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.
Рубрика ‘Австралия и Меланезия’ Category
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.
Меридиональная система Маунт-Айза в Квинсленде отличается тем, что ее активное развитие продолжалось и в раннем рифее, до 1450 млн лет т.н., хотя нижняя часть слагающего ее комплекса испытала орогенез Баррамунди. В результате было сформировано поднятие, по обе стороны которого в раннем рифее накапливались терригенные осадки. Развитие закончилось складчатостью, метаморфизмом и внедрением гранитов на рубеже раннего и среднего рифея.
В Южной Австралии нижнепротерозойские складчатые образования известны в юго-восточной части блока Гоулер и в блоке Брокен-Хилл (Вильяма) уже на границе с Тасманским палеозойским поясом. В блоке Гоулер это мелководные кварциты и пелиты, довольно мощные джеспилиты и мелководные отложения типа платформенного чехла мощностью 1,5-2,0 км, но они подверглись изоклинальной складчатости, метаморфизму до гранулитовой фации и внедрению гранитов в интервале 1,96-1,84 млрд лет т.н. Аналогичные процессы затронули и блок Брокен-Хилл, где нижнепротерозойские отложения также имеют исходный песчано-глинистый состав, но, судя по развитию турбидитов, являются более глубоководными, а по мощности достигают 7-9 км. Их отличает еще присутствие основных и кислых вулканитов, а главное - рудных горизонтов с богатой концентрацией цинка и свинца. Накопление осадков в данном блоке началось между 2,3-2,1 и 1,8 млрд лет т.н., а их метаморфизм произошел уже в начале рифея - 1,66 млрд лет т.н., интрузии наиболее молодых гранитов - 1,49 млрд лет т.н.
Австралия, нередко именуемая еще пятым, или зеленым континентом, по площади заметно уступает четырем большим континентам Земли. В физико-географическом смысле она состоит из трех главных областей-Западного плоскогорья, Центральных низменностей и Восточного нагорья. В тектоническом плане (рис.9-1) Австралию слагают два крупных структурных элемента - древняя Австралийская платформа, занимающая около двух третей его площади на западе и в центре, и палеозойский Тасманский складчато-надви-говый пояс на востоке. Зона сопряжения древней платформы и Тасманского пояса на значительном протяжении перекрыта молодым (мезозойско-кайнозойским, частично верхнепалеозойским) платформенным чехлом. Древняя платформа распространяется к северу от континента на шельфовое Арафурское море и южную часть п-ва Новая Гвинея.