот магматизм был на южной периферии блока Гоулер, где он продлился до 1,5 млрд лет, создав целый вулканический пояс.
Осадочное выполнение раннерифейских впадин представлено мелководными, частью отложенными в условиях лагун повышенной солености обломочными (кварцевые песчаники), карбонатными (строматолито-выми) и глинистыми отложениями, с подчиненными вулканитами. В бассейне Мак Артур эти отложения содержат крупные стратиформные залежи руд Pb, Zn, Ag. В этом же бассейне осевой структурой служит риф-тогенный прогиб Баттен, в котором мощность осадков достигает 12 км; в конце раннего рифея он испытал инверсию и превратился в горст. На востоке си-неклиза Мак Артур смыкается со складчатой системой Маунт-Айза.
В среднем рифее возникла новая генерация впадин-синеклиз. В Западной Австралии к ним относится си-неклиза Бангемолл, наложенная на нижнепротерозойский ороген Каприкорн, и протосинеклизы Хамерсли и Набберу. В Северной Австралии это впадины Викто-рия-Pueep и Саут-Николсон. Впадина Виктория Ривер также несогласно наложена на нижнепротерозойский ороген Пайн-Крик и нижнерифейскую впадину Бир-риндуду. Она примечательна присутствием алмазоносной лампроитовой трубки. По составу отложений сред-нерифейские впадины вполне сходны с раннерифейс-кими. Следует напомнить, что средний рифей был также основной эпохой формирования орогенов Мас-грейв и Олбэни-Фрейзер.
В позднем рифее главными событиями были заложение авлакогена Амадиес и «геосинклинали» Аделаида, о чем уже говорилось выше. Но, кроме того, в это же время продолжали развиваться впадины Кимберли и Виктория-Ривер и вновь возникли впадины Нгалия (наложенная на массив Аранта),Джорджина и Оффисер. Главной особенностью разреза этих впадин является, как и в системе Аделаида, присутствие двух горизонтов покровно-ледниковых отложений наряду с эва-поритами на более низких уровнях.
Фанерозойский мегаэтап развития Австралийской платформы открывается излиянием плато-базальтов Антрим на блоке Кимберли и во впадине Оффисер в сочетании с грубообломочными осадками. Последние накапливались также в других впадинах, унаследованных от позднего протерозоя, - авлакоген Амадиес, си-неклиза Джорджина. Но в кембрии образовались и новые области погружения, в частности синеклиза залива Бонапарта на северо-западе платформы. В ордовике несколько южнее началось погружение авлакогена Фитцрой, составившего северо-западное продолже-ниие авлакогена Амадиес. В позднем ордовике и раннем силуре платформа испытала общее поднятие, на фоне которого в силуре возник прогиб Карнарвон на западном побережье Австралии с накоплением мелководноморских и континентальных осадков; в позднем силуре возобновилось погружение авлакогена Амадиес, но в раннем и среднем девоне платформа снова подверглась осушению.
Погружения возобновились в позднем девоне в бассейнах Карнарвон, Бонапарта и Амадиес и распространились из рифта Фитцрой в более широкую синек-лизу Каннинг, но в раннем карбоне они снова ограничивались этим рифтом. В это же время авлакоген Амадиес начал испытывать складчатость, надвиги и поднятия, а впадины Карнарвон и Бонапарта продолжали погружаться. Накопление осадков во всех ранне-и среднепалеозойских впадинах платформы происходило в мелководных, часто лагунных, а также континентальных условиях.
В среднем и позднем карбоне почти вся платформа опять оказалась втянута в поднятия, на фоне которых в самом конце карбона - начале перми развивается покровное оледенение. Вместе с тем в ранней перми трансгрессия с запада проникла в грабен Фитцрой, бассейн Карнарвон и на о-в Тасмания. Мощность осадков в грабене Фитцрой достигла 4 км. Ледниковые образования известны практически во всех впадинах платформы, а в новообразованном грабене Перт (южное продолжениие рифта Карнарвон) они сменяются угленосными отложенитями; то же происходит в грабене Фитцрой. За исключением этого грабена, остальная площадь платформы в поздней перми - раннем триасе испытывает поднятие. Приподнятое над уровнем океана положение большая часть платформы сохраняет в течение всего мезозоя. Погружения охватывают северо-западную и западную ее подводные окраины, в большей или меньшей мере распространяясь на современную сушу - в бассейны Бонапарта, Каннинг, Карнарвон и Перт. В этих бассейнах преобладали континентальные или прибрежно-морские осадки, в сторону шельфа они переходили в дельтовые, а затем в более глубоководные глинистые с подводными конусами выноса. В триасе северо-западная окраина Австралии еще носила характер пассивной окраины Тети-са; в начале юры здесь начинается активный рифтинг; вторая его фаза приходится на позднюю юру-начало мела; она привела к отделению Австралии от Большой Индии.
В раннем мелу начался рифтинг на южной окраине континента, приведший в позднем мелу к отделению Австралии от Антарктиды. Погружения распространились на будущую сушу, создав здесь синеклизу Юк-ла, наложенную на южную часть палеозойской сине-клизы Оффисер и временами соединявшуюся с сиие-клизой Каннинг. Погружения продолжались здесь в палеогене, а в неогене-квартере вся древняя платформа в границах современной суши испытывала слабое поднятие.
Развитие Австралии в архее было сходно с развитием других континентов, особенно Южной Африки. Древнейшим ядром будущего континента является эок-ратон Пилбара, по времени своей консолидации -около 3,0 млрд лет т.н., сходный с Каапвальским крато-ном Южной Африки и первоначально, возможно, составлявший с ним одно целое (см. гл.7). Другие выступы архея Австралии испытали кратонизацию лишь в конце архея. Можно предполагать, что эта кратонизация охватила всю будущую древнюю платформу и что последняя вошла в это время в состав первой, эпиархей-ской Пангеи. В первой половине раннего протерозоя, до 2,2-2,0 млрд лет т.н., платформа сохраняла монолитность и приподнятое положение, но свидетельством начала ее раскалывания являются рои даек, развитые в эократонах Пилбара и Йилгарн (рис.9-8). Во второй половине раннего протерозоя процесс распада первой Пангеи привел к образованию сложной сети подвижных систем (см. рис.9-8), разделенных сохранившими стабильность блоками архейской коры (часть из них -Кимберли, Стёрт, позже оказались погребенными под рифейским чехлом). Раннепротерозойские подвижные системы несомненно заложились на архейской континентальной коре в процессе ее рифтинга, но остается неясным, каков был масштаб растяжения и привел ли он к новообразованию океанской коры, т.е. спредин-гу. Отсутствие выходов офиолитов не позволяет утверждать последнее; однако образование мощных вулка-но-плутоиических поясов на заключительной стадии развития этих протогеосинклиналей заставляет предполагать проявление субдукции если не настоящей океанской, то хотя бы субокеанской коры.
Еще более широко магматизм проявился в конце раннего - начале среднего протерозоя - 1,7-1,5 млрд лет т.н. (см. рис.9-8), в эпоху новой кратонизации, формирования новой Пангеи. Однако и эта кратонизация не привела к установлению платформенного режима на всей площади будущей платформы. В раннем рифее (см. рис.9-8) еще продолжалось активное развитие системы Маунт-Айза и окраин блоков Гоулер и Вильяма, а широтный пояс Патерсон-Масгреив, и его ветвь - пояс Олбэни-Фрейзер, сохраняли высокую подвижность, подвергаясь деформациям, гранитизации и глубокому метаморфизму почти вплоть до конца среднего протерозоя, до гренвильской эпохи . Уже в самом конце протерозоя, перед кембрием, интенсивным деформациям подверглось южное обрамление авлакогена Амадиес, возникшего в начале позднего протерозоя в той же широтной подвижной полосе, посередине пересекающей Австралийскую
платформу. Продолжающая к юго-востоку этот авла-коген интракратонная, а на юге перикратонная система Аделаида завершила свое активное развитие еще позднее, в конце кембрия - начале ордовика. К этому времени Австралия уже вошла в состав Гондваны. Но до этого, в позднем протерозое она составляла часть Восточной Гондваны вместе с Индией и Антарктидой и, по новейшим представлениям, сочленялась своим современным восточным краем с Северной Америкой (Лаврентией), входя в состав другого суперконтинента - Родинии.
В середине неопротерозоя, около 750-725 млн лет т.н., начался распад Родинии с отделением Восточной Гондваны от Северной Америки и образованием между ними пра-Тихого океана. Это событие предварялось континентальным рифтингом, проявленным на австралийской стороне в системе Аделаида. Тихоокеанская окраина Гондваны начала развиваться в активном режиме, что и привело в австралийском сегменте к образованию Тасманского подвижного пояса с его вулканическими дугами, окраинными морями, междуговыми и другими прогибами. Развитие пояса выражалось в последовательной аккреции этих структурных элементов к находившемуся на западе (в современных координатах) континенту. Процесс этот шел скачкообразно, с чередованием эпох сжатия (вероятно более кратковременных) и растяжения. Наиболее крупными эпохами сжатия явились позднедевонско-раннекарбо-новая, знаменовавшая окончание активного развития Лахланской системы и авлакогена Амадиес, позднекар-боновая - затронувшая западную зону Новоанглийской системы, и, наконец, пермско-среднетриасовая, закончившаяся становлением сложной структуры последней, по стилю (широкое проявление обдукции -покровной тектоники) заметно отличающаяся от Лахланской. Дальнейшее развитие данного сегмента активной окраины Гондваны продолжалось уже за пределами современного Австралийского континента, о нем можно судить по Новой Зеландии и Новой Каледонии (см. раздел 9.4), но некоторые участки позднепалеозой-ско-раннемезозойской Новоанглийской системы при распаде Гондваны были отторгнуты от континента и так же оказались за его пределами (плато Квинсленд, микроконтинент Лорд Хау, западная зона Южного о-ва Новой Зеландии). По мере отмирания орогенного режима в Тасманском поясе на значительной его площади началось накопление платформенного чехла, сначала в отдельных рифтогенных впадинах, а затем в крупных и плоских синеклизах Большого Артезианского бассейна и залива Карпентария. А на востоке пояса активно проявлялся магматизм - в позднем мезозое известково-щелочной и субщелочной, как эффузивный, так и интрузивный, а в кайнозое - щелочно-базальтовый, но это уже было непосредственно связано с распадом Гондваны, приведшим в конечном счете к обособлению Австралийского континента.
Процесс этот начался, как обычно, с возникновения в начале юры системы континентальных рифтов, обозначивших контуры будущего самостоятельного континента (рис.9-9). В начале поздней юры, в Оксфорде, начался спрединг в котловине Арго у северо-западного обережья Австралии; в валанжине континентальный рифт образовался на месте будущего раскола Австралии и Антарктиды и распространился к югу вдоль западной окраины Австралии, в апте здесь начался спрединг, приведший к отделению Австралии от Индии с ее северным обрамлением («Большая Индия»). При этом от Австралийского материка откалывались глыбы континентальной коры, создавшие краевые плато - Эксмут, Скотт и другие, а между ними обособились глубокие рифтовые троги, позже превратившиеся в прогибы. В начале позднего мела рифтинг начинается на восточной окраине материка, предваряя раскрытие Тасманова моря, начавшееся в сантоне, практически одновременно с началом спрединга между Австралией и Антарктидой. В палеоцене начинается раскрытие Кораллова моря, определившее северовосточную окраину Австралии, включавшую и подводное плато Квинсленд. Однако этот спрединг вскоре, уже
в начале эоцена, заканчивается, одновременно со спре-дингом в Тасмановом море. Таким образом, контуры Австралийского континента вполне определились к среднему эоцену; они включали и большую часть о-ва Новая Гвинея с шельфовым Арафурским морем и заливом Карпентария. В дальнейшем продолжалось спре-динговое отодвигание Австралии от Антарктиды и постепенный подъем поверхности континента.
Если Внутренняя Меланезийская дуга по своей первичной природе представляла собой окраину Гонд-ваны, надстроенную в позднем палеозое - раннем мезозое краевым вулкано-плутоническим поясом, то Внешняя дуга Меланезии имеет совершенно иное происхождение и возраст. Это новообразованная структура, возникшая не ранее конца мела на океанской коре, первично принадлежавшей Тихоокеанской лито-сферной плите, а ныне представляющая широкую буферную зону между этой и Индо-Австралийской плитой, состоящую тектонически из вулканических дуг и окраинных морей, а геодинамически из нескольких (4 или 5) микроплит, зону, в которой весьма активно протекают процессы субдукции, спрединга, смещения по трансформным разломам и сдвигам, вулканизма и сейсмичности .
От Каролинской и Тихоокеанской плит эта зона отделена на севере системой глубоководных желобов, простирающейся в западо-северо-западном направлении на 6 тыс. км и включающей, с запада на восток, Северо-Новогвинейский желоб, желоб Манус, Северо-Соломонов желоб и желоб Витязя. На востоке, между о-вами Фиджи и Самоа, к этой системе с юго-запада подходит, но с ней не смыкается другая система глубоководных желобов -Тонга-Кермадек-Хикуранги. Она сочленяется с Альпийским сдвигом Новой Зеландии и находит свое продолжение к югу от последней в желобе Пьюсегюр и гряде Маккуори.
Желоба северной системы, сочленяющиеся друг с другом под некоторым углом и распадающиеся на отдельные отрезки, обладают относительно небольшой глубиной, 5-6 км, и являются асейсмичными. Это дает основание полагать, что в современную эпоху субдукции вдоль них не происходит, хотя новейшие данные GPS относительно желоба Манус показывают обратное - находящиеся к югу от него о-ва Манус и Новая Ирландия смещаются к северу, в направлении Тихоке-анской плиты со скоростью 5-8 мм/год. Как бы то ни было, основная активность этой системы желобов относится к олигоцену-миоцену, когда они представляли конвергентную границу Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит с поддвигом первой под вторую. К югу от только что описанной системы желобов простираются вулканические архипелаги, составляющие северо-западный фланг Внешней Меланезийской дуги. Крайнее западное положение занимает архипелаг Бисмарка, подковообразно охватывающий с востока окраинное Новогвинейское море, называемое также морем Бисмарка. Двумя главными островами архипелага являются Новая Ирландия на северо-востоке и Новая Британия на юго-востоке. Оба сложены известково-щелочными вулканитами от основных до средних, реже кислых, от эоцен-олигоценовых до четвертичных, есть и интрузии гранодиоритов. В архипелаге имеются кроме Новой Ирландии и современные действующие вулканы.
Котловина Новогвинейского моря отличается небольшой глубиной (-2,5 км) и сравнительно значительной, 19-21 км, мощностью коры. И то, и другое нетипично для окраинных морей, но в нем установлена ось спрединга, отрезки которой сочетаются с трансформными разломами в общую систему широтного простирания, делящую бассейн на две микроплиты - северную и южную. Южная микроплита ограничивается с юга дугообразной зоной субдукции, обрамляющей на востоке о-в Новая Британия, и западнее через залив Хюон продолжающейся в пределах Новой Гвинеи разломом Раму-Маркхам, северо-западнее сочленяющимся со сдвигом Соронг.
Следующее к востоку звено Внешней Меланезийской дуги составляет архипелег Соломоновых островов. Он заключен между двумя зонами субдукции и глубоководными желобами, простирающимися с северо-запада на юго-восток. Северная зона, более древняя, отделяет архипелаг от Тихоокеанской плиты; ее основная активность относится к олигоцен-миоцену.
Центральная зона архипелага включает крупные острова Бугенвиль (частично), Шуазель, Санта-Иса-бель, Гвадалканал, Сан-Кристобаль. В основании их разреза залегает сильно нарушенный разрывами офиолитовый комплекс - древняя океанская кора предположительно позднемелового-раннепалеогенового возраста, метаморфизованная в эоцене. Выше резко несогласно располагается типично островодужный оса-дочно-вулканогенный комплекс олигоцен-миоценово-го возраста мощностью до 6 км.
Южная зона архипелага, включающая основную часть о-ва Бугенвиль и ряд мелких островов к востоку от него, представляет молодую, плиоцен-четвертичную, вулканическую дугу, возникшую над зоной суб-дукции, ограничивающей архипелаг с юга и проявленной в рельефе желобами Бугенвиль и Сан-Кристобаль. Между этими двумя вулканическими зонами прослеживается прогиб, выполненный неогеновыми осадками мощностью до 5 км.
Особый интерес вызывает северная зона архипелага, точнее, ее наиболее крупный о-в Малаита. Дело в том, что слагающие его отложения интенсивно деформированы - собраны в складки и нарушены надвигами северной вергентности, а их разрез, включающий в низах базальты, а выше пелагические осадки верхов нижнего мела - среднего миоцена, совершенно подобен вскрытому бурением разрезу смежного, но лежащего по другую сторону зоны желобов океанского плато Онтонг-Джава. Все это дало основания предполагать, что о-в Малаита представляет продукт столкновения этого плато с вулканической дугой и обдук-ции сорванной с него пластины на последнюю, произошедших в плиоцене, в основном между 4 и 2 млн лет т.н. Между тем нижняя часть коры плато Онтонг-Джава продолжала погружаться под вулканическую дугу .
К югу от о-ваНовая Британия и Соломоновых островов с ограничивающими их желобами лежит котловина Соломонова моря, еще одного сравнительно небольшого и неглубокого, до 4-5 км, окраинного моря Меланезии. С юга его ограничивают п-ов Папуа, ар-хипелег Луизиада и поднятие Поклингтон. Они образуют выпуклую к югу дугу, смыкающуюся на востоке с Соломоновым архипелагом и желобом Сан-Кристобаль. Поднятие Поклингтон отделяет котловину Соломонова моря от Кораллового моря и сопровождается с юга зоной субдукции, проявлявшей активность в течение всего палеогена.
В средней части бассейна, в направлении от п-ова Папуа на западе к углу между Южно-Соломоновой и Поклингтонской зонами субдукции в широтном направлении протягивается спрединговый хребет, возникший в начале плиоцена и активный доныне. На п-ове Папуа его продолжением служит континентальный рифт. В северо-западной части Соломонова моря выделяется еще желоб и зона субдукции Тробриан, ответвляющаяся к юго-востоку от Новобританской и затухающая в северной котловине Соломонова моря. С ней сопряжены проявления палеоген-миоценового островодужного вулканизма на о-вах Тробриан и Вудларк.
На востоке к окончанию архипелага Соломоновых островов под почти прямым углом примыкает другая вулканическая дуга - Вануату (б. Новые Гебриды), протягивающаяся в южном направлении более чем на 1000 км. Предполагается, что эти архипелаги разделяет зона разлома северо-восточного простирания, лежащая на продолжении разлома между осями спрединга Кораллового и Тасманова морей. Дуга Вануату сопровождается с запада Новогебридским желобом глубиной до 7570 м и подстилается соответствующей сей-смофокальной зоной, уверенно прослеживающейся до глубины порядка 300 км, но с отдельными очагами близ границы верхней и нижней мантии.
В строении дуги Вануату, подобно Соломоновой, различают три зоны. В Восточной зоне на поверхность выступает офиолитовый меланж, метаморфизованный в позднем эоцене - раннем олигоцене, несогласно перекрытый островодужным вулканогенно-обломочным комплексом нижнего-среднего миоцена, в свою очередь отделенного несогласием от сходного верхнем иоцепо-вого комплекса, на котором с новым несогласием залегают плио-плейстоценовые рифовые и обломочные известняки.
Центральная зона аналогична неовулкаиической зоне Соломоновых островов; подобно последней, она сложена верхнеплиоценовыми-четвертичными вулканитами; имеются и действующие вулканы. Однако западнее, во фронтальной зоне архипелага на поверхность снова выступают более древние породы - здесь это олигоценовые глубоководные глины и известняки, выше которых залегает верхнеолигоценовый-средне-миоценовый островодужный вулканогенно-обломоч-ный комплекс, слабо метаморфизованный и включающий интрузии диоритов. Его перекрывают пелагические пелиты верхнего миоцена и новый, плиоцен-четвертичный вулканогенно-обломочный комплекс.
Из данного выше краткого описания современной структуры Меланезии было видно, что этот регион является уникальным по сложности структуры и кинематики движений, включающих существование целого ансамбля микроплит, разделенных многочисленными зонами спрединга, субдукции и сдвиговых разломов. При этом вся эта мозаика возникла в основном за последние 85-80 млн лет истории Земли в процессе сложного взаимодействия конвергирующих Австралийской и Тихоокеанской литосферных плит.
Этому предшествовала аккреция континентальной коры на австралийском участке восточной окраины Гондваны в итоге завершения палеозойского развития Тасманского подвижного пояса и возникновение на этой окраине в раннем мезозое краевого вулкано-плу-тонического пояса, протянувшегося вдоль всей современной Внутренней Меланезийской дуги. Этот пояс просуществовал до конца триаса на Новой Гвинее и до конца юры на Новой Каледонии и Новой Зеландии. В конце юры - начале мела эта окраина, особенно ее ново каледонский-новозеландский отрезок, испытала мощный импульс орогенеза Рангитата, после чего на некоторое время превратилась, очевидно, в пассивную окраину с мощным флишевым осадконакоплением вдоль континентального склона и подножья.
Деструкция Австрало-Меланезийской окраины началась в середине позднего мела с образованием сначала Тасманова, а затем, в начале палеоцена , и Кораллового моря. Вскоре последовало и образование узкого Новокаледонского трога, приведшее к обособлению микроконтинента Лорд-Хау и отделению от него Внешней Меланезийской дуги в составе п-ова Папуа, Новой Каледонии, хр.Норфолк и Новой Зеландии. С начала эоцена становится очевидным и существование эисиматической Внешней дуги от архипелага Бисмарка до архипелага Кермадек над зоной субдукции Тихоокеанской плиты под микроплиты, к тому времени отделившиеся от Австралии. В конце эоцена - начале олигоцена произошла обдукция офиолитов на более древнюю континентальную кору Новой Гвинеи, Новой Каледонии и о-ва Северного Новой Зеландии с проявлением подошвенного метаморфизма. Офиолиты представляли, очевидно, кору окраинных морей отделявших Внешнюю дугу от Внутренней и их обдукция сопровождалась субдукцией нижней части литосферы этих морей под последнюю. За обдукцией последовали перемещения по поперечным сдвигам, расчленившие Внешнюю дугу на ряд сегментов.
В начале олигоцена началось раскрытие Южно-Фиджийской впадины, отделившей хр.Лау-Колвилл вместе с будущей дугой Тонга-Кермадек от Новой Каледонии и хр.Норфолк. Кора этой впадины стала испытывать субдукцию под поднятие Три-Кингс и п-ов Нортленд Северного острова Новой Зеландии.
В конце олигоцена - начале миоцена произошло новое оживление деформаций, впрочем носивших в основном блоковый характер. Они сопровождались интрузивной деятельностью и с ними совпало начало орогенеза Кайкура на Новой Зеландии.
В это время на северо-западе Внешней дуги началось обращение полярности субдукции, выразившееся в образовании зоны субдукции северного направления вдоль южного обрамления этой дуги с одновременным или несколько более ранним (прекращение вулканизма в середине миоцена!) затуханием активности северо-восточной зоны субдукции вдоль края Тихоокеанской плиты. В позднем миоцене южная зона субдукции приобрела уже значение основной границы Тихоокеанской плиты, хотя некоторые смещения вдоль северной зоны, по крайней мере на западе, продолжаются и в современную эпоху.
В позднем миоцене началось образование Северного моря Фиджи с отодвиганием дуги Вануату от дуги Фиджи-Лау и последующим образованием здесь многочисленных осей спрединга. А в позднем плиоцене от дуги Лау-Колвилл отщепилась дуга Тонга-Кермадек с образованием в промежутке рифта и впадин Лау-Гавр. К плиоцену же относится возникновение Новогвинейского моря в тылу Новобританской зоны субдукции и Соломонова моря с впадиной Вудларк в тылу отмершей к тому времени дуги Поклингтон. Кора собственно Соломонова моря, расположенного к северу от поднятия Вудларк, могла возникнуть раньше, но испытала поглощение как в Южносоломоновой зоне субдукции, так и в подобной же зоне вдоль желоба Тробриан.
В конце миоцена- начале плиоцена произошла и новая мощная вспышка островодужного вулканизма. Однако она не затронула более древние зоны островных дуг, которые в плиоцене были покрыты панцирем рифовых известняков, затем испытавших поднятие. В это же время между внутренними зонами островных дуг формировались молассовые прогибы, выполнение которых испытало некоторые деформации.
Высокая сейсмичность и продолжающийся вулканизм свидетельствуют о современной эндогенной активности региона. Новейшие данные GPS это подтверждают, зафиксировав в частности активный спрединг в котловине Вудларк и в Новогвинейском море, суб-дукцию в Новобританском желобе, сжатие вдоль разлома Раму-Маркам и поперек п-ова Папуа.
Дуга включает о-в Новая Гвинея (частично, см. ниже), о-в Новая Каледония с хр. Норфолк и о-ва Новой Зеландии.
Юго-западная часть о-ва Новая Гвинея образует, как отмечалось выше, северное продолжение древней Австралийской платформы. На северо-западе (п-ов Фогелкоп) и юго-востоке (Папуа) ее окаймляет продолжение Тасманского палеозойского складчатого пояса.Оно представлено здесь среднепалеозойским метаморфическим комплексом, несогласно перекрытым верхнепалеозойской паралической терригенной формацией и прорванным гранитоидами пермско-триасового возраста. Зона герцинской складчатости ограничена на севере разломами,ъходящими в систему сдвига Соронг.
Палеозойский комплекс местами перекрыт маломощным осадочным чехлом, который к северу, в южных предгорьях Главного хребта острова, резко возрастает в мощности, но остается сложенным мелководно-морскими мелкообломочными отложениями. В Центральной, высокогорной зоне острова развиты глубоководные терригенные отложения мела и нижнего палеогена, образованные, очевидно, в условиях континентального склона и подножья. Среди них присутствуют базальты и вулканиты среднего состава. Все эти образования метаморфизованы в зеленосланцевой, но отчасти и амфиболитовой и глаукофановой фациях; имеются и эклогиты. Деформации и метаморфизм начались здесь в позднем эоцене и продолжались до середины миоцена. Выходы подобных же метаморфитов продолжаются на п-ове Папуа, а северо-восточнее на о-вах Д'Антркасто и Луизиада. В северо-восточной же части п-ова Папуа этот метаморфический комплекс тектонически перекрывается обдуцированным на него со стороны Соломонова моря мощным офиолито-вым покровом. По мощности, достигающей 12-16 км, цельности и полноте разреза офиолитовой ассоциации это один из лучших объектов такого рода в мире, наряду с оманским и кипрским. Папуанский офиолито-вый покров прорван нижнеэоценовыми тоналитами и перекрыт среднеэоценовыми андезитами и их пиро-кластами.
Северо-западное продолжение Папуанского офи-олитового пояса прослеживается вдоль северо-восточного побережья Новой Гвинеи, прерываясь субширотными сдвигами, вплоть до п-ова Фогелкоп и архипелага Хальмахера. Вдоль самого берега и на прилегающих островах простирается наложенная на офиолитовый пояс зона миоцен-четвертичного изве-стково-щелочного вулканизма. Другой вулкано-плуто-нический пояс того же возраста наложен в основном на Центрально-Новогвинейскую зону. Между этими поясами в миоцене возникла цепочка межгорных мо-лассовых впадин, мощность осадков в которых местами превышает 5 км; они испытали в конце миоцена складчато-надвиговые деформации и новое погружение в плиоцене.
Следующим звеном Внутренней Меланезийской дуги является о-в Новая Каледония, отстоящий на 1800 км от Новой Гвинеи и 1500 км от архипелага Луизиада. В строении острова, длиной в 800 и шириной ~70 км, различают три комплекса. Нижний из них, автохтонный, включает в своем основании метаморфический комплекс предположительно среднепалеозой-ского возраста, образованный по терригенным и вулканогенным породам и несогласно перекрытый пермскими вулканитами, от основных до кислых, и далее триасом и юрой, терригенными и слабо угленосными на юго-западном хребте и вулканогенно-обломочны-ми в Центральном хребте острова. Эти отложения в конце юры - начале мела испытали интенсивные деформации с образованием изоклинальных складок северо-восточной вергентности и в Главном хребте -метаморфизм высоких давлений, после чего были перекрыты маломощным паралическим угленосным верхним мелом, кремнисто-карбонатным нижним палеогеном и среднеэоценовым флишем. На этот автохтон в Центральном хребте надвинут с северо-востока второй комплекс, состоящий из интенсивно дислоцированных и метаморфизованных в зеленосланцевой, амфиболитовой или глаукофановой фациях граувакк, сланцев и базальтов верхнего мела - нижнего палеогена, вмещающих интрузии диоритов. Возраст метаморфизма данного комплекса- средний-поздний эоцен.
Образования двух предыдущих комплексов тектонически перекрыты, как и на Новой Гвинее, мощным офиолитовым покровом. Возраст офиолитов определяется как позднемеловой-раннепалеогеновый, а возраст его надвигания как позднеэоценовый-раннеоли-гоценовый. Неоавтохтон острова образован известняками и обломочными осадками миоцен-четвертичного возраста.
Юго-восточным продолжением Новой Каледонии служит подводный хребет Норфолк, на юге примыкающий к о-ву Северному Новой Зеландии. Острова, составляющие Новую Зеландию, возвышаются на континентальном цоколе, включающем на юго-востоке подводное краевое Новозеландское плато, состоящее из поднятия Четем и плато Кемпбелл, разделенных трогом Баунти. Общая структура Новой Зеландии выглядит в виде слабо выпуклой к юго-востоку и раздваивающейся на севере дуги, косо пересеченной крупным правым сдвигом - так называемым Альпийским разломом с амплитудой по домеловым отложениям порядка 480 км .
В структуре Новой Зеландии выделяется три комплекса. Нижний охватывает образования от кембрия до девона, деформированные орогенезом Тухуа. Он выступает на западе и юге о-ва Южного; наиболее древними в его составе являются метаморфиты с венд-сред-некембрийскими акритархами, образованные по гра-уваккам и аргиллитам с подчиненными мраморами, туфами и конгломератами. Метаморфизм местами достигает амфиболитовой и даже гранулитовой фации. Содержащие определимую фауну отложения среднего кембрия - нижнего девона представлены на западе ар-козами, известняками, кварцитами, графитистыми сланцами, а на востоке вулканитами основного-среднего состава, перекрываемыми верхнеордовикскими известняками. Отложения эти интенсивно дислоцированы и метаморфизованы, особенно в восточной зоне, которая испытала надвигание и даже шарьирование на западную зону. Деформации начались еще в середине кембрия, возобновились в позднем силуре и достигли кульминации в среднем-позднем девоне, т.е. примерно тогда же, когда и в Лахланской системе Австралии. Девонский орогенез сопровождался метаморфизмом и внедрением гранитоидов с возрастом 370-350 млн лет. Начиная с позднего палеозоя область, затронутая орогенезом Тухуа, представляла устойчивое поднятие. Вдоль его восточного края на породы комплекса Тухуа несогласно наложен позднепалеозойский краевой вулканический пояс, на который в середине перми были обдуцированы офиолиты. Восточнее располагался периокеанский прогиб, в котором в поздней перми, триасе и юре накопилось 10-12 км мелководных вулкано-генно-обломочных осадков. В начале мела они были смяты в крутые складки и в современной структуре слагают крупный синклинальный прогиб.
Последний сменяется к востоку на о-ве Северном и северо-востоку на о-ве Южном антиклинорным поднятием, в котором выступает мощная толща верхнепалеозойских и триасово-юрских вулканокластических гра-увакк, аргиллитов, турбидитов и в верхнем палеозое-кремней и основных вулканитов, чрезвычайно интенсивно дислоцированная вплоть до образования шарь-яжей восточной вергентности и испытавшая зональный метаморфизм в эпоху Рангитата.
Офиолиты, надвинутые на смежную с запада зону, могли представлять основание разреза толщи, слагающей данную зону. Последняя окаймляется с востока,в пределах восточного побережья Северного острова и северо-востока Южного острова новой синклинор-ной зоной, отвечающей остаточному (после орогенеза Рангитата) прогибу, продолжавшему погружаться до середины мела и накопившему наиболее полный разрез флишоидной терригенной формации Торлесс, смятой в сложные изоклинальные складки восточной вергентности, но испытавшей лишь слабый метаморфизм.
Наиболее восточным элементом структуры Новой Зеландии является следующая антиклинорная зона, занимающая центральный отрезок восточного побережья острова и разворачивающаяся на севере к востоку в направлении подводного поднятия Четем, где слагающие ее сланцы низов разреза верхнепалеозойско-нижнемезозойского комплекса обнажаются на мелких островах.
В итоге орогенеза Рангитата центральная часть Новой Зеландии оказалась втянутой в поднятие, достигшее кульминации в начале позднего мела. Исключение составили тихоокеанское, отчасти тасманское побережья и северо-запад Северного острова. Но далее оно сменилось трансгрессией с максимумом в оли-гоцене. А в миоцене начался новый приступ деформаций - орогенез Кайкура, приведший к значительной перестройке структурого плана Новой Зеландии. Деформации этой эпохи носили сложный характер, и в них большую роль играли смещения вдоль Альпийского разлома, зародившегося, возможно, еще в конце эпохи Рангитата. Сдвиг сочетался с субдукцией на проходившей через Новую Зеландию границе Индо-Авст-ралийской и Тихоокеанской плит, направленной к северо-западу в районе Северного острова, окаймленного желобом Хикуранги, и к юго-востоку в районе Южного острова и на его южном продолжении в гряде Маккуори в океане. Поэтому деформации были связаны с транспрессией или транстенсией. Они выразились в основном блоковыми смещениями на западе обоих островов, сводовым поднятием в центре Южного острова, которому он обязан своим высокогорным рельефом (скорость современных поднятий достигает 10-12 мм/год), сдвиговыми смещениями вдоль Альпийского разлома (современная скорость 20 мм/год) и, наконец, опусканиями до 5 и более километров с образованием молассовых впадин.
На этом фоне произошла мощная вспышка наземного вулканизма, в основном в двух зонах на севере Северного острова. Одна из них - Коромандельская, была активна в неогене, другая - Таупо, активна и в современную эпоху. Зона Таупо сопряжена с зоной суб-дукции, наклоненной под Северный остров от желоба Хикуранги под углом 12° в верхней и 50° в нижней части, и отстоит на 200-270 км от оси желоба. Состав вулканитов обеих зон известково-щелочной, от андезитов до риолитов и игнимбритов; западнее появляются базальты.
Структурные зоны Новой Зеландии находят свое юго-восточное продолжение в пределах Новозеландского подводного плато, где они приобретают близ-широтное простирание, а затем обрезаются разломами, отделяющими плато от ложа Тихого океана. Выше уже говорилось, что поднятие Четем представляет продолжение восточной антиклинорной зоны Кантербе-ри. Что же касается плато Кемпбелл, то, судя по обнажениям на островах, его северная часть подстилается комплексом Рангитата, а южная - комплексом Тухуа.
Мощность земной коры достигает в центре Новой Зеландии 36 км, снижаясь до 20 км на плато Кемпбелл.
Широкое, до 3,8 тыс. км, пространство к востоку от Австралии, отделяющее этот материк от открытого Тихого океана, имеет весьма сложное устройство и включает очень разнородные тектонические элементы . Непосредственно к материку на северо-востоке примыкает Квинслендское краевое подводное плато с глубинами в 2 и менее километров и мощностью коры в 20-25 км, из которых менее 2 км приходится на осадочный чехол, а ее консолидированная часть принадлежит, очевидно, тому же тасманскому палеозойскому комплексу, что и выступающий по соседству на материке. Погружение плато началось, по данным бурения, в эоцене, примерно одновременно с раскрытием соседнего Кораллового моря (см. ниже). Плато отделено от материка узким трогом глубиной до Зкм, на его западном склоне протягивается знаменитый Большой Барьерный риф.
Впадина Кораллового моря расположена к северо-востоку от Квинслендского плато, между ним и п-вом Папуа Новой Гвинеи и архипелагом Луизиада. Она вытянута в западо-северо-западном направлении и достигает в глубину 4,6 км. Ее подстилает типичная океанская кора, в которой установлена система магнитных аномалий А23-А24, указывающая на поздне-палеоценовый-раннеэоценовый возраст, который подтвержден и бурением.
На юге Коралловое море через трансформный разлом северо-восточного простирания смыкается с более широким, более глубоким (>5 км), несколько более древним Тасмановым морем. Последнее примыкает на северо-востоке к Квинслендскому плато, а южнее непосредственно к Австралийскому материку и о-ву Тасмания, а на востоке его ограничением служит крупное подводное поднятие Лорд-Хау. Развитая в Тасмановом море система магнитных аномалий, от АЗЗ до А24, указывает на его образование в интервале 82-52 млн лет т.н., т.е. в сеноне и раннем палеогене.
Поднятие Лорд-Хау представляет типичный микроконтинент. Оно вытянуто в меридиональном направлении и на юге достигает Южного о-ва Новой Зеландии. На востоке его сопровождает узкая Новокаледонская котловина глубиной более 3 км и с корой океанского или переходного типа мощностью 8-10 км. Она отделяет поднятие Л орд-Хау от о-ва Новая Каледония и лежащего на его продолжении подводного хребта Норфолк. Само поднятие Лорд-Хау подстилается корой мощностью от 16-20 км на севере до 26-28 км на юге, консолидирования часть которой имеет, очевидно, тот же возраст, что и кора Тасманид и западной мегазоны Новой Зеландии, а осадочный чехол мощностью до 1,5 км включает маастрихтские риолиты, карбонаты верхов мела и кайнозоя; имеются и выступающие на островах вулканиты.
Остальная площадь рассматриваемой окраины Австралии относится к собственно Меланезии и в ней
обычно выделяют две зоны островных дуг - Внутреннюю и Внешнюю Меланезийские, более древнюю и более молодую.
По мере кратонизации Тасманского лояса, которая скачками продвигалась с запада на восток, на ее фоне в том же порядке возникали наложенные рифто-генные прогибы. В пределах Лахланской системы, во впадине Дарлинг отложения верхнего девона - нижнего карбона залегают уже весьма полого, но по составу отвечают скорее молассе. Собственно платформенный чехол начинает формироваться в перми; он выполняет отдельные впадины, в том числе на о-ве Тасмания, и представлен континентальными, частично угленосными отложениями, включающими и триас. В юре формируется крупнейшая, 2000 км в поперечнике, синеклиза Большого Артезианского бассейна в центре Восточной Австралии, которая продолжает развиваться в мелу и более медленно в кайнозое; морскими в ее разрезе мощностью 3 км являются лишь нижнемеловые отложения. Выполнение бассейна деформировано весьма слабо, отражая дислокации палеозойского складчатого основания. Порог Юрока отделяет Большой Артезианский бассейн от синеклизы запива Карпентария, также заложенной в средней юре, но уже целиком на докембрийском фундаменте. К югу от Большого Артезианского бассейна лежит синеклиза Марри, выполненная кайнозойскими отложениями, но перекрывающая меньший по размеру пермский и раинемело-вой прогибы. Еще южнее в той же полосе опусканий расположена синеклиза Бассова пролива, отделяющего о-в Тасманию от материка. На южном побережье последнего вдоль северной периферии синеклизы простираются широтные рифтогенные прогибы Гамбье-От-вей-Гипсленд, зародившиеся в раннем мелу, но наиболее энергично погружавшиеся в кайнозое.
Самым южным звеном этой полосы меридиональных опусканий является Тасманская синеклиза, занимающая центральную и юго-восточную части острова и выполненная континентальными пермо-триасовыми отложениями, вмещающими силлы долеритов ранне-юрского возраста.
С востока эта полоса ограничивается на континенте зоной поднятий, простирающейся параллельно современному берегу и несколько наискось к простиранию структур Тасманского пояса. Эта зона усилила свое поднятие в кайнозое, дав начало в неогене так называемому Главному Водораздельному хребту. Поднятие сопровождалось вспышкой щелочно-базальтового вулканизма. Но еще значительно раньше, в юре и раннем
мелу в современной прибрежной полосе возникли рифтогенные впадины и проявился известково-щелочной и щелочной эффузивный и интрузивный магматизм, предшествуя раскрытию Тасманова моря в позднем
мелу.
Тасманский пояс занимает восточную треть Австралийского континента. Он простирается в долготном направлении от п-ова Йорк на севере до о-ва Тасмания на юге. Свое северное продолжение пояс находит в центральной части о-ва Новая Гвинея, а южное - в Антарктиде. На востоке отторженцем пояса является западная зона Новой Зеландии. Протяженность пояса на континенте составляет 4000 км, ширина достигает 1500 км. Граница пояса с древней платформой, на значительном протяжении, как и сам пояс, скрытая под более молодым платформенным чехлом, называется «линией Тасмана» и прослеживается от краевого Джор-джтаунского массива платформы на севере у побережья сначала в юго-западном направлении, затем в юго-восточном, образуя входящий угол, а далее огибает другой краевой массив - Брокен-Хилл, и снова следует к юго-западу (рис.9-3). Только здесь между древней платформой и Тасманским поясом наблюдается переходная полоса, представленная шельфовыми верхнепротерозойскими и кембрийскими отложениями системы Аделаида и кембрийскими склоновыми отложениями узкой зоны Канманту, смятыми в сорванные с более древнего фундамента складки западной верген-тности в деламерскую эпоху тектогенеза конца кембрия - начала ордовика . Сам Тасманский пояс принято подразделять на две мегазоны - западную, завершившую свое активное развитие в среднем палеозое, и восточную, где это произошло в конце палеозоя - начале мезозоя-.
Западная мегазона нередко именуется Лахланскои, но в более строгом смысле это название применяется для большей южной части мегазоны, в пределах штатов Новый Южный Уэльс и Виктория. В ее составе различаются три главных литостратиграфических комплекса. Нижний из них образует так называемые зеле-ыокаменыые пояса, местами перекрытые верхним кембрием. Их тектоническая природа еще не вполне расшифрована, они включают породы как офиолито-вой, так и островодужной ассоциаций и отвечают, очевидно, начальной стадии развития Лахланскои системы. Заметим, что настоящие офиолиты кембрийского возраста (530 млн лет) недавно обнаружены в Восточной мегазоне. Следующий комплекс имеет в основном ордовикский возраст, начинаясь, вероятно, кембрием и заканчиваясь в силуре. Он сложен кварцево-граувак-ковыми турбидитами, пелагическими глинистыми сланцами и кремнями, нередко сочетающимися во фли-шевую формацию. На северо-востоке этот комплекс включает островодужные вулканиты и вулканогеннообломочные породы.Третий комплекс, силурийско-де-вонский, местами продолжающийся и в нижний карбон, имеет наиболее пестрый, вулканогенно-обломоч-ный состав с последовательным уменьшением глубины накопления отложений. Комплекс этот отражает заключительную стадию формирования Лахланскои системы, с последовательным примыканием к западному континенту вулканических дуг, обмелением и замыканием промежуточных, глубоководных вначале трогов и, наконец внедрением многочисленных грани-тоидных плутонов . В этом процессе традиционно различают ряд эпох сжатия - в начале и середине силура, в раннем девоне, в конце среднего девона (главная) и в раннем карбоне (заключительная). Эти эпохи сжатия чередовались и завершились эпохой растяжения; последняя была ответственна за уменьшение мощности коры после орогенного скучивания. Сформированная в итоге структура характеризуется разви-тием прямых изоклинальных складок, кливажа и крутых разрывов.
В средней части системы выделяется метаморфическое ядро с развитием зеленых сланцев и реже гнейсов, за пределами которого метаморфизм весьма слабый. Лежащий к югу от собственно Лахланскои системы о-в Тасмания образует самостоятельный террейн Западной мегазоны Тасманского пояса. Его особенностью является присутствие выступов метаморфитов с возрастом 800-700 млн лет; это заставляет предполагать, что аналогичные метаморфиты могут подстилать Лахланскую систему на материке. А в грабене между их выступами залегают зеленокаменные магматиты, аналогичные породам «зеленокаменных поясов» материка.
К северу от Лахланского «мегатеррейна» в составе Западной мегазоны различают еще несколько террей-нов, из которых наибольшим отличием от остальной Лахланскои системы характеризуется самый северный - Ходжкинсон, отделенный от остальной системы субширотным разломом и зажатый между Джорджта-унским выступом древней платформы и берегом моря. Отличия заключаются в отсутствии выходов досилу-рийских пород, преобладании силурийско-девоыско-го флиша и раннекарбоновом возрасте заключительных деформаций.
Восточная мегазона Тасманского пояса известна как Новоанглийская система. Она простирается вдоль побережья Нового Южного Уэльса и Квинсленда и отделена от Лахланской системы (в широком смысле) Сидней-Боуэнским прогибом, заполненным пермско-триасовым молассовым комплексом, существенно угленосным в своей пермской части. Этот прогиб обычно рассматривается как передовой по отношению к Новоанглийской системе, которая на него надвинута с востока, а выполнение прогиба смято в пологие консе-диментационные складки. В составе Новоанглийской системы можно различить две зоны - западную, сложенную в основном отложениями девона - нижнего карбона и консолидированную в течение среднего-позднего карбона и начала перми орогенезом Хантер,
и восточную, в которой морское осадконакопление продолжалось в перми и раннем триасе и завершилось орогенезом Боуэн в среднем триасе. Основными структурными элементами западной зоны являются вулканическая дуга и сопряженный с ней с востока прогиб. Восточная зона полого надвинута на западную; в широкой полосе этого надвига развит меланж, который сравнивают с францисканским меланжем Калифорнии. Он так же содержит фрагменты офиолитов и глауко-фановых сланцев. Структура этой зоны крайне сложная, метаморфизм местами довольно высокий. В конце карбона восточная часть системы была охвачена интенсивно проявленным средним и кислым вулканизмом и гранитоидным плутонизмом, который распространился и на северную часть Лахланской системы и
Среднепротерозойские процессы метаморфизма и гранитизации затронули расположенный в центральной части платформы крупный массив Аранта, его центральную и особенно южную зону, в то время как северная зона была кратонизирована, подобно североавстралийским протогеосинклиналям, уже после орогенеза Баррамунди. В южной зоне эти процессы закончились к рубежу раннего и среднего рифея. Однако еще южнее, в другом крупном массиве центральной Австралии, массиве Масгрейв, отделенном от массива Аранта позднерифейским рифтом - авлакогеном Амадиес, активное развитие продолжалось до конца протерозоя, т.е. до байкальской тектонической эпохи, но с предварительным интенсивным проявлением грен-вильского орогенеза. В западном направлении этот гренвильско-байкальский пояс разделяется на две ветви; северо-западная обходит эократон Пилбара и скрывается под фанерозойской синеклизой Каннинг, отделяющей этот эократон отраннепротерозойской системы Кинг-Лиополд. Юго-западная ветвь окаймляет с юго-востока и юга эократон Йилгарн и известна как ороген Олбэни-Фрейзер. В строение краевой зоны последнего повторно вовлечены архейские породы блока Йилгарн.
Центральноавстралийский гренвильско-байкальский ороген представляет собой типичный гранули-то-гнейсовый пояс. В результате проявления двух крупных эпох сжатия на уровне 1200 и 550 млн лет т.н., разделенных эпохой растяжения и основного магматизма, пояс приобрел исключительно сложную структуру, а породы его претерпели глубокий метаморфизм.Достаточно очевидно, что пояс этот и его ветви являются продуктом коллизии трех ранее, в конце раннего протерозоя, консолидированных протократонов - Западно-Австралийского, Северо-Австралийского и Южно-Австралийского (последний мог продолжаться в Антарктиду). Эта коллизия произошла в гренвильс-кую эпоху, а в начале или середине позднего рифея структура орогена была осложнена рифтиыгом с образованием прогиба Амадиес. В байкальскую эпоху (местное название - орогенез Петерман) этот авлако-ген подвергся сжатию с надвиганием на него блока Масгрейв.
Наиболее молодой структурой фундамента Австралийской платформы, завершившей свое активное развитие уже в конце кембрия является пограничная с Тасманским палеозойским поясом складчатая система Аделаида. Ее положение и тектоническая природа двойственны. В северной и центральной частях она занимает интракратонное положение, являясь вероятным юго-восточным продолжением авлакогена Амадиес. Здесь она простирается между значительно раньше консолидированными блоками Гоулер и Вильяма (Бро-кен-Хилл). А в ее южной части система Аделаида занимает пограничное положение между кратоном и Тасманским поясом, а ее верхнепротерозойско-кембрий-ские отложения представляют, по существу, отложения пассивной окраины пра-Тихого океана, в краевой части которого позднее начал формироваться Тасман-ский пояс.
Начальная, рифтовая стадия развития Аделаидской системы характеризуется, кроме накопления обломочных осадков, излиянием основных вулканитов и отложением эвапоритов, с которыми позднее было связано образование диапировых структур. Остальной разрез, мощность которого достигает 15 км, состоит из алев-ропсаммитов и карбонатов; в верхах рифея и низах венда прослеживается два горизонта ледниковых образований. Заканчивается развитие отложением пест-роцветных моласс, относящихся уже к кембрию. Складчатость, завершившая историю Аделаидской системы, произошла в конце кембрия (так называемая деламер-ская эпоха); в это же время возник единственный плу-тон гранитоидов.