Континентальная окраина (переходная зона) шовно-глыбового типа Австралийского сегмента Тихого океана

УДК 551.242

КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ ОКРАИНА (ПЕРЕХОДНАЯ ЗОНА) ШОВНО-ГЛЫБОВОГО ТИПА АВСТРАЛИЙСКОГО СЕГМЕНТА ТИХОГО ОКЕАНА

П.Н. Куприн

Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова Поступила в редакцию 20.07.13

Континентальная окраина (переходная зона) характеризуется сложной структурой, в которой главную роль играют островодужные системы (ОДС). Последние расположены между блоками литосферы с корой континентального или субконтинентального типа и утолщенной зрелой корой океанического или субокеанического происхождения. Блоками-глыбами являются о. Новая Гвинея, Адмиралтейско-Новоирландское плато, основания Фиджийских бассейнов, часть впадины Соломонова моря, архипелаг Тонга, Новая Зеландия и др. К блокам с корой океанического типа относятся структуры, входящие в ОДС. Простирания островных дуг повторяют абрисы краев блоков-глыб. Сейсмофокальные поверхности наклонены в разные стороны, а некоторые из них являются вертикальными. ОДС как бы выжимаются снизу вверх от основания литосферы к дневной поверхности. Поэтому данная группа ОДС отнесена к шовно-глыбовому типу.

Ключевые слова: континентальная окраина, островодужная система, шовно-глыбовый тип, сейсмофокальная поверхность, Тихий океан.

Особенности макрорельефа и геологическое строение граничной области Австралия — Тихий океан свидетельствуют о сложных тектонических взаимоотношениях и необычайно контрастных свойствах внутренней структуры намечаемых здесь главных элементов континентальной окраины (переходной зоны) — остро-водужных систем (ОДС).

В региональном плане полоса ОДС образует огромную дугу, простирающуюся с крутым изломом вдоль восточного побережья Австралии и отстоящую от нее в своей вершине почти на 3000 км. Кроме ОДС по периферии огромного о. Новая Гвинея и Австралийского континента прослеживаются типичные для континентальной окраины структуры рифтогенного типа. Между ними и ОДС, занимая обширное пространство, располагаются асейсмичные — глыбовые хребты, плато и разделяющие их почти такие же по размерам обширные депрессии (рис. 1).

В глобальном плане все структурные разновидности описываемого сегмента входят в южное окончание континентальной окраины (переходной зоны) Тихого океана, а ОДС — в так называемую андезитовую линию, или в линию Р. Маршалла, которая находится между Тихоокеанской и Индо-Австралийской лито-сферными плитами.

Геология этого сегмента изучается почти два полных столетия. Опубликованы многочисленные монографии, статьи, обзорные и специальные разномасштабные карты, другие геологические документы. Однако такой обобщающей работы, в которой хотя бы в кратком виде были рассмотрены во взаимосвязи все тектонические элементы этой континентальной окраины (переходной зоны), пока еще не подготовлено. Нами предпринята попытка рассмотреть в еди-

150° 180°

Рис. 1 Обзорная карта континентальной окраины

шовно-глыбового типа Австралийского сегмента Тихого океана: 1 — расположение и названия глубоководных океанских (ГОЖ) и внутриконтинентальных (антиокеанских) глубоководных (ВГЖ) желобов и одноименных островодужных систем (ОДС): I — Новогвинейский ГОЖ, II — Западно-Меланезийский ГОЖ, III — Новобританский ВГЖ, IV — Бугенвильский—Южно-Соломонов ВГЖ, V — Шуаёзель-Малаитская депрессивная зона, VI — Витязя ГОЖ и его восточное продолжение, VII — Новогебридский ВГЖ, VIII — Тонга-Кермадек ГОЖ, IX — Поверти-Хикуранга депрессионная зона, Х — Маккуори-Хьёрт ГОЖ; 2 — оси депрессионных зон и некоторых ВГЖ; 3 — типы земной коры: а — континентальный, б — океанический; 4 — оси ГОЖ и ВГЖ; 5 — положение линии геолого-геофизического разреза В—Г

ном ключе данные различных видов исследований, отметить специфические черты сходства и различия, на этой основе подчеркнуть позиции и развитие выделяемых главных тектонических элементов как в пространстве, так и во времени. В качестве главных тектонических элементов принимались островодужные системы, содержащие типичные для них линии островов, глубоководные желоба, впадины задуговых морей.

Не все выделяемые нами ОДС общепризнаны. Основная причина этого — слабая выраженность в некоторых из них обязательных для «классических» ОДС сочетаний дугообразных линий островов, глубоководных желобов, суббассейнов во впадинах задуговых морей, что и приводит к неоднозначности определения границ намечаемых ОДС и как следствие — к различному толкованию их генезиса, к появлению противоречивых тектонических схем и моделей. В рассматриваемом сегменте переходной зоны весьма ярко проявлены разноразмерность и не всегда достоверно устанавливаемые контуры ОДС, разные направления в расположении вершин изгибающихся линий островов и глубоководных желобов, различные позиции их по отношению друг к другу, к Австралии, к глубоководной области океана. Для некоторых из них отсутствуют выдержанные в пространстве и во времени характерные геолого-геофизические показатели генезиса, развития и стабильности в сохранении приобретенных черт, свойственных островодужным системам, ряд других особенностей.

Исходя из совокупности имеющихся к настоящему времени фактических батиметрических, геоморфологических, геофизических и геологических данных, результатов глубоководного бурения в пределах юго-западной континентальной окраины (переходной зоны) Тихого океана можно выделить Новогвинейскую, Папуа-Луизиада, Новобританскую, Маттайас-Табар-скую, Соломонова архипелага, Новогебридскую и Тонга-Кермадек островодужные системы. Впадины Арафурского, Новогвинейского (Бисмарка), Соломонова, Кораллового, Южного Фиджи и Тасманова морей, а также Западно-Фиджийская впадина рассматриваются в системе этих ОДС в качестве главных структур за-дуговых (тыловых) морей.

Осложняющие эти впадины асейсмичные хребты, разделяющие их относительно узкие котловины, подводные плато и суббассейны входят в структуру этих задуговых морей.

Новогвинейская островодужная система. В качестве такого тектонического элемента Новогвинейская ОДС выделяется весьма условно по той причине, что здесь нет островов, свойственных типичным ОДС и находящихся в генетическом родстве с глубоководным океанским желобом (ГОЖ). Здесь же на месте островной линии расположено горно-складчатое сооружение эв-геосинклинальной природы, которое, по нашему мнению, является частью редуцированной островодужной системы.

Новогвинейская ОДС занимает ограниченную по размерам северо-западную часть Австралийского сегмента, включает широтно ориентированную западную половину о. Новая Гвинея, Новогвинейский глубоководный океанский желоб и задуговую впадину Арафурского моря. Остров Новая Гвинея — это огромная глыба земной коры континентального типа, генетически теснейшим образом связанная с Австралийским континентом. По осевой зоне острова проходит хр. Пе-гунунган-Маоке (П)1, сочленяющийся на западе с горными сооружениями п-ова Чендравасих (Куприн, 2013, рис. 4). Хребет Пегунунган-Маоке и продолжающий его к востоку Центральный хребет (Ц) образуют в плане изгибы, вершины которых на западе обращены к впадине Арафурского моря, в центре — к северу, к впадине Новогвинейского (Бисмарка) моря, на юго-востоке — опять к югу, к впадине Кораллового моря. Вдоль северного побережья острова простирается Береговой хребет (Бр). Отдельные структуры этого хребта (например, Соренарва) пересекают Ирианский залив в котловине Гилвинк. В западном направлении одни из них также выходят на п-ова Вогелкоп и Чен-дравасих. Более северные структуры достигают о. Биака и за ними утыкаются в малоаплитудный подводный хр. Мэйпья, отчленяющий западную центриклиналь Новогвинейского глубоководного желоба от восточной его части. Со стороны океана морфоструктуры о. Новая Гвинея соседствуют с линейно вытянутым и параллельным их осям относительно глубоким (5050 м) Новогвинейским глубоководным желобом (Нг) примерно такой же протяженности (General..., 1984).

По геологическому строению и литолого-страти-графическому составу комплексов пород Пегунунган-Маоке и Береговой хребты характеризуются свойствами эвгеосинклинальных сооружений, а разделяющая их синклинальная зона Мерфлакте относится к мио-геосинклинальным структурам (Океанографическая энциклопедия, 1974). В их строении участвуют мощные толщи осадочных, метаморфических и магматических пород палеозойского возраста и залегающие на них с крупным перерывом мел-эоценовые и более молодые терригенные, карбонатные и вулканогенные (андезитовые, базальтовые, туфовые и туффитовые) сильнодислоцированные породы. Начиная с миоцена в разрезах отложений преобладают кластические осадки. Складки нарушены разноориентированными разрывами, среди которых доминируют крупные надвиги, а иногда и сдвиги широтной ориентировки. В этой части о. Новая Гвинея и в близлежащем море нет вулканов.

Земная кора континентального типа на этой части о. Новая Гвинея достигает 20—25 км толщины. В направлении к оси Новогвинейского глубоководного океанского желоба, выполненного многосотметровой осадочной толщей позднекайнозойского возраста, мощность коры уменьшается до 15—10 км за счет выклинивания так называемого «гранитного» слоя.

1 Здесь и ниже — аббревиатура названия морфоструктурного элемента, показанного на рис. 4 в статье П.Н. Куприна (2013).

В этом же направлении происходит смена параметров естественных геофизических полей. Так, величины гравитационных аномалий в редукции в свободном воздухе изменяются от 0 на суше до +40 мГл в осевой части Новогвинейского ГОЖ. Аномалии в редукции Буге (о = 2,67 г/см3) в том же направлении возрастают от отрицательных и нулевых на острове до +180 мГл и более в глубоководном океанском желобе. Изостатические аномалии определены только для западной оконечности Новогвинейской ОДС, где они также нарастают в направлении к осевой части желоба от +48 до +146 мГл. Эти данные не свидетельствуют о тектонической стабильности рассматриваемой части Австралийского сегмента, а в большей степени свойственны типичным ОДС. В целом для нее характерны обычно наблюдаемые и на других ОДС соотношения инверсий аномалий гравитационного поля и рельефа земной поверхности (Геологический и геофизический атлас..., 1975). Оси аномалий гравитационного поля параллельны между собой и структурным линиям как на суше, так и в море.

Структуры Новогвинейской ОДС характеризуются достаточно высокой сейсмичностью. Преобладают землетрясения с магнитудой >4,5. Их очаги располагаются в сейсмофокальной поверхности с интервалами глубин от 34—100 до 300—370 км, наклоненной к югу под осевой хр. Пегунунган-Маоке. В желобе очаги землетрясений не отмечены. Существующая здесь сейс-мофокальная зона также наклонена к югу в сторону от открытого океана.

Формирование эвгеосинклинальных сооружений началось еще в конце палеозоя и продолжалось в мезозое и кайнозое. Современная тектоническая структура образовалась в течение плиоцена—плейстоцена как результат интенсивных вертикальных и надвиго-сдвиговых движений и вулканических процессов. Значительную роль, вероятно, при этом играли и горизонтальные перемещения крупных блоков земной коры. Но в целом Новогвинейскую ОДС следует рассматривать как существенно редуцированное ОДС-образование.

Островодужная система Папуа-Луизиада. Главными элементами ОДС Папуа-Луизиада являются две линии надводных и подводных островов, подводных плато и других форм донного рельефа, продолжающих во впадину Соломонова моря горно-складчатые сооружения Центрального хребта о. Новая Гвинея (Куприн, 2013, рис. 4). Эти линии на п-ове Папуа (восточная часть о. Новая Гвинея) в качестве отдельных структурных элементов выделяются, а в море они выражены весьма отчетливо и простираются на большое расстояние, постепенно расходясь к северо-востоку. В качестве глубоководного желоба выступает узкая депрессия Киривина (К), расположенная на днище впадины Соломонова моря (Сол) севернее внутренней островной линии Муайява (М). Задуговым является суббассейн в западной части Кораллового моря и причленяющий-

ся к нему с северо-востока трог Поклингтон (Пок) (General..., 1984).

Островная линия Муйява начинается от берега п-ова Папуа широким плосковершинным плато, которое постепенно, через о. Муйява переходит к востоку в узкую зону подводных островов. Эта часть северной линии простирается не широтно, а с юго-запада на северо-восток к хр. Вудларк. Цоколь плато, на котором находится о. Муйява, вблизи его изгибается весьма круто, причем вершина дуги направлена к югу. Северная ветвь может быть названа внутренней невулканической островной линией Муйява-Вудларк (В). Ни на п-ове Папуа, откуда она начинается, ни на подводных плато и возвышенностях, ни на о. Муйява вулканические центры не обнаружены.

Южная, внешняя линия объединяет структурные элементы Центрального хребта, п-ова Папуа и продолжающие его к юго-востоку подводные плато, архипелаг Луизиада (Л) и хр. Реннел (Р). На о. Новая Гвинея, в том числе и на п-ове Папуа, находится ряд плейстоценовых и современных вулканов. На морском продолжении этой линии вулканические центры отсутствуют. В ближней к п-ову Папуа части архипелага Луизиада его цоколь раздваивается, и на нем появляются две линии надводных и подводных островов. В месте изменения простирания цоколя с широтного на северо-восточное обе линии сливаются, и острова вновь составляют единую зону. В подводном положении эта зона достигает северной границы впадины Соломонова моря и близко подходит к депрессии на восточном окончании Бугенвильского глубоководного желоба (Б). Северо-восточная часть внешней островной линии имеет еще название хр. Реннел. Южная ветвь морфоструктур может быть названа внешней вулканической островной дугой Папуа-Реннел. Ее вершина также обращена к югу.

Между островными линиями Муйява-Вудларк и Папуа-Реннел располагается обширное понижение дна Соломонова моря, западное окончание которого называется впадиной Муруа.

Депрессия Киривина ориентирована с запада на восток, имеет глубину от 4324 до 5135 м, асимметричный поперечный профиль с более высоким и широким южным и малозаметным противоположным бортом и плоское днище. Депрессия замыкается у восточного окончания о. Муйява, где ей на смену приходит суб-меридианальное мозаичной формы локальное понижение морского дна.

Суббассейн Кораллового моря (Кор) обладает трапециевидной формой, крутым и коротким северным склоном, общим со склоном цоколя архипелага Луи-зиада, характеризуется нарастающей к югу глубиной от 200 до 4600 м, выровненным дном.

Геологическое строение Центрального и Берегового хребтов такое же сложное, как и хребта Пегу-нунган-Маоке и смежных районов западной части о. Новая Гвинея. В ядрах хребтов развиты комплексы пород и структурные элементы эвгеосинклинального

типа. Это многокилометровые сильнодислоцирован-ные палеозойские до пермских включительно осадочные и метаморфические породы с офиолитами и интрузиями магматических пород как кислого, так и основного состава. В залегающей несогласно на палеозойских образованиях толще триаса, нижней юры, среднего мела существенную роль играют в различной степени метаморфизованные породы вулканогенного и осадочного происхождения. Несогласно на этой толще на п-ове Папуа и на островных линиях располагаются меловые, палеогеновые, неогеновые и четвертичные вулканогенно-осадочные, терригенно-угленосные, карбонатно-терригенные, рифогенные отложения с интрузиями гранитоидов кайнозойского — от палеоцена до современного — возраста (Милсом, 1977; Packham, Andrews, 1975; Packham, Terriel, 1975; Tiensten, 1999). Ряд угловых несогласий, выпадение из разрезов отложений значительных стратиграфических интервалов, высокий уровень дислоцированно-сти всех возрастных комплексов, широкое представительство интрузий пород основного состава и вулканитов, многочисленные разрывные нарушения свидетельствуют о весьма активных тектономагмати-ческих процессах, протекавших в ОДС Папуа-Луи-зиада в фанерозое. Особенно интенсивно они проявились в течение поздней юры — среднего мела, в предэоценовое, в предмиоценовое и в послеплиоце-новое время.

Выполненные разносторонние геолого-геофизические, буровые и другие нефтегазопоисковые работы в который раз отметили сложную структуру рассматриваемого района. Большая часть западной области п-ова Папуа представляет собой блок континентальной коры, в котором она имеет мощность от 35 до 50 км и слагается преимущественно осадочными породами. По результатам изучения разрезов 183 поисково-разведочных скважин здесь обнаружены промышленные скопления нефти и газа. Был выявлен также ряд объектов, перспективных на эти полезные ископаемые. На основании используемых в литологии и особенно в нефтяной геологии показателей все эти объекты на территории Папуа объединены в одноименный се-диментационный нефтегазоносный бассейн (НГБ).

Восточнее, начиная с п-ова Папуа, структура земной коры обладает признаками, свойственными океанической коре молодых островных дуг и желобов-трогов. Территориально этот блок охватывает острово-дужную систему Папуа-Луизиада, состоящую, как уже отмечалось, из архипелага Луизиада, островных линий Муйява-Вудларк и Папуа-Реннел, соседние с ними акватории. Мощность твердой коры здесь колеблется от 12 до 18 км. Осадочная толща слагается олигоцен-четвертичными образованиями переменной мощности и литологического состава. В породах этого возраста отмечены незначительные скопления нефтей, газоконденсатов и газов. Все они являются компонентами седиментационного и НГБ мыса Фогеля (Cape Ус^е! basin). Рассматриваемый регион со всех сторон

окружен блоками с корой океанского типа (Tiensten, 1999). В депрессии Киривина и в суббассейне Кораллового моря толщина коры не превышает 10 км, и она относится к субокеаническому типу.

Контрастными являются и естественные геофизические поля. Так, гравитационные аномалии в редукции в свободном воздухе на п-ове Папуа и о. Муйява имеют линейные контуры, их величины изменяются от +80 до +120 мГл, на архипелаге Луизиада они не превышают +40 мГл, во впадине Муруа-Вудларк уменьшаются до 0 мГл. Кроме того, они еще утрачивают здесь линейные формы, становятся мозаичными, расплывчатыми. Аномалии в редукции Буге (о = 2,67 г/см3) обладают более линейными контурами и их значения от Центрального хребта к островным линиям постепенно возрастают от 0 до +80 мГл. Во впадине Муруа-Вудларк они увеличиваются до +240 мГл (Гравиметрическая карта..., 1978).

Данных о магнитном поле немного. Дж. Милсом (1977) отмечает, что оси магнитных аномалий на п-ове Папуа простираются так же, как и оси основных тектонических элементов. Однако над вулканами они приобретают округлые формы, хотя и не выходят за их пределы. Субширотные магнитные аномалии свойственны морской части внешней островной линии Папуа — Реннел.

Высокие тепловые потоки наблюдаются во впадине Муруа-Вудларк (Cande et al., 1974). Для других элементов аналогичные сведения отсутствуют.

Сейсмичность на п-ове Папуа и обеих островных линиях сравнительно невысокая. Очаги землетрясений не образуют здесь непрерывные полосы, они в основном мелкофокусные, с магнитудой >4,5 (Espinosa et al., 1981). Из анализа пространственного положения эпицентров нельзя сделать вывод о наличии здесь наклонной сейсмофокальной поверхности.

С островом Новая Гвинея генетически связаны Новобританская и Маттайас-Табарская островодуж-ные системы и разделяющие их подводное Адми-ралтейско-Новоирландское плато, Новогвинейский и Манус суббассейны впадины Новогвинейсого моря (Бисмарка). Это один из сложнейших тектонических и морфоструктурных узлов в Австралийском сегменте (рис. 2).

Новобританская ОДС соседствует с геоморфолого-структурными элементами Берегового хребта о. Новая Гвинея и имеет с ними много общего. Она объединяет о. Новая Британия и линию мелких островов и подводных возвышенностей, следующих от о. Новая Британия на запад в субширотном направлении по южной периферии впадины Новогвинейского моря (Бисмарка) почти до места сочленения Новогвинейского и Западно-Меланезийского глубоководных океанских желобов. Наиболее крупными в этой западной части являются острова Умбои, Каркар и Манам. Все острова вулканического происхождения, причем большинство вулканов активны и в настоящее время. Линия островов образует дугу, вершиной обращенную к юго-востоку, в сторону Соломонова моря.

С южной и юго-восточной сторон Новобританская линия островов ограничена сравнительно коротким, но очень глубоким (8320 м) антиокеанским желобом Новая Британия (НБ)2. Западная центриклиналь его направлена в структурное понижение между Береговым и Центральным хребтами о. Новая Гвинея. Восточный конец желоба находится почти в торцовом сочленении с Бугенвильским желобом, относящимся к островодужной системе Соломоновых островов. В этом районе соприкасаются три линии островов и два глубоких желоба (рис. 2).

В тылу у Новобританской островной линии находится впадина Новогвинейского моря (Бисмарка). В непосредственной близости от островной линии располагаются на востоке Манус (Мс), а на западе Новогвинейский (Нгс) суббассейны; их глубина превышает 2000 м. Между суббасейнами находится южный выступ цоколя Адмиралтейско-Новоирландского платообразного возвышения (Ад-Нир).

Геологическая структура о. Новая Британия и продолжающей его к западу цепи островов свидетельствует о принадлежности их к островодужной системе. Остров Новая Британия слагается сильнодислоциро-ванными палеозойскими и мезозойско-кайнозойски-ми метаморфическими и осадочно-вулканогенными породами, осложненными магматическими интрузиями эоценового и олигоценового возраста. Несогласно, с перерывами на них залегают породы миоценового возраста, состоящие из сложных островодужных вулканогенных и осадочных серий, нарушенных интрузивными телами основного и среднего состава. Отложения всех возрастов сильно дислоцированы, наблюдаются многочисленные, преимущественно согласные разрывы типа надвигов и сдвигов. В новейшее время (поздний плиоцен—ныне) активно действует ряд вулканов центрального типа, поставляющих на дневную поверхность лавы толеитового и риолитового состава.

Сейсмическими исследованиями мощность коры на о. Новая Британия определена в 35 км, в западном направлении она убывает до 15—12 км. В суббассейнах впадины Новогвинейского моря и в антиокеанском Новобританском желобе толщина коры не более 10 км, т.е. она океанического типа.

В естественных геофизических полях позиция Новобританской ОДС выражена вполне определенно. Аномалии гравитационного поля в редукции в свободном воздухе имеют строго линейную и такую же дугообразную форму, как и островная линия; они выражаются величинами от 0 до —40 мГл. Так же линейно и согласно простираются аномалии в редукции Буге (о = 2,67 г/см3), но только в пределах о. Новая Британия. На месте широтного, западного отрезка дуги аномалии в редукции Буге располагаются вкрест ее простирания и уменьшают свои величины от +160

до +80 мГл. Не совпадают простирания осей гравитационных аномалий с простиранием днищ суббассейнов впадины Новогвинейского моря.

Магнитное поле изучено недостаточно полно. В Новогвинейском море обнаружены две магнитные аномалии линейного типа, связанные скорее всего с разрывами (Cande et al., 1914; РаскИаш, Andrews, 1915). Одна из них сопряжена с сейсмически активной в настоящее время зоной дробления коры в суббассейне Манус.

Исключительно высокая сейсмичность наблюдается на о. Новая Британия. Здесь четко проявлена сейсмофокальная поверхность очагов землетрясений с магнитудой от >4,5 до >1,5. Глубина очагов изменяется от 34—100 до 300—310 км. В современной структуре Новобританской ОДС ясно обозначается наклон сейсмофокальной зоны в северном направлении. В западной части этой ОДС преобладают мелкофокусные землетрясения с магнитудой >4,5; здесь очаги землетрясений не образуют сейсмофокальную поверхность и скорее всего связаны с надвиго-сдвиговыми разрывными нарушениями.

Имеются сведения о высоком значении теплового потока в одном из пунктов на о. Новая Британия (Гравиметрическая карта..., 1918; Тихий океан..., 1914).

Маттайас-Табарская островодужная система. Центральную область впадины Новогвинейского моря занимает сложнопостроенное Адмиралтейско-Новоир-ландское платообразное возвышение. Оно образовано надводными и подводными возвышенностями, неглубокими депрессиями, ступенями, мелкими террасами, другими по форме и размерам осложнениями донного рельефа. В массе островов, входящих здесь в архипелаг Бисмарка, достаточно четко проявлена группа островов Адмиралтейства, образующая мозаичной формы платообразное возвышение морского дна с главным островом Манус в центре, и более линейная группа Новоирландских о-вов во главе с крупным одноименным островом. От о-вов Адмиралтейства к югу отходит подводная возвышенность, которая отделяет суббассейн Манус от Новогвинейского суббассейна, о чем уже упоминалось. Обе группы составляют приподнятое ядро впадины Новогвинейского моря (Mammericux et al., 1913).

Севернее этого возвышения простирается полоса мелких подводных гор и островов, сидящих на едином дугообразном цоколе, выпуклостью обращенном на север, в сторону океана. В этой полосе наиболее крупными являются острова Сан-Маттайас и Табар. От о. Сан-Маттайас к западу на значительном протяжении более крупными осложнениями морского дна служат безымянные более или менее изометричные понижения и столь же расплывчатые по форме возвышения донной поверхности.

2 Желоба Новобританский, Бугенвильский, Южно-Соломонов, Северо- и Новогебридский являются внутриконтинентальными ан-

тиокеанскими глубоководными желобами (ВГЖ).

Рис. 2. Основные морфоструктурные элементы впадины Новогвинейского (Бисмарка) моря и смежных районов Тихого океана (литературные данные, 1974—1994):

1 — Новобританская и Маттайас-Табарская ОДС;

2 — ось Западно-Меланезийского ГОЖ и Шуаёзель-Малаитской депрессионной зоны; 3 — ось Новогвинейского ГОЖ; 4 — ось Манус ГОЖ; 5 — ось Новобританского ВГЖ; 6 — региональный разлом, ограничивающий с юга архипелаг Бисмарка; стрелки указывают направление смещения блоков; 7 — разрывы локальные; 8 — изогипсы донной поверхности, м;

9 — Соломоново поднятие, плато Онтонг-Джава;

10 — побережье о. Новая Гвинея; 11 — острова и

атоллы

На самом западном конце Маттайас-Табарской полосы вновь появляются острова, четковидно и ку-лисообразно расположенные на едином цоколе. С северо-востока на юго-запад здесь размещаются острова Хермит, Ниниго, Вувулу и др. Эта линия островов почти под прямым углом подходит к Береговому хребту о. Новая Гвинея, замещаясь мелкими разноори-ентированными глубокими депрессиями и разделяющими их подводными возвышенностями различной формы. В этом же месте выклинивается и западная периклиналь Новобританской ОДС.

С северной стороны дугообразная Маттайас-Та-барская линия островов и подводных возвышенностей ограничена Западно-Меланезийским ГОЖ (6887 м), ось которого параллельна оси островной линии. По отношению к Новогвинейскому желобу Западно-Меланезийский желоб расположен дискордантно, они подходят друг к другу почти под прямым углом, причем в месте сочленения оба они выклиниваются.

На юго-востоке Маттайас-Табарская ОДС сочленяется с Бугенвильской островной линией (Бг). Глубина Западно-Меланезийского ГОЖ в этом направлении постепенно уменьшается, и на меридиане о. Бугенвиль он полностью выклинивается. С северной стороны этих морфоструктур располагается высокоприподнятая область огромного подводного плато с группой мелких островов Онтонг-Джава (General..., 1984).

Геологическое строение Маттайас-Табарской ОДС изучено недостаточно полно. К самым древним здесь относятся вулканогенно-осадочные образования позд-немелового—эоценового возраста, смятые в складки и нарушенные многочисленными разрывами. Вышележащий комплекс олигоценовых и неогеновых образований слагается вулканогенными и терригенно-карбонат-ными породами мелководно-морского генезиса мощностью от 0,5 до 1—2 км. Западно-Меланезийский ГОЖ выполнен вулканогенно-терригенными осадками большой мощности. Источниками служили острова Маттайас-Табарской дуги. В плиоцен-плейстоценовое время здесь отлагались осадки океанического происхождения, а темпы осадконакопления значительно снизились (Гриндли, 1977). Анализ условий осадко-накопления показывает, что Западно-Меланезийский ГОЖ начал формироваться в послемеловое время в результате дробления края Тихоокеанской плиты. Установлено, что в северо-восточной части рассматриваемой ОДС олигоцен-неогеновые отложения залегают на коре океанического, а в юго-западной области — на коре переходного, а местами даже на коре континентального типа. Данными сейсмических исследований определено изменение мощности коры: она интенсивно сокращается с юго-запада на северо-восток от 20 до 12 км (Тихий океан, 1974; Tiensten, 1959).

Гравитационное поле в редукции в свободном воздухе выражено расплывчатыми аномалиями со значениями около +40 мГл, а в самом желобе не превышающими нулевых значений. Относительно высокие — до +100 — +50 мГл аномалии в свободном воздухе отмечены для

соседнего о. Новая Ирландия и его ближайших окрестностей, причем их форма далека от линейного облика.

Аномалии в редукции Буге (о = 2,67 г/см3) на архипелаге Бисмарка изменяются в пределах +80 — +160 мГл и ориентированы почти вкрест простирания Маттайас-Табарской островной линии. Но в Западно-Меланезийском желобе и прилегающей к нему ближней полосе Маттайас-Табарской островной линии величины аномалий в редукции Буге возрастают до +240 —+320 мГл. Можно предположить, что они указывают на наличие здесь океанической коры. При этом изоаномалии имеют то же простирание, что и островная линия и ось желоба.

В магнитном поле северной полосы архипелага Бисмарка доминируют невыдержанные по простиранию аномалии небольшой величины. Кромки магни-тоактивных тел залегают здесь на глубине около 4 км, что соответствует мощности вулканогенно-осадочной толщи, слагающей верхний слой земной коры.

Сейсмичность Маттайас-Табарской ОДС весьма низкая. Редкие очаги землетрясений с магнитудой >4,5 располагаются на южном борту Западно-Меланезийского ГОЖ. Определить по ним наличие и положение фокальной зоны невозможно, так как все землетрясения мелкофокусные (34—100 км) (Espinosa et al., 1981). По широтно ориентированной средней линии островов архипелага Бисмарка прослеживается зона более интенсивных землетрясений, причем на о. Новая Ирландия они образуют сейсмофокаль-ную поверхность с наклоном к юго-западу. Вполне вероятно, что ее появление здесь свидетельствует о крупном разрыве сбросовосдвигового характера.

Как и для Новобританской ОДС, впадина Новогвинейского моря играет роль задугового бассейна и для Маттайас-Табарской ОДС. Входящий в ее структуру Западно-Меланезийский ГОЖ расположен с океанской стороны, имеет все признаки такого же типа структуры, как и глубоководные океанские желоба ОДС Азии. Отсутствие четких указаний на наличие под островной линией рассматриваемой ОДС сейсмофо-кальной поверхности может свидетельствовать об относительной древности этого желоба, о гораздо большем геологическом возрасте, чем островная линия. В современной структуре пододвигание смежного блока океанской плиты под островную линию не фиксируется.

Состояние геологической изученности рассматриваемой западной части Австралийского сегмента не позволяет однозначно ответить на вопрос о возрастных соотношениях Новогвинейской, Папуа-Луизиада, Новобританской и Маттайас-Табарской островодужных систем. Ясно лишь одно: Новобританская и Маттайас-Табарская ОДС являются сооружениями более молодыми, чем Адмиралтейско-Новоирландское платооб-разное возвышение. Эти ОДС обтекают его с севера и с юга, поэтому это плато следует рассматривать как стабильное в тектоническом отношении складчатое сооружение, игравшее в плиоцен-плейстоценовое время роль устойчивой глыбы. Края этой стабильной

глыбы подверглись обрушению в момент формирования островодужных систем. Очевидно, Папуа-Луизиа-да ОДС располагается на месте древней островодужной системы и вместе с Новогвинейской ОДС, заложив-шейся, вероятно, еще в мезозое и приобретшей современные формы уже в позднем миоцене, является более ранним структурным сооружением, чем Новобританская ОДС, а эта последняя — более поздним по времени сооружением, чем Маттайас-Табарская ОДС. Разрешение вопроса о возрастных соотношениях ОДС следует искать в том месте, где сочленяются Новогвинейский и Западно-Меланезийский глубоководные океанские желоба и западное окончание Новобританской ОДС.

Островодужная система Соломонова архипелага. На продолжении к юго-востоку Маттайас-Табарской ОДС находятся две близко расположенные друг к другу ветви островов Соломонова архипелага. Северо-восточная ветвь представлена островами Бугенвиль, Шуаёзель, Санта-Исабель и Малаита. От океана она отделена полосой относительно глубоких (3500—4100 м), но узких и разобщенных депрессий, которые, так же как и острова, кулисообразно сочленяются между собой на всем протяжении этой ветви (Бг). Ее можно назвать Шуаёзель-Малаитской депресионной зоной (Шм). В своем простирании эта зона образует слабовыпуклую дугу, ориентированную вершиной к расположенному на океанской стороне Соломонову поднятию на плато Онтонг-Джава.

В юго-западную ветвь Соломонова архипелага входят также вытянутые в линию острова и мелкие подводные возвышенности морфоструктурной группы во главе с островами Ново-Джорджия, Гуадалканал и Сан-Кристобаль (Гк). Многие из этих островов являются вулканическими (Churkin, Packham, 1973).

В том месте, где на востоке выклинивается Новобританский ВГЖ, после незначительного сужения его бортов начинается Бугенвильский (Б) ВГЖ (9103 м). По отношению к Новобританскому желобу он ориентирован почти под прямым углом, а перемычка между ними образована островершинной подводной возвышенностью. В юго-восточном направлении шарнир Бугенвильского желоба постепенно воздымается до 5000—4000 м, единая прежде желобоподобная форма исчезает, на ее месте возникают несколько узких локальных депрессий того же юго-восточного направления. От области воздымания шарнира еще дальше к юго-востоку начинается четко обозначенный ЮжноСоломонов (ЮС) глубоководный желоб (8487 м). На некоторых картах он называется желобом Сан-Крис-тобаль. Иногда его объединяют с Бугенвильским ВГЖ под общим названием Южно-Соломонов глубоководный желоб (Колман, Хакман, 1977; Heezen, Tharp, 1977; Smith, Sandwell, 1997).

Двухлинейная островная структура Соломонова архипелага, ограничивающая ее с севера Шуаёзель-Малаитская депрессионная зона, Бугенвильский и Южно-Соломонов глубоководные желоба составляют

сложную, но единую морфоструктуру ОДС Соломонова архипелага.

Геологическое строение ОДС Соломонова архипелага изучено недостаточно хорошо. Известные к настоящему времени самые древние отложения датируются поздним мелом. На о. Гуадалканал и о. Сан-Крис-тобаль встречены еще более ранние по времени образования — метаморфические породы «складчатого основания», прорванные штоками габбро и диоритов. Комплекс верхнемеловых— олигоценовых пород представлен сложными сериями различных сланцев, андезитовыми и базальтовыми лавами с интрузиями габбро и диоритов. В толще миоценовых отложений широко развиты рифовые известняки, вакки, калька-рениты, местами встречаются конгломераты и очень часто — различные по составу вулканиты. Особенно большие площади вулканогенных и вулканогенно-обломочных пород выявлены в юго-западной островной линии и на о. Бугенвиль. Среди отложений плиоценового возраста встречаются слои терригенных, известняковых, туфовых и других пород. В разрезах четвертичных отложений выявлены аллювий горных пород, рифовые известняки, а также многочисленные типы вулканогенных пород. Суммарная мощность обнажающихся на дневной поверхности стратиграфических подразделений достигает 6,5—7,0 км. На о. Бугенвиль и на островах юго-западной ветви располагаются рядами и группами действующие вулканы, а центральные аппараты древних вулканов обнаружены почти на всех островах этой ОДС.

Породы всех возрастов дислоцированы, нарушены многочисленными сбросами, взбросами и надвигами, сопровождаемыми нередко надвиго-сдвигами значительной амплитуды. Простирание разрывов обычно согласное с простиранием основных структурных линий. Из-за обилия разрывных нарушений складки полного профиля встречаются редко. Наиболее интенсивно разрывообразование протекало в позднем плиоцене и плейстоцене.

Структура ОДС Соломонова архипелага в естественных геофизических полях проявлена весьма своеобразно. Отрицательные — от 0 до -40 мГл гравитационные аномалии в редукции в свободном воздухе имеют линейный контур и приурочены в основном к Шуаёзель-Малаитской депрессионной зоне и к смежному склону цоколя северо-восточной ветви островов. Положительные — от 0 до +40 мГл аномалии занимают юго-западную, большую часть площади этой ОДС, и в общем виде их оси ориентированы поперек островных линий. Две локальные аномалии со значениями +80 — +120 мГл располагаются на юго-восточном конце о. Бугенвиль и на востоке межостровного трога. В желобе Бугенвиль значение аномалий в редукции в свободном воздухе достигает —248 мГл.

Гравитационные аномалии в редукции Буге (о = = 2,67 г/см3) в пределах островных линий колеблются от +50 до +150 мГл, а в направлении к днищам глубоководных желобов и в Шуаёзель-Малаитской депрес-

сионной зоне увеличиваются до +200 — +240 мГл (Боуин, 1970). Оси аномалий параллельны островным линиям и осям желобов.

Примерно такое же простирание имеют и магнитные аномалии, хотя общая структура магнитного поля не совсем ясна (Cande et al., 1974).

Данные о тепловых потоках весьма ограниченны, касаются единичных пунктов. Так, на участке между Бугенвильским и Южно-Соломоновым желобами величины теплового потока составляют 2—3 и более ЕТП. В одном из пунктов вблизи о. Санта-Круз, а также в обширной области в месте сочленения Южно-Соломонова и Северо-Новогебридского глубоководных желобов величины теплового потока не превышают 2 ЕТП (Уоп Herzen, 19730.

Мощность земной коры под островами превышает 20 км, имеются данные о значительных ее колебаниях.

Сейсмичность ОДС Соломонова архипелага исключительно высокая и проявляется в границах сравнительно узкой полосы между Шуаёзель-Малаитской депрессионной зоной на северо-востоке и днищами ВГЖ на юго-западе. Очаги землетрясений с магниту-дой >7,5 прослежены на глубине от 100 до 700 км на северо-восточной окраине полосы островных линий. Землетрясения с магнитудой >4,5 не выходят за пределы глубины 34—100 км и трассируются вдоль юго-западного ограничения этих линий; при этом на акваторию глубоководных желобов они не заходят (Сайкс, 1970; Espinosa et al., 1981). Это дает основание предполагать, что поверхность сейсмофокальной зоны наклонена к северо-востоку, в сторону открытого океана. Однако начиная от центральной области и дальше к юго-восточному окончанию ОДС очаги глубоких и высокоинтенсивных землетрясений смещаются к юго-западу, и в этом случае сейсмофокальная поверхность становится, скорее всего, вертикальной. Такое явление может быть связано с широким развитием здесь вертикальных глубинных разломов и вертикальным направлением движения нарушенных разломами горных масс.

Отсутствие очагов землетрясений в пределах Шуаё-зель-Малаитской депрессионной зоны надо связать с прекращением подвижек со стороны океанской плиты. Сама же депрессионная зона в этом случае представляется в качестве засыпанного кайнозойскими осадочными образованиями древнего глубокого океанского желоба.

ОДС Соломонова архипелага заложилась на коре субконтинентального типа примерно в середине мелового периода. Последующая тектоническая эволюция вошедших в структуру ее складчатого основания блоков коры этого типа протекала в режиме интенсивных перестроек, которые в интервалах от среднего эоцена до олигоцена и от среднего миоцена до позднего плиоцена были наиболее существенными. Современная форма этой островной дуги приобретена ею в четвертичное время, чему особенно способствовали исключительно активная вулканическая деятельность и тектоническое дробление.

Новогебридская островодужная система. Огромный цоколь Соломонова архипелага на юго-востоке почти под прямым углом подходит к островным линиям Новогебридского архипелага. Острова этого архипелага образуют Западную (ЗН) и Восточную (ВН) линии, имеющие юго-юго-восточное простирание и доходящие почти до Южного Тропика. Западная линия включает острова группы Санта-Круз, крупные острова Эспириту-Санто и Малекула и серию мелких подводных плосковершинных возвышенностей и узких понижений донной поверхности. Со стороны Кораллового моря эта островная линия ограничена коротким Северо-Новогебридским (СНг) ВГЖ (9174 м). На некоторых картах он называется желобом Санта-Круз. Южная центриклиналь этого желоба резко воздымается на подходе к о. Эспириту-Санто и на широте между этим островом и о. Малекула полностью выклинивается. Ось желоба изгибается так же, как и Западная островная линия, т.е. обе эти морфоструктуры характеризуются согласным простиранием (рис. 3).

Восточная островная линия по отношению к Западной линии расположена кулисообразно, поднимаясь достаточно высоко к северу от широты о. Эс-пириту-Санто. Возможно, что имеется структурная связь с одним или несколькими мелкими островами на восточной периферии группы Санта-Круз.

Относительно крупными в Восточной линии являются острова Футуна, Эрроманга, Эфате, Лопеви, Амбрим, Пентекоста, Маэво и Оба. Три первых острова приурочены к подводному плато, в южной части которого находится крупная банка Константине.

Широтный отрезок на юге Восточной линии и его дальнейшее, уже северо-восточное продолжение носят название подводного хр. Хантер (Х). Узкие вытянутые локальные фрагменты этого хребта достигают Фиджийского плато с группой островов Фиджи на своей вершине. С западной и южной стороны Восточная линия островов и частично хр. Хантер обрамлены Южно-Новогебридским (ЮНг) ВГЖ (7633 м). Особенно широкий к югу от о. Малекула и глубокий этот желоб постепенно суживается, выполаживается на широтном отрезке и нацело выклинивается при подходе к островам Фиджи. В этом месте он замещается серией узких и длинных депрессий, которые, вероятно, связаны с одноименной разрывной зоной (General, 1984; Packham, Terrill, 1975).

В непосредственной близости от вершины дуги Южно-Новогебридского желоба с юго-запада располагается надводно-подводная цепь островов, образующих протяженную непрерывную линию хр. Лоялти (Луайоте) — хр. Трех Королей.

В межостровном троге и на многих островах Восточной линии активно действуют вулканы с центральными аппаратами (С^гкт, Packham, 1973; Rigolot, 1989).

Геологическое строение Новогебридской ОДС весьма сложное как по структуре разрезов отложений, так и, особенно, по разнообразию следов проявлявшихся здесь тектономагматических и вулканогенных процес-

Рис. 3 Структурная карта (а) и сейсмофокальный профиль (б) по линии А-Б-В Новогебридской ОДС (Дюбуа и др., 1978 с добавлениями):

1 — изогипсы сейсмофокальной поверхности, км; 2 — изогипсы донной поверхности, м; 3 — острова; 4 — линия А-Б-В сейсмо-фокального профиля; 5 — очаги землетрясений; 6 — интервал разрыва верхней мантии

сов. Наиболее древние метаморфические и магматические образования имеют домиоценовый возраст и представлены серпентинизированными перидотитами с отторженцами амфиболитов, прорваны интрузиями габбро, в некоторых местах залегают рядом с пелагиче-

скими аргиллитами красного цвета. По тектоническим контактам эти породы соседствуют с вулканогенно-обломочными породами, включающими мощные слои турбидитов, туфов, различных брекчий и конгломератов. На некоторых островах вулканогенно-обломочные образования замещаются или несогласно перекрываются рифовыми известняками, косослоистыми песчаниками, другими литологическими типами пород как мелководно-морского, так и глубоководного происхождения. В разрезах отложений определены породы домиоценового возраста, всех подотделов миоцена, в полном объеме плиоцен и плейстоцен. Суммарные мощности обнажающихся на островах разрезов отложений колеблются от 4 до 9,3 км. В наиболее полных и хорошо изученных разрезах выявлен ряд угловых несогласий, в частности между более древними и миоценовыми образованиями, между нижним и средним миоценом, между миоценом и плиоценом, а также между плиоценом и четвертичными отложениями.

Породы всех возрастов разбиты многочисленными разрывами, имеющими в большинстве случаев вертикальные поверхности. Амплитуды разрывов изменяются в широких пределах. Крупные разрывы ориентированы согласно с простиранием самих островов. Складки полного профиля встречаются очень редко, и все они небольшого размера. Многие виды деформаций обусловлены интрузивными штоками диоритов, монцонитовых аплитов, габбро и вулканическими процессами.

Структура естественных геофизических полей Новогебридской ОДС имеет существенные отличия от ранее описанных ОДС. Так, гравитационные аномалии в редукции в свободном воздухе здесь строго линейны, простираются они согласно с простиранием островных линий вплоть до Южного Тропика, величины их колеблются от 0 до -80 мГл. В осевых частях ВГЖ они иногда уменьшаются до -120 мГл. К. Боуин (1970) приводит данные, что в Новогебридском желобе величина такой аномалии достигает -278 мГл. Вместе с тем в Восточной островной линии и на некоторых крупных островах Западной линии значения таких аномалий возрастают до +40 мГл. В редукции Буге структура гравитационного поля не менее сложная. И здесь вырисовывается в целом согласное простирание осей аномалий и крупных островов. Однако распределение величин аномалий меняется существенным образом: в группе островов Санта-Круз и в группе южных островов они превышают +240 мГл, а в середине островных линий их значения не выходят за пределы +80 — +160 мГл.

Магнитное поле также отличается значительной контрастностью. На северо-северо-западном участке Новогебридской ОДС, вблизи группы островов Сан-то-Круз доминируют узкие локальные аномалии сравнительно невысокой интенсивности, в которых верхние кромки магнитоактивных тел приближены к донной поверхности. Юго-восточная область выделяется согласными интенсивными и высокоинтен-

сивными магнитными аномалиями линейного типа с глубиной залегания аномалийобразующих тел 5—12 км. В середине Западной островной линии оси магнитных аномалий ориентированы вкрест ее простирания, в основном имеют юго-западную — северо-восточную ориентировку, расположены к западу от осевых частей этих желобов (Тихий океан, 1974; Cande et al., 1974).

Тепловые потоки в пределах Новогебридской ОДС распределяются неравномерно. Наименьшие их величины определены в осевой зоне и на западном борту Северо-Новогебридского желоба, где они колеблются от 0 до 2 ЕТП. Величины теплового потока более 3 ЕТП характерны для участка дна вблизи о. Малаита, для того места, где выклиниваются эти внутриконти-нентальные глубоководные желоба (ВГЖ). В пределах обеих островных линий они изменяются от 2 до 3 ЕТП (Von Herzen, 1973).

Сейсмичность Новогебридской ОДС очень высокая. Очаги мелкофокусных землетрясений (34—100 км) с магнитудами >4,5 располагаются в основном под Западной, а с магнитудами >7,5 и на глубине от 300 до 700 км — под Восточной островной линией (Сайкс, 1970). Это означает, что сейсмофокальная поверхность наклонена здесь в сторону открытого океана (рис. 3, а). В таком положении сейсмофокальная поверхность достигает своей южной полосы, где ее наклон резко выполаживается. Но в смежной Тонга-Кермадек ОДС сейсмофокальная поверхность имеет другой, прямо противоположный наклон, а именно — с востока на запад (рис. 4). Из этого следует, что в области сочленения названных ОДС сейсмофокальная поверхность становится вертикальной, что подтверждается наблюдениями за очагами землетрясений (Espinosa et al., 1981).

На глубине от 270 до 600 км располагается асейс-мичная зона, так как в этом интервале очаги землетрясений не были зафиксированы (рис. 3, б). Причину такого разрыва определить пока очень трудно. Можно лишь предположить, что в этом интервале глубин произошел разрыв верхней мантии. Мощность земной коры меняется от 26—24 км в западной до 20 км в восточной полосе Восточной островной линии.

Исходя из приведенных данных можно полагать, что Новогебридская ОДС заложилась либо на коре субконтинентального, либо на утолщенной коре океанического типа в раннем миоцене и в режиме ритмических колебаний активно проявляла себя в миоцене и плиоцене. Современный морфоструктурный облик и свойственную ОДС тектонику она приобрела в позднечетвертичное время.

Задуговым бассейном для Новогебридской ОДС является Западно-Фиджийская впадина (ЗФ), которая генетически связана с островным плато Фиджи. Донный рельеф впадины отличается высокой расчлененностью, различной ориентировкой и разнообразием локальных форм и их глубиной (Родда, 1977; General, 1984).

Рис. 4. Структурные карты сейсмофокальной поверхности в Новогебридской и Тонга-Кермадек ОДС (Кариг, 1974): 1 — изогипсы сейсмофокальной поверхности: а — достоверные, б — предполагаеые; 2 — оси Новогебридского ВГЖ и Тонга-Кермадек ГОЖ; 3 — направление движения блоков земной коры;

4 — межлинейно-дуговая котловина Лау-Хавр

Западно-Фиджийская впадина на значительном протяжении ограничена с севера сейсмически пассивным глубоководным (6150 м) дугообразной формы океаническим желобом Витязь (В). Как и в других желобах, в его составе наблюдается несколько более или менее разобщенных локальных депрессий. Желоб выполнен мощной толщей осадков новейшего времени. Западное окончание этого желоба под прямым углом подходит к Шуаёзель-Малаитской де-прессионной зоне и здесь выклинивается. Восточное его окончание также постепенно замыкается, достигая о. Ротума. Дальше к востоку, между о. Ротума и о. Уоллис (входит в архипелаг Самоа) северное ограничение плато Фиджи представлено неглубокими локальными депрессиями изогнутой формы. Все вместе эти элементы составляют протяженную отрицательную морфоструктуру этой части океанского дна. Южнее желоба Витязь в непосредственной от него близости находится цепь надводных островов Дафф, Шерри, Митре и подводных островов и банок Пандора, Горизонт, Хейзел-Хоум, Ротума и др. Вместе с хр. Донна эта цепь входит в батиметрически повышенную зону северной периферии Западно-Фиджийской впадины.

Центральная — срединная область Западно-Фиджийской впадины, расположенная к югу от указанной выше зоны в виде широкой преимущественно

меридиональной полосы, отличается более спокойным донным рельефом и глубиной более 3000 м. Местами ее дно осложнено узкими депрессиями субширотного простирания. В тектоническом плане эта часть впадины представляется весьма стабильным блоком со зрелой утолщенной корой субокеанического происхождения.

Восточная часть Западно-Фиджийской впадины представляет собой поднятие океанического дна, вершину которого составляет плато Фиджи, а в нем крупные острова Вити-Леву и Вануа-Леву, более мелкие острова Тавеуни, Кандаву и серия еще более мелких возвышенностей. Островная группа Фиджи имеет вытянутую полуокруглую форму и весьма крутой общий склон. С восточной стороны от этой группы к югу отходит подводный хр. Лау.

Данные о геологическом строении плато Фиджи и смежных регионов весьма ограниченны. На о. Вити-Леву выявлены палеогеновые, неогеновые и четвертичные отложения с изменяющейся мощностью от 5 до 13 км и более. Самыми древними являются базальты, дациты, спилито-кератофиры с редкими прослоями известняков нижнего эоцена-нижнего миоцена суммарной мощностью до 7 км. Выше залегает анде-зитотрахитовая толща со слоями пироксеновых и ам-фиболитовых пород, различных по составу вулканитов, а также песчаников, аргиллитов, известняков и конгломератов мощностью до 6 км; все они отнесены к образованиям миоценового возраста. Разрезы плиоценовых отложений слагаются маломощными базальтовыми подушечными лавами, туфами, вулканическими брекчиями андезитов и шошонитов, слоями конгломератов, песчаников, известняков общей мощностью до 2 км. Четвертичные отложения (до 100 м) состоят из песков, глин, туфов и подушечных лав.

Указанные комплексы пород в той или иной степени дислоцированы, подвержены разрывообразова-нию, участвуют в строении полных складок или их фрагментов. Все они нарушены интрузиями габбро раннеэоценового-олигоценового и более позднего возраста (50±5—33,1 млн лет). Интрузии кислых пород — тоналиты и дациты — проявились в позднем миоцене (11±2—9,5 млн лет). Магматические породы имеют подводное происхождение. Мощность земной коры на плато Фиджи оценивается в 28,5-30,5 км (Родда, 1977).

Глубинная структура Западно-Фиджийской впадины и плато Фиджи изучена недостаточно полно. В естественных геофизических полях в целом они образуют спокойную, достаточно тектонически стабильную область. Гравитационное поле в редукции в свободном воздухе на большей части акватории выражается значениями от 0 до +40 мГл, а в редукции Буге преобладают площади со значениями около +160 мГл. Резко обозначенные аномалии в гравитационном поле в обеих редукциях отсутствуют. Характер гравитационного поля отражает позицию, свойственную крупному блоку с утолщенной корой субокеанического, а возможно, и субконтинентального типа.

Аномалии магнитного поля не согласуются с направлениями наиболее крупных форм рельефа, местами расположены вкрест простирания наблюдаемых на островах тектонических элементов. На карте осей магнитных аномалий и разрывных нарушений линейные аномалии показаны в срединной области, расположенной между структурами Новогебридской ОДС и плато Фиджи. В пределах самого плато магнитные аномалии не показаны.

Работами советских исследователей установлено, что в пределах плато Фиджи магнитные аномалии имеют субширотное простирание, которое в целом соответствует простираниям осей основных форм донного рельефа. Над желобом Витязя выявлена интенсивная отрицательная аномалия, а с южной его стороны аномальное магнитное поле отличается высокой интенсивностью. В средней области впадины вырисовываются весьма резкие по форме и высокоинтенсивные аномалии с глубиной залегания верхних кромок магнитоактивных тел до 3—3,5 км от уровня моря (Тихий океан, 1974).

Тепловые потоки в Западно-Фиджийской впадине достаточно высокие, в большинстве измеренных пунктов превышают 3 ЕТП. Низкие значения этих потоков отмечены вдоль осевой зоны желоба Витязя и в некоторых местах в северо-западной части впадины (Von Herzen, 1973).

Сейсмичность Западно-Фиджийской впадины невысокая. Очаги землетрясений с глубинами более 100—300 км и магнитудами >7,5 зафиксированы как раз в том месте ее северо-западной части, где тепловые потоки не превышают 1 ЕТП. Очаги землетрясений располагаются широтно и к северу от аналогичной линии мелко-среднефокусных (34—100 км) и невысоких по интенсивности (>4,5) землетрясений. По такому соотношению указанных типов землетрясений напрашивается вывод о существовании в этой части впадины пологой сейсмофокальной плоскости, наклоненной в сторону желоба Витязя. Редкие мелко-среднефокусные и невысокой интенсивности землетрясения отмечались в срединной области впадины. В пределах самого плато Фиджи землетрясения проявляются также очень редко, однако вдоль его крутых склонов их очаги образуют непрерывное кольцо.

Рассмотренные сведения о геологическом строении плато Фиджи и его окрестностей свидетельствуют о его тектонической стабильности. Слабее, чем соседние структурные зоны, она испытала новейшие геодинамические воздействия. Значительная мощность земной коры, состав и возраст слагающих ее пород указывают на ее формирование в начале палеогенового периода на субконтинентальной коре или утолщенной и уже достаточно зрелой коре океанического типа. Образование на этом плато огромной толщи вулканогенно-осадочных и вулканогенно-обломоч-ных пород с интрузиями основного и кислого состава вместе с указанными — другими чертами геологического строения позволяют рассматривать фундамент

этой впадины, включая и плато Фиджи в качестве стабильной глыбы, пассивной в проявлении различных напряжений. Активные зоны развивались по ее периферии.

Островодужная система Тонга-Кермадек. В отличие от других ОДС Тонга-Кермадек является самой протяженной и самой широкой, обладает почти меридиональным простиранием, составляет с генеральным направлением ранее описанных ОДС прямой угол. Современная структура ОДС Тонга-Кермадек в большинстве случаев оценивается с учетом ее развития в геологическом прошлом. Одни исследователи включают в нее глубоководные океанские желоба и смежные с ними островные линии Тонга и Кермадек, а также находящиеся у них в тылу подводные впадины Лау и Хавр. Ограничивающие с запада эти впадины хребты Лау и Колвилл определяются в этом случае в качестве самостоятельных структур, не связанных непосредственно со структурой нынешней ОДС. Высказываются также соображения рассматривать в составе ОДС все упомянутые элементы и придавать впадинам Лау и Хавр качества междуговых активных окраинных бассейнов. В некоторых вариантах вся эта область Тихого океана трактуется как краевой ороген-ный пояс ранее существовавшего здесь континента. Подавляющее большинство исследователей признают, что хребты Лау и Колвилл являются составными элементами ОДС Тонга-Кермадек (Кариг, 1974; Хо-кинс, 1978; Burns, Andrews, 1973; Packham, Andrews, 1975; Smith, Sandwell, 1997).

Несмотря на близость геологического строения, разные части этой ОДС характеризуются заметными различиями в морфоструктуре и тектонической позиции.

В составе северной части ОДС Тонга-Кермадек обособляются архипелаг Тонга, состоящий из очень сложных по рельефу нескольких линий островов, тыловая впадина Лау и расположенный западнее островной хр. Лау, подводный хр. Донна (Дн) и небольшое плато Зефир-Шоал (ЗШ). С океанской стороны эта группа морфоструктур ограничена глубоководным (10882 м) океанским желобом Тонга (Т).

Желоб Тонга начинается на севере вблизи о. Уол-лис широтным отрезком, который вблизи архипелага Самоа делает резкий изгиб к югу и следует в этом направлении до широты группы подводных гор Осборн. К этому же месту приурочено выклинивание южной оконечности цоколя архипелага Тонга, впадины Лау и значительное сужение островного хр. Лау (General, 1984).

От указанной широты к югу простирается линейно вытянутая цепь островов и подводных гор Керма-дек, находящаяся у нее в тылу трогоподобная впадина Хавр и ограничивающий ее с запада подводный хр. Колвилл. Хр. Колвилл и полоса островов Керма-дек связываются в единые линии соответственно с хр. Лау и архипелагом Тонга, а разделяющая их впадина Хавр — с впадиной Лау. Примечательной особенностью островной линии Тонга-Кермадек и подводных

хр. Лау—Колвилл является почти параллельное следование друг другу и уменьшение поперечных размеров их при движении с севера на юг. Разделяющая эти линии положительного рельефа подводная впадина Лау-Хавр также постепенно суживается и выполажи-вается к югу. На широте подводных гор Осборн шарнир впадины воздымается, вследствие чего здесь появилась заметная седловина.

Островная линия Кермадек на востоке отделяется от глубоководной океанской котловины слабоизогнутым в сторону океана глубоководным (10047 м) океанским желобом Кермадек (К). Достигнув широты мыса Восточного на Северном острове Новая Зеландия, желоб Кермадек выклинивается, а дальше к юго-западу его продолжают кулисообразно сочленяющиеся депрессионные зоны Поверти и Хикуранги (Хк). Последняя выклинивается у северной границы подводной возвышенности Чатем.

Геологическое строение ОДС Тонга-Кермадек отличается большой сложностью. До сих пор нет полной ясности как в целом для всей ОДС, так и для отдельных ее частей в отношении состава и структуры разрезов литолого-петрографических комплексов пород, их стратиграфической полноты, взаимоотношений и возраста слагающих их толщ, слоев, горизонтов. Можно также отметить низкий уровень информации о вещественном составе и стратиграфической позиции выделяемых здесь геологических тел. Известно, что в пределах восточной островной линии, в основном на архипелаге Тонга (например, на о. Эуа), встречены самые древние в этой ОДС фораминиферовые известняки эоценового возраста. Они залегают на андезитах, риолитах и дацитах предположительно такого же или даже более раннего возраста. Вулканиты возрастом от позднего мела до олигоцена составляют фундамент островных линий по всей их длине вплоть до Северного острова Новая Зеландия, где одновоз-растные и аналогичные им породы участвуют в строении разрезов эвгеосинклинальной зоны. Более молодые вулканогенные образования (трахиандезиты, дациты и др.) со слоями рифогенных известняков относятся к миоцену и нерасчлененной толще миоцена-плиоцена. Достаточно широко распространены четвертичные отложения коралловых рифов и андезитоба-зальтовые серии пород современных вулканов. Цепь вулканических островов с аппаратами центрального типа расположена на внутренней стороне цоколя архипелага Тонга и хр. Кермадек. На хр. Лау и на хр. Колвилл в строении островов главную роль играют позднекайнозойские известняки, в подчиненном положении находятся вулканиты андезитового состава и оливиновые базальты. Примерно 1/3 островов и подводных возвышенностей донного рельефа имеет вулканическое происхождение.

Наблюдения над условиями залегания различных по составу геологических тел указывают на доминирующее влияние обстановок, связанных с проявлениями вулканизма. Складчатые и разрывные нарушения вы-

ражены очень слабо, преобладают слабонаклоненные структуры.

Междуговая впадина Лау выполнена вулканоген-но-осадочными образованиями. Так, разрез скв. 203 DSDP начинается на глубине 409 м (забой) субщелочными или толеитовыми базальтами, перекрытыми тонкими слоями слабоглинистых наноилов. Кверху появляются прослои пеплов, базальты, вулканогенные пески и опять же слабоглинистые наноилы. Возраст отложений в инт. 409-229 м определен как поздний плиоцен. Вышерасположенная часть разреза (229-0 м) имеет плейстоценовый возраст и слагается чередующимися слоями нановых, местами слабоглинистых илов с фораминиферами и вулканическими пеплами. Скв. 203 пробурена у подножия цоколя хр. Лау, где геофизическими методами установлен так называемый осадочный клин толщиной до 700 м. Такой же по форме и мощности клин выявлен и у противоположного края впадины Лау, у подножия цоколя архипелага Тонга. В осевой зоне впадины Лау толщина одновозрастного верхнего осадочно-вулканогенного слоя намного меньше, чем в этих осадочных клиньях.

Совсем мало данных о геологическом строении островных линий в южной части ОДС Тонга-Кер-мадек. Гораздо лучше охарактеризовано строение глубоководных океанских желобов. Здесь выполнены разнообразные геофизические исследования и драгирование склонов желобов. Полученные сведения свидетельствуют об очень близкой структуре этих желобов, а также о том, что они обладают такими же чертами строения, что и все другие глубоководные океанские желоба западной периферии Тихого океана. При этом получены веские доказательства о наличии тектонических связей как островных линий, так и желобов Тонга и Кермадек с тектоническими элементами Северного острова Новая Зеландия (Гриндли, 1977; Кариг, 1974).

Глубинная структура островодужного типа отчетливо прослеживается в особенностях строения естественных геофизических полей. Гравитационное поле здесь такое же, как и в ОДС Азиатского и в ранее описанных ОДС Австралийского сегментов. Аномалии в редукции в свободном воздухе простираются согласно с простиранием островных линий, не выходят за их пределы, строго линейны, на границе с глубоководным желобом они сгущаются и образуют интенсивную гравитационную ступень. Над островными линиями значения аномалий в редукции в свободном воздухе изменяются от нуля у подножия цоколей до +120 мГл на их вершинах. В глубоководных желобах они колеблются от 0 до -200 мГл, в отдельных местах желоба Тонга величины аномалий достигают -224 мГл и -210 мГл. Следует отметить, что градиент изменения значений гравитационного поля со стороны островных линий более высокий, чем со стороны океана. Гравитационные аномалии в редукции Буге (о = 2,67 г/см3) над островной линией Тонга-Кермадек также образуют достаточно широкую полосу со значениями от

+160 до +240 мГл. В глубоководных желобах происходит значительное возрастание интенсивности гравитационного поля от +240 до +400 и даже до +480 мГл. Примечательно, что зональный план расположения аномалий в ряде мест нарушается за счет «внедрения» в эту зону «аппендиксов» либо с более высокими, либо с более низкими величинами аномалий этого типа. На стыке островных линий ОДС Тонга-Кермадек и Северного острова Новая Зеландия изоаномалы приобретают субширотную ориентировку, что указывает на другой характер взаимоотношения глубинных аномалийобразующих тел в этом регионе.

Структура магнитного поля остается еще далеко не выясненной. Заметные, в основном симметричные аномалии выявлены на трех сравнительно небольших площадях: на хр. Колвилл, в северной части впадины Лау и на юге впадины Хавр. Однако несравненно большая акватория рассматриваемой ОДС лишена каких-либо аномалий, т.е. имеет весьма спокойное магнитное поле. Локальные аномалии относятся к билатеральному типу, отличаются простираниями осей и их значениями. Номера аномалий от 9 до 12 определены во впадине Лау, в остальных местах они имеют номер 2. Очевидно, вблизи островной линии Тонга-Кермадек аномалии отражают более поздние, а в котловине Лау — более ранние по времени процессы растяжения. Над глубоководными океанскими желобами магнитное поле относительно спокойно. Днища желобов перекрыты немагнитными осадками толщиной до 2 км, ниже которых залегают породы, которые могут быть источниками магнитных аномалий невысокой интенсивности.

Результаты сейсмических исследований указывают на переходный тип земной коры под островными линиями с мощностями от 15 до 18 км и типичную кору океанического типа (7—11 км) во впадинах Лау и Хавр. Более высокие значения толщины земной коры в ОДС Тонга-Кермадек не отмечены. Во всех точках сейсмических зондирований выявлена трехслойная структура коры. Драгированием на западном борту желобов Кермадек и Тонга подняты перидотиты, ду-ниты, базальты, другие породы, входящие обычно в состав коры океанского типа (Бенц, 1978; Тихий океан... , 1974).

Данные о тепловом потоке распространяются в основном на хр. Лау и впадину Лау. Очень высокие значения — от 3,2 до 6,7 ЕТП, но в среднем около 1,96 ЕТП — свойственны осевой зоне впадины Лау. По ее периферии измерены тепловые потоки, не превышающие 1,0 ЕТП. Такие же величины зафиксированы и в полосе сочленения впадины Хавр и хр. Кермадек (Von Herzen, 1973).

Сейсмичность ОДС Тонга-Кермадек исключительно высокая, особенно в ее северной половине. Распределение очагов мелко-среднефокусных и глубоких землетрясений в целом такое же, как и в классических островодужных системах. Сейсмическая актив-

ность максимальная на севере, но она выражена малым числом очагов на Северном острове и единичными очагами на Южном острове Новая Зеландия. Днища глубоководных океанских желобов сейсмически пассивны, лишь в редких точках они подвергались напряжениям, следствием которых были в основном мелкофокусные малоамплитудные землетрясения. Интересной особенностью структуры поля напряжений является изменение простирания его полосы в месте изгиба глубоководного желоба Тонга на севере ОДС. Здесь, как уже отмечалось, широтный отрезок желоба, не доходя до архипелага Самоа, делает крутой изгиб к юго-юго-западу. Параллельно его бортам следуют и полосы очагов мелко-среднефокусных и глубокофокусных землетрясений, причем последняя из них отодвинута в сторону впадины Лау, к югу от желоба. Следует также подчеркнуть, что полоса очагов глубокофокусных (300—700 км) землетрясений с магнитудами >7,5 располагается в тыловых частях хр. Тонга и хр. Кер-мадек, захватывает смежные зоны впадин Лау и Хавр, т.е. смещена далеко к западу от глубоководных океанских желобов. Особенно мощной представляется полоса очагов глубокофокусных землетрясений в пределах котловины Лау и на северном участке хр. Кермадек.

На поперечном разрезе (рис. 5) видно, что очаги землетрясений лежат в сейсмофокальной полосе, наклоненной от внутреннего склона океанского желоба под цоколь архипелага, впадину и хр. Лау под углом 40—45°. На глубине 280—350 км землетрясения не были зафиксированы, что, возможно, объясняется проявлением специфических тектонических напряжений, например разрывом верхней мантии.

Отмеченные различия в морфоструктуре и геологическом строении отдельных элементов ОДС, особенно различия в их глубинной структуре позволяют предположить, что эти элементы разновременны, испытали неодинаковое по масштабам и направленности режимов влияние тектонических движений, хотя в конечном итоге совместно образовали островодуж-ную систему огромных размеров. Исходя из того, что в разрезах цоколя архипелага Тонга присутствуют до-эоценовые отложения, можно сделать вывод, что породы складчатого основания здесь имеют еще более раннее происхождение.

Разные режимы развития хребтов Лау-Колвилл и Тонга-Кермадек сохранились до начала плейстоцена. Для островной линии Лау-Колвилл характерными были вулканогенные процессы и накопление андезитов, для линии Тонга-Кермадек — вулканы с лавами оливиновых базальтов.

Условия залегания различных по структурному положению геологических тел свидетельствуют о главенствующей роли вулканических процессов и слабом влиянии на геологическую ситуацию складчатых и орогенических движений. Активная вулканическая деятельность и землетрясения в плиоцене и плейстоцене отражают современную высокую тектоническую напряженность в ОДС Тонга-Кермадек.

Рис. 5 Субширотный сейсмогеологический разрез через северную область Тонга-Кермадек ОДС (Хохштейн и др., 1977 с добавлениями): 1 — положение осевой части хр. Тонга; 2 — очаги землетрясений;

3 — интервал разрыва (?) верхней мантии

Тот вариант, в котором хребты Лау и Колвилл включаются в современную ОДС Тонга-Кермадек, позволяет рассматривать находящуюся к западу от этих хребтов Южно-Фиджийскую впадину в качестве ближайшей части обширного задугового бассейна этой ОДС. Наиболее глубокая область этой впадины простирается параллельно островным линиям ОДС, обладает относительно плоским днищем с глубиной более 4500 м и достаточно крутыми склонами, осложненными разнообразными по форме элементами донного рельефа. Западной границей Южно-Фиджийской впадины служит протяженное надводное и подводное поднятие, состоящее из цепочки островов, образующих почти непрерывный хр. Лоялти (Луайоте) — Трех Королей. По середине этот хребет осложнен неровностями зоны разломов Кука, простирающимися на склоны Южно-Фиджийской впадины. Зона разломов Венинг-Мейнеса ограничивает южное окончание хр. Трех Королей. Между хр. Лоялти — Трех Королей и еще более западным также надводно-подводным хр. Новая Каледония-Норфолк находится относительно неглубокая и постепенно расширяющаяся к юго-юго-западу депрессия Норфолк. Хр. Новая Каледония-Норфолк отделяется от расположенного западнее хр. Лорд Хау широкой и глубокой котловиной Новая Каледония. Подводный хр. Лорд Хау оконтуривает с востока глубоководную котловину Тасманова моря. Он является самым протяженным элементом в системе морфо-структурных линий рассматриваемой задуговой области южной половины ОДС Австралийского сегмента.

В качестве характерных особенностей морфологии дна данной области следует отметить постепенно увеличивающиеся в размерах хребты и разделяющие их депрессии в направлении с востока на запад, почти

ненарушаемую параллельность простирания их осей, некоторое сближение этих осей на севере и расхождение в южной ее части; большинству морфоструктур-ных линий свойственна дугообразная форма с восточной ориентировкой их вершин. Такое простирание роднит их с дугообразной формой восточного побережья Австралии. Каждый из названных выше чередующихся в задуговой области надводно-подводных хребтов и разделяющих их глубоких депрессий обладает своеобразием глубинной структуры, в каких-то чертах придающих им заметную индивидуальность. Поведение слоев земной коры с присущими им скоростями продольных сейсмических волн и обозначенные ранее другие геолого-геофизические характеристики указывают главным образом на генетическое родство хребтов Лорд Хау, Новая Каледония-Норфолк и Лоялти-Трех Королей, равно как и на генетическое родство разделяющих их глубоких депрессий и котловин. Но каждому из них присущи хорошо выраженные локальные особенности глубинной структуры. Анализ фактического материала, полученного в результате бурения большого количества скважин по проекту JOIDES, а также площадных и маршрутных геолого-геофизических исследований позволяет с большой долей вероятности рассматривать названные выше хребты в качестве асейсмичных (глыбовых) структур и относить некоторые их блоки к земной коре континентального типа. Однако остается еще много неясных вопросов в понимании механизмов их формирования и геологического развития.

Заключение

В структуре континентальной окраины (переходной зоны) Австралийского сегмента можно отметить ряд важных особенностей. Участвующие в его строении морфоструктурные элементы заметно различаются по форме, внутренней структуре, времени формирования и генезису. В комплексе ОДС данного сегмента отсутствует единое генеральное направление в их простирании. Различная ориентировка является причиной торцовых, кулисных и четковидных сочленений этих ОДС.

Простирание Папуа-Луизиады, Новобританской, Маттайас-Табарской, Новогебридской и северной частей Тонга-Кермадек островодужных ситем подчинено контурам крупных глыб-блоков с континентальной, субконтинентальной или с утолщенной корой океанского типа. Если судить по разновременности интервалов выпадения из разрезов тех или иных стратиграфических комплексов, эти глыбы-блоки образовались в разное геологическое время, занимали неодинаковые позиции в общем структурном плане и поэтому играли различные роли в длительной геологической истории данного региона. Это наложило определенный отпечаток на форму, размеры и характер сочленения развивавшихся на их окраинах линейных элементов островодужных систем.

В задуговых бассейнах не получили четкого выражения ни в размерах, ни в тектонической структуре впадины суббассейнов, причем простирание некоторых из них не совпадает с направлением островных линий (суббасейны Манус, Новогвинейский и др.).

В пределах островных линий возраст их складчатого основания омолаживается в направлении с северо-запада на юго-восток, от Новогвинейской к Тонга-Кер-мадек ОДС. Соответственно сокращается и омолаживается стратиграфический диапазон тех частей разреза отложений, которые выпадают вследствие размыва или перерыва в накоплении осадков. Короче говоря, в этом направлении на складчатое основание налегают все более молодые возрастные комплексы отложений.

Наиболее характерной чертой ОДС Австралийского сегмента является диаметрально противоположный наклон сейсмофокальной поверхности очагов землетрясений. В Новобританской, Соломонова архипелага и частично Новогебридской ОДС она наклонена в сторону Австралии. Это может служить основанием для предположения, что континент Австралия и связанные с ним блоки впадин задуговых Кораллового, Соломонова и Фиджи морей ныне оказывают нажим в сторону открытого океана, Тихоокеанской плиты. В расположенных с океанской стороны островных линиях и ГОЖ тектоническая ситуация совершенно другая. Сейсмичность Новогвинейского, Западно-Меланезийского и Витязя глубоководных океанских желобов и Шауаёзель-Малаитской депрессионной зоны, а также смежных с ними полос островных линий весьма низкая. Отмеченные в ряде мест соотношения глубинных и относительно приближенных к дневной поверхности очагов редких землетрясений указывают либо на почти вертикальное, либо на обращенное в сторону открытого океана положение сейс-мофокальной поверхности. Но на восточном фланге Австралийского сегмента структурные линии ОДС Тонга-Кермадек испытывают исключительно высокие тектонические напряжения, активные сейсмичность и вулканизм. Здесь сейсмофокальная поверхность наклонена в сторону от открытого океана.

Все это отражает явление выдавливания, выпячивания огромных блоков земной коры, фрагменты которых в настоящее время располагаются между межлиней-ноостровными желобами-трогами и глубоководными океанскими желобами. При этом северная линия ОДС и ограничивающие их со стороны океана глубоководные океанские желоба в определенное время потеряли тектоническую активность, перестали испытывать давление океанской плиты, в то время как южные и восточные антиокеанические желоба продолжают вплоть до настоящего времени испытывать огромные напряжения противоположного знака.

За счет горизонтальных, сдвигово-надвиговых и вертикальных движений в полосе сочленения Индо-Австралийской и Тихоокеанской литосферных плит в новейшее геологическое время образовался протя-

женный и тектонически активный шов, состоящий Континентальная окраина в Австралийском сег-из островодужных систем и огибающих их крупных менте Тихого океана может быть названа островодуж-глыб земной коры. ной переходной зоной шовно-глыбового типа.

ЛИТЕРАТУРА

Бенц Ф. Геология южной части хребта Лорд-Хау, юго-западная часть Тихого океана // Геол. континент. окраин. Т. 2. М.: Мир, 1978. С. 242-254.

Боуин К. Сила тяжести над желобами и рифтами // Окраины континентов и островные дуги. М.: Мир, 1970. С. 354-360.

Геолого-геофизический атлас Индийского океана / Отв. ред. Г.Б. Удинцев. М.: АН СССР, ГУГК СССР, 1975.

Гравиметрическая карта Тихого океана и Тихоокеанского подвижного пояса / Гл. ред. Л.И. Красный, В.В. Федын-ский. М.: Аэрогеология, 1978.

Гриндли Дж.У. Новая Зеландия // Мезозойско-кайно-зойские складчатые пояса. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 11-46.

Дюбуа Ж., Равен К., Обертен А. и др. Континентальная окраина вблизи Новой Каледонии // Геол. континент. окраин. Т. 2. М.: Мир, 1978. С. 226-241.

Кариг Д. Происхождение и развитие окраинных бассейнов западной части Тихого океана // Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. С. 266-288.

Колман П., Хакман Б. Соломоновы острова // Мезозой-ско-кайнозойские складчатые пояса. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 84-93.

Куприн П.Н. Континентальные окраины (переходные зоны) островодужного и альтернативного типов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2013. Т. 88, вып. 4. С. 36-54.

Милсом Дж. Восточная Новая Гвинея // Мезозойско-кай-нозойсккие складчатые пояса. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 94-107.

Океанографическая энциклопедия / Под ред. Р. У. Фейр-бридж. N.Y.: Reinhold Pullishing Corporation, 1974.

Родда П. Острова Фиджи // Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 54-62.

Сайкс Л. Сейсмичность и глубинное строение островных дуг // Окраины континентов и островные дуги. М.: Мир, 1970. С. 303-332.

Тихий океан. Геофизика дна Тихого океана. М.: Наука, 1974. 192 с.

Хокинс Дж. мл. Геология котловины Лау — окраинного моря позади дуги Тонга // Геол. континент. окраин. Т. 2. М.: Мир, 1978. С. 207-225.

Хохштейн М., Скофилд Дж., Шор Дж. Тонга-Кермадек-Лау // Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 47-53.

Burns R.E., Andrews J.E. Regional aspects of Deep Sea Drilling in the Southwest Pacific // Init. Repts. DSDP. 1973. Vol. 21. P. 897-906.

Cande S.C., La Brecque L, Larson R.L. et al. Magnetic lineations and fracture zones. Map. 1974.

Churkin M.Jr, Packham G.H. Volcanic rocks and volcanic constituents in sediments, Leg 21, Deep Sea Drilling Project // Init. Repts. DSDP. 1973, Vol. 21. P. 481-491.

Espinosa A., Rinehart W, Tharp M. Seismicity of the Earth, 1960-1980. United States NAVI Through the Office of Naval Research. Horizontal scale 1:46.460.600. 1981.

Heezen B.C., Tharp M. World Ocean Floor (Horizontal scale 1:23.230.300). United States NAVI. Office of Naval Research. 1977.

General bathymetric chart of the Oceans (GEBCO). Map. 5-th edition. Canadian Hydrographic Service, Ottawa, Canada, 1984.

Mammerickx J., Chase T.E., Smith S.M., Taylor I.L. Bathymetry of the South Pacific // Init. Repts. DSDP. 1973. Vol. 21.

P. 897-906.

Packham G.H., Andrews J.E. Results of Leg 30 and the geologic history of the Southwest Pacific Arc and marginal sea complex // Init. Repts. DSDP. 1975. Vol. 30. P. 691-705.

Packham G.H., Terrill A. Submarine geology of the South Fiji Basin // Init. Repts. DSDP. 1975. Vol. 30. P. 617-633.

Rigolot P. Evolution morphologique et structurale de la marge occidentale de la ride de Nouvelle-Caledonie (SW Pacifique) // Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitane. 1989. Vol. 13, N 2. P. 319-344.

Smith W, Sandwell D. Measured and estimated seafloor topography (version 4,2). World Data Center A for Marine Geology and Geophysics. Research Publication RP-1, poster. 54" x 53". 1997 (scale 1:31270000) Mercator Projection.

Tiensten P. PNG (Papua New Guinea) comes of age // Petromin (Singapore). 1999. Vol. 25, N 3. P. 12-19.

Von Herzen R.P. Geothermal measurements, Leg 21 // Init. Repts. DSDP. 1973. Vol. 21. P. 443-457.

THE CONTINENTAL MARGIN - A TRANSITIONAL SUTURE-BLOCK ZONE OF THE AUSTRALIAN SEGMENT OF THE PACIFIC OCEAN

P.N. Kuprin

In the Australian segment, the continental margin (transitional zone) has a complex structure where the island-arc systems (IAS) play an important role. They are located between the blocks of the lithosphere with either the continental or sub-continental crust, and the thick mature crust of the oceanic or sub-oceanic origin. Such blocks are the Island of New Guinea, the Admiralty and New Ireland Plateau, the Fiji basins plate, a part of the Solomon Sea basin, the archipelago of Tonga, New Zealand, etc. The IAS structures are the blocks of the oceanic origin. The island arcs follow the contours of the margins of the abovementioned blocks. The seismofocal surfaces are multidirectional inclined and some are vertical. The IAS is "squeezed" upward from the bottom of the lithosperic plate toward the day surface. Therefore, the IAS can be included in the suture-block type.

Key words: island-arc system, suture-block type, seismofocal surface, Pacific Ocean.

Сведения об авторе: Куприн Павел Николаевич — докт. геол.-минерал. наук, проф., зав. лаб. морской геологии геол. ф-та МГУ имени М.В. Ломоносова, тел.: 8 (495) 939-12-48.