Внутренняя Меланезийская дуга

http://tektokont.ru
Автор Хаин В.Е

Тихий океан

Внутренняя Меланезийская дуга включает о-в Новая Гвинея, о-в Новая Каледония с хр. Норфолк и о-ва Новой Зеландии. Юго-западная часть о-ва Новая Гвинея образует северное продолжение древней Австралийской платформы. На северо-западе (п-ов Фогелкоп) и юго-востоке (Папуа) ее окаймляет продолжение Тасманского палеозойского складчатого пояса.Оно представлено среднепалеозойским метаморфическим комплексом, несогласно перекрытым верхнепалеозойской паралической терригенной формацией и прорвано гранитоидами пермско-триасового возраста. Зона герцинской складчатости ограничена на севере разломами, входящими в систему сдвига Соронг.

Палеозойский комплекс перекрыт маломощным осадочным чехлом, который в южных предгорьях Главного хребта острова резко увеличивает мощность, но остается сложенным мелководно-морскими мелкообломочными отложениями. В Центральной, высокогорной зоне острова развиты глубоководные терригенные отложения мела и нижнего палеогена, образованные в условиях континентального склона и подножья. Среди них присутствуют базальты и вулканиты среднего состава.

Породы метаморфизованы в зеленосланцевой, отчасти амфиболитовой и глаукофановой фациях; имеются эклогиты. Деформации и метаморфизм начались здесь в позднем эоцене и продолжались до середины миоцена.

Подобные метаморфиты продолжаются на п-ове Папуа, а северо-восточнее - на о-вах Д''Антркасто и Луизиада.

В северо-восточной части п-ова Папуа метаморфический комплекс тектонически перекрывается обдуцированными на него со стороны Соломонова моря мощными(12-16 км).

Папуанские офиолиты прорваны нижнеэоценовыми тоналитами и перекрыты среднеэоценовыми андезитами и их пирокластами.

Северо-западное продолжение Папуанского офиолитового 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 известково-щелочного вулканизма. Другой вулкано-плутонический пояс того же возраста наложен на Центрально-Новогвинейскую зону. Между этими поясами в миоцене возникла цепочка межгорных молассовых впадин, мощность осадков в которых свыше 5 км; они испытали в конце миоцена складчато-надвиговые деформации и новое погружение в плиоцене.

Новая Каледония отстоит от Новой Гвинеи на 1800 км 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 основании метаморфический комплекс среднепалеозойского (?) 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-обломочными в Центральном хребте острова.

Эти отложения в конце юры - начале мела испытали стресс 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 средне эоценовым 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, мощными офиолитами.

Возраст офиолитов определяется как позднемеловой-раннепалеогеновый, а возраст его надвигания как позднеэоценовый-раннеолигоценовый.

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 -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-среднекембрийскими акритархами, образованные по грауваккам и аргиллитам с подчиненными мраморами, туфами и конгломератами.

Метаморфизм достигает амфиболитовой и гранулитовой фации. Содержащие определимую фауну отложения среднего кембрия - нижнего девона представлены на западе аркозами, известняками, кварцитами, графитистыми сланцами, а на востоке вулканитами основного-среднего состава, перекрываемыми верхнеордовикскими известняками. Отложения интенсивно дислоцированы и метаморфизованы, особенно в восточной зоне, которая испытала надвигание и даже шарьирование на западную зону. Деформации начались в середине кембрия, возобновились в позднем силуре и достигли кульминации в среднем-позднем девоне, как и в Лахланской системе Австралии. Девонский орогенез сопровождался метаморфизмом и внедрением гранитоидов с возрастом 370-350 МА.

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 вулканогенно-обломочных осадков. В начале мела они были смяты в крутые складки и в современной структуре слагают крупный синклинальный прогиб.

На о-ве Северном к северо-востоку на о-ве Южном синклинальный прогиб сменяется антиклинорным поднятием, в котором выступает мощная толща верхнепалеозойских и триасово-юрских вулканокластических граувакк, аргиллитов, турбидитов и в верхнем палеозое-кремней и основных вулканитов, чрезвычайно дислоцированная вплоть до образования шарьяжей восточной вергентности и испытавшая зональный метаморфизм в эпоху Рангитата.

Офиолиты, надвинутые на смежную с запада зону, могли представлять основание разреза данной зоны. Последняя окаймляется в пределах восточного побережья Северного острова и северо-востока Южного острова новой синклинорной зоной, отвечающей остаточному (после орогенеза Рангитата) прогибу, продолжавшему погружаться до середины мела и накопившему полный разрез флишоидной терригенной формации Торлесс, смятой в сложные изоклинальные складки восточной вергентности, но слабо метаморфизованной.

Самым восточным элементом 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. Поднятие сменилось трансгрессией с максимумом в олигоцене. В миоцене начались новые деформации - орогенез Кайкура, приведшие к значительной перестройке структурого плана Новой Зеландии. Деформации носили сложный характер и большую роль играли смещения вдоль Альпийского разлома, зародившегося в конце эпохи Рангитата. Сдвиг сочетался с субдукцией на проходившей через Новую Зеландию границе Индо-Австралийской 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.

Деформации связаны с транспрессией или транстенсией и выразились в 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 опусканиями до 5 и более километров с образованием молассовых впадин.

На этом фоне произошла мощная вспышка наземного вулканизма 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 субдукции, 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 близширотное простирание, а затем обрезаются разломами, отделяющими плато от ложа Тихого океана. Поднятие Четем представляет продолжение восточной антиклинорной зоны Кантербери, северная часть плато Кемпбелл подстилается комплексом Рангитата, южная - комплексом Тухуа.

Мощность земной коры в центре Новой Зеландии - 36 км, снижаясь до 20 км на плато Кемпбелл.