Океанические острова — это участки суши, генетически связанные с океанической земной корой. С материковой земной корой они структурно не связаны, их разделяют области, лишенные гранитного слоя.
Все океанические острова имеют общий план строения. У них выделяется цоколь — подводный хребет базальтового слоя (поливулканнческое сооружение). Они характеризуются набором осадочных формаций, метаморфических и магматических пород, структурой н рельефом, типичными для материковой земной коры. Это — материки в миниатюре. Большинство океанических островов объединяется в архипелаги, образующие хорошо известные островные дуги.
В качестве примера тектоорогении островной суши могут быть Японские острова, Ява, Мадагаскар и Исландия. Первые два характеризуют строение и рельеф островных дуг западной части Тихого океана.
Японские острова расположены в центральной части западнотихоокеанской системы островных дуг. Они образуют тектонический узел, к которому примыкают с севера к Хоккайдо Курило-Камчатский и Сахалинский хребты, а с юга — дуга о-ва Хонсю. На ее продолжении лежит узел Кюсю — Гифу, соединяющийся перемычкой Сикоку. Отсюда на юг протягиваются островные дуги и окаймляющие их желоба. Восточно-Китайское море окаймляет островная дуга Рюкю и желоб Нансэй-Чходо, примыкающие к о-ву Тайвань. Восточнее ответвляется Южно-Японская островная дуга, сочленяющаяся далее с Марианской. Островные дуги разделяются глубокими впадинами с океанической земной корой на дне.
В геологическом строении Янонскнх островов представлены отложения докембрийского, палеозойского, мезозойского и кайнозойского возраста. Слои их обычно сильно дислоцированы. Тектонические движения активны в современных условиях. Вулканизм очень интенсивный. К древнейшим образованиям на Японских островах относятся вулканогенные породы, кристаллические сланцы и гнейсы, принимающие участие в строении кряжей Абакума, расположенных севернее Токийской равнины. Осадочные породы палеозойского и мезозойского возраста обнажаются в центральной части Хоккайдо, Хонсю, Сикоку и Кюсю. Они собраны в складки, разбиты разломами и образуют сильно пересеченный гористый рельеф. В более пониженных частях островов залегают соли третичного (палеоген, неоген) возраста — песчаники, сланцы, конгломераты, вулканические туфы, угленосные формации. Эти отложения образуют холмистый расчлененный рельеф.
В областях распространения третичных отложений реки выработали широкие долины. Заполненные аллювиальными отложениями, они часто представляют аккумулятивные равнины преимущественно четвертичного возраста.
В структуре Японских островов важную роль играют интрузии гранитоидов. Они занимают около 12 % площади и встречаются на всех островах. Особенно распространены гранитоиды в центральной и юго-западной частях Хонсю и на севере Кюсю. Гранитные тела небольших размеров и всегда образуют положительные формы рельефа.
В тектоорогении Японских островов особенное значение имеют вулканогенные образования. Они разного возраста, образуют лавово-пепловые конусы вулканов, лавовые плато, пепловые равнины и лавовые потоки.
Литологический состав отложений и их тектоника образуют многообразные формы денудационного рельфа и играют большую роль в ландшафтах страны. Однако главные черты тектоорогении Японских островов определяются уже рассмотренной общей структурой океанической коры западной части Тихого океана и сочетающейся с этой структурой разломной тектоникой.
Вдоль средней части островов лежит глубинный разлом, соответствующий, по-видимому, рифту подводного хребта или цоколя островов. Этот главный разлом делит острова на внешнюю, тихоокеанскую, и внутреннюю зоны. По сочленению зон наблюдаются крутые сбросы, тектонические депрессии. Во внешней зоне залегание горных пород относительно менее деформировано по сравнению с внутренней, где слои более дислоцированы, незакономерное, залегание которых усложняется массами изверженных пород.
В области 136° в. д. дуга Хонсю расчленена Великим грабеном, протягивающимся почти в меридиональном направлении. Зона разломов широкой полосой тянется от Тихого океана до Японского моря. Система гранена выполнена осадочными, более молодыми, чем на прилегающих поднятиях, отложениями и вулканогенными массами. Вдоль Великого грабена расположена группа вулканов, среди которых выделяется Фудзияма. На север от грабена вулканизм значительно более интенсивный, чем в южной части дуги. В структуре северной части дуги выделяется антиклинорий Срединного хребта. В его ядре выступают докембрийские метаморфические породы и отложения средне — и позднепалеозойского возраста. В западной части они представлены известняковой толщей мощностью около 1000 м. В восточной части палеозой представлен вулканогенно-осадочными образованиями. Эти отложения прикрыты кайнозойскими эффузивами. К востоку от Срединного антиклинория лежит прогиб океанической коры, выполненный палеогеновыми угленосными породами и морскими терригенно-туфогенными толщами неогенового возраста мощностью до 6000 м. На запад от антиклинория кайнозойский прогиб осложнен поперечными перегибами и заполнен неогеновыми и нижнеплейстоценовыми, местами угленосными, терригенными отложениями и туфами.
В южной части Японской дуги выделяется центральное поднятие, сложенное средне — и верхнепалеозойскими отложениями. Их толщи включают небольшие блоки более древних гнейсов, филлитов и кристаллических сланцев. Отложения мезозойского возраста здесь также образуют незначительные массивы. Распространены интрузивы гранита небольших размеров. Расположенный западнее поднятия прогиб прилегает к крупному глубинному разлому. Он заполнен слабо складчатыми слоями песчано-сланцевых отложений мелового возраста. Мощность их около 1200 м.
Для выяснения истории тектоорогении океанических островов рассмотрим строение о-ва Хоккайдо. Центральную его часть занимает поднятие, в осевой зоне которого залегают гнейсы и кристаллические сланцы. Хребет протягивается с северо-запада на юго-восток. Гребень хребта увенчан конусами вулканов. Древнее ядро заключено в толще палеозойских и мезозойских отложений, представленных в основном терригенными, вулканогенными и кремнистыми формациями, интенсивно складчатыми. Они образуют гористый рельеф. В западной части поднятие отчленяется глубинным разломом от расположенного далее кайнозойского прогиба. Мощность заполняющих прогиб толщ до 10 000 м, представлены они палеогеновыми и неогеновыми песчаниками, сланцами и туфами, также смятыми в складки. Третичные складчатые образования распространены и в восточной части Хоккайдо. Слоистые толщи кайнозойских отложений развиты в межгорных котловинах.
В прибрежных частях Хоккайдо хорошо выражены абразионные терассы. Местами они высоко приподняты над уровнем моря. В юго-восточной части острова находятся обширные морские терассы.
Причленяющаяся на юге к Японской дуге островная дуга Мансей расположена на цоколе — хребте океанической коры. Структурный план ее напоминает структурный план Курильских островов, Аляски и др. Она имеет зональное строение. Четыре узкие зоны разделяются разломами, плоскости которых круто падают на юго-запад. В западной зоне распространены палеозойские метаморфизованные отложения. Следующая на восток зона имеет близкий состав пород, но включает пласты известняка с остатками пермских фузулин. Еще восточнее расположена зона, сложенная филлитами и флишем мезозоя. Толща их смята в складки, опрокинутые на юго-восток. Внешняя восточная зона сложена терригенными отложениями, перемежающимися с основными лавами палеогенового возраста. На них несогласно залегают морские миоплиоценовые осадочно-вулканогенные отложения. Домиоценовые структуры косо срезаются голоценовыми разломами с насаженными на них вулканами. Поверхности высоких террас наклонены, что свидетельствует о неравномерном поднятии.
Взаимоотношение структурно-статиграфических комплексов и их геоморфологического выражения на Японских островах свидетельствует о последовательном наращивании территории островов и развитии их структуры. Направленность этого процесса определялась уже известными общими тектоническими условиями дна западной части Тихого океана. Тектоорогения островов, постепенно усложняясь и расширяясь, прошла состояние: подводный хребет — вулканический щит, или конус, — вулканический остров — океанический остров — мини-материк — материк.
Океанические острова Хонсю и Хоккайдо являются миниатюрными материками. Они имеют характерные для материковой коры структуры и рельеф, образовавшиеся в условиях океанической коры и за счет вулканогенного материала. При этом разрастание островов шло от центров к окраинам, в направлении тектонически подвижных участков, где сосредотачивалась аккумуляция. Поэтому более молодые образования чаще прилегают к более древним, чем перекрывают их. Такая закономерность, однако, непрерывно нарушается тектоническими движениями, сопровождаемыми разломами, и часто маскируется вулканической деятельностью. Это особенно показательно на примере структуры островной дуги Нантей.
Тектонический рельеф Японских островов создает основные черты их ландшафта. Он отличается исключительным разнообразием форм, обусловленным составом пород, их тектоникой и взаимоотношением. Все положительные элементы структурного рельефа характеризуются исключительной пересеченностью, чему способствует сложная разломная, блоковая, структура островов.
Денудационный рельеф Японских островов также отличается разнообразием форм. В комплексе их выделяются абразионные террасы, играющие большую роль в геоморфологии прибрежных районов.
Наложенные формы рельефа — денудационные и аккумулятивные — составляют, в частности, отличительные черты прибрежных районов и межгорий. Выровненные ими пространства наиболее заселены и используются в хозяйственных целях.
Японские острова, очевидно, как и большинство океанических островов, пребывают в состоянии непрерывных колебаний. Это выражается в постоянном смещении береговой линии. Отмечается (Fuji, Shoji, Norio, 1967), что в период от 18 000 до 6000 лет назад происходило смещение уровня береговой линии от — 130 до современного. От 6000 до 3000 лет назад острова находились в состоянии погружения. Уровень моря был выше современного на 6 м. Период 3000—1500 лет — время поднятия. Береговая линия находилась на несколько метров ниже современной. После 1500 лет до настоящего времени острова постепенно погружаются, уровень береговой линии поднялся до современного положения. Авторы объясняют это явление не тектоникой, а колебанием уровня океана в связи с изменениями климата.
Примером океанического острова, находящегося на стадии вулканического развития в Атлантическом океане, является Исландия. Остров расположен на базальтовом Срединном Атлантическом хребте и пересекается расчленяющим его рифтом. Сложен он в основном базальтом, излившимся в палеогене, и другими вулканогенными продуктами. Местами залегают вулканогенно-осадочные породы с остатками растительности палеогенового возраста. Известны плиоценовые морские отложения. Базальтовый цоколь острова, нарощенный последующими излияниями базальта, образует вулканическое плоскогорье, поднимающееся над уровнем океана на 400—600 м. Над его уровнем ступенями поднимаются последующие базальтовые покровы, увенчанные щитовыми и конусными вулканами, отдельные вершины которых поднимаются до 2000 м над уровнем моря. Вулканы располагаются рядами вдоль глубинных разломов. Одна из крупнейших трещин — Лаки — протягивается более чем на 30 км.
Осадкообразование на острове очень интенсивно в современных условиях. Источником материала служат мощные выбросы вулканического рыхлого материала, перерабатываемого льдом и талыми ледниковыми водами. Исландия служит примером начальной стадии формирования островной материковой земной коры за счет вулканогенного и осадочно-вулканогенного материала в условиях открытого океана. Таким же примером являются Азорские острова, прошедшие более длительный путь развития.
Мадагаскар
Мадагаскар — крупнейший из океанических островов, собственно мини-материк в Индийском океане. Он расположен на расстоянии 400 км на восток от Африки между экватором и тропиком Козерога. Площадь острова 590 тыс. км 2.
Расположен остров на базальтовом цоколе, представляющем собой подводный хребет в западной части Индийского океана. Наиболее возвышенная центральная часть хребта выступает в виде острова, отдельные вулканические вершины которого поднимаются до 2880 м над уровнем моря.
Геологическое строение Мадагаскара изучено еще недостаточно. Относительно лучше освещено строение южной части острова (Battistini, 1964).
Древнейшие образования на Мадагаскаре представлены докембрийскими гнейсами, слюдяными сланцами, кварцитами, известняками, прорванными интрузиями гранитов. Из древних образований особенно выделяется графитовая система, с которой связаны промышленные залежи графита. Среди послекембрийских образований в южной части Мадагаскара распространены континентальные отложения каменноугольного — лейасового возраста, юрские известняки, морские слои, базальтовые покровы и карбонатные отложения мелового возраста. Особенно распространены морские отложения эоценового возраста, представленные литотамниевыми, нуммулитовыми и устричными известняками. На них лежат континентальные отложения неогенового возраста. Четвертичные отложения залегают в пределах прибрежной равнины и достигают значительной мощности.
Залегание геологических формаций на Мадагаскаре усложнено многочисленными разломами. Простирание разломов близкое к меридиональному. В западной части проходит краевой глубинный разлом, скалывающий эоцен. Вдоль разлома западное крыло опущено на несколько тысяч метров. Крупнейший разлом острова тянется в север-северо-западном, юг-юго-восточном направлении. Его проявление прослеживается на протяжении около 1100 км. В юго-западной части острова осадочные отложения наклонены на запад. Гребни моноклиналей выступают в рельефе на значительном расстоянии.
Рельеф острова характеризуется обычным для материковой коры взаимоотношением тектонических и наложенных форм поверхности. В целом это плоскогорье, наклоненное с востока на запад. Высота его у восточного края около 1500 м, у западного — 800—1200 м. Наивысшая точка 2880 м расположена на севере острова в вулканическом массиве Царатанана. В центральной части его, также в вулканическом массиве Анкаратра вершины подымаются до 2644 м. С востока и запада плоскогорье ограничено уступами тектонического происхождения.
Большинство рек Мадагаскара стекает по моноклинально наклонной поверхности в западном направлении. Многие долины расположены в зонах разломов и тектонических впадинах. В одной из таких впадин находится озеро Алаотра. Некоторые впадины заболочены. Долины и впадины разделяют плоскогорье Мадагаскара на отдельные массивы, ограниченные высокими уступами. В северной части острова распространены останцовые горы. Вместе с вулканами они придают специфические черты ландшафтам этой страны.
Геоморфологические особенности отдельных массивов обычно зависят от состава пород. Магматическим породам свойственны массивные формы выветривания. В местах залегания осадочных и осадочно-вулканогенных пород склоны имеют ступенчатый профиль, усложнены денудационными террасами. Территории, покрытые эоценовым известняком, изобилуют карстовыми формами рельефа.
В речных долинах часто наблюдаются хорошо выраженные три надпойменные террасы. На береговой равнине бывают скопления дюнных песков. Структура и рельеф Мадагаскара имели длительный путь развития. Очаг островной суши в восточно-центральной части острова образовался свыше 3000 млн. лет назад. В течение всего докембрия развитие острова протекало параллельно, но не было связано с развитием Африканской платформы. Мозамбикский прогиб океанической коры и пролив между Мадагаскарским валом и Африкой возник также в раннем докембрии. На древнейшей части острова хорошо выражены поверхности выравнивания. По аналогии с поверхностями выравнивания на Африканской платформе образования их относятся к юрскому и меловому времени.
История тектоорогении Мадагаскара не включает как непременное условие пребывание его составной частью Африканской платформы. Остров располагается на промежуточном между Срединным Индийским хребтом и Африканской платформой базальтовом валу, усложняющем Западно-Индоокеанскую впадину. Вал разделяет эту впадину на котловины: западную — Сомалийско-Натальскую и восточную — Малкаринскую.
Австралия
Австралийский континент — наиболее крупный островной массив материковой коры среди просторов Мирового океана. На юге и западе Австралию омывает Индийский океан. Ширина его между Австралией и Мадагаскаром 6500 км, между Австралией и Антарктидой — 2500 км. На восток от Австралии до Америки протянулся Тихий океан на расстоянии 11000—14 000 км. Прилегающая к Австралии часть океана в пределах андезитовой линии изобилует островами. Здесь морские глубины достигают 1,5—6,0 тыс. м. Неровное дно усложнено многочисленными подводными хребтами, построенными на них вулканами и коралловыми островами. У западного берега океанические глубины расположены в непосредственной близости от материка. На северо-западе материковая платформа хорошо выражена и круто обрывается в сторону котловины Кораллового моря. По краю платформы располагаются многочисленные коралловые постройки, образующие известный Большой Барьерный риф. Он протягивается на расстоянии почти 2300 км. Ширина рифа на севере 2 км, на юге — около 150 км. Лагуна, отделяющая Большой Барьерный риф от материка, имеет ширину на севере 20 км, на юге — 350 км. Глубина ее 35—70 м. Мощность кораллового известняка достигает 220 м.
На юг от восточной части Австралии расположен о. Тасмания, отделяющийся от материка проливом шириной 224 км. Остров имеет базальтовый цоколь, простирающийся далее на юг в виде подводного Южно-Тасманского хребта.
Геологическое строение Австралии сложное и мало изучено, особенно в части взаимосвязи и закономерностей распространения представленных в ее строении формаций.
Древнейшие образования относятся к архею и протерозою. Они представлены древними вулканогенными, сильно метаморфизованными основными породами — амфиболитами, серпентинами, особенно базальтами. Широко распространены кристаллические сланцы и гнейсы. Эти образования пронизаны интрузиями габбро и многочисленных гранитоидов. Докембрий страны сильно дислоцирован и консолидирован, характеризуется платформенной структурой, образует отдельные массивы, особенно крупные в западной части. На юге Австралии размещается массив Калгурли, на севере — Пилбара. Они составляют Занадно-Австралийский щит. На севере и северо-востоке щит ограничивает геосинклинальную зону Папи-Крик и Баррамута. На западе кристаллический щит окаймляет полоса осадочных пород от пермского до четвертичного возраста. С распространением их связана береговая низменность. От ложа Индийского океана низменность отделяется узким шельфом и дальше ограничивается крутым континентальным склоном.
В северной Австралии докембрий образует отдельные массивы Кимберли, Карпентария, Варбуртон и Дарвин. С севера древние образойания окаймлены полосой меловых отложений. В центре страны докембрий обнажается в горах Макдоннелла и Масгрейвл. Депрессия между древними массивами — островами выполнена отложениями кембрийского и ордовикского возраста.
В юго-восточной части Австралии расположены докембрийские массивы — острова Тасмания, Новый и Южный Уэльс и Виктория. Здесь протерозойские толщи окаймляются осадочнометаморфическими и вулканогенными образованиями палеозойского и мезозойского возраста.
В восточной Австралии дислоцированные палеозойские и мезозойские толщи распространены наибольшими участками и образуют отдельные горные массивы — Вильям, Австралийские Альпы, хребты Ливерпул, Нью-Ингленд, Пик, Бартл-Фрир, в межгорьях между которыми распространены менее дислоцированные осадочные толщи. Строение горных массивов восточной Австралии напоминает строение крупных островов западной части Тихого океана, в частности Филиппинских, Явы и др. Располагаются горные узлы восточной Австралии меридионально вытянутой, обращенной на восток выпуклостью, дугой, совершенно схожей с очертаниями других островных дуг Океании. Развитие горноскладчатой восточной части материка Австралии через стадию островной дуги несомненно.
Кембрийские отложения распространены восточнее кристаллических массивов западной Австралии. В их составе известны слои глинистых сланцев, песчаников, кварцитов и доломитов. В южной части материка из кембрийских отложений сложен хребет Маунт-Лофти. Считается, что в эпоху каледонского горообразования залегание кембрийских отложений было нарушено. От созданных тогда горных сооружений на юге Австралии сохранился лишь цоколь. На цоколе ярко выражены следы древнего оледенения. Отложения древних морен — тиллиты — имеют значительную мощность, в некоторых местах до 500 м. Тиллиты перекрыты полосатыми глинистыми сланцами.
Ордовикские и силурийские отложения распространены на юго-востоке Австралии. Девонские отложения принимают участие в строении островных массивов восточной горной части материка, а также на севере, где они залегают на кристаллическом фундаменте. В западной, древней части материка, кроме каменноугольных, распространены также морские осадки пермского возраста. С верхнепалеозойскими отложениями Австралии связаны большие месторождения каменного угля, особенно многочисленные в ее восточной части. Большое место занимают лавовые покровы каменноугольного возраста.
В позднем палеозое, в эпоху герцинского горообразования, древние отложения были собраны в складки, деформированы сбросами. Отдельные островные массивы были структурно связаны в единую горную систему, протянувшуюся на востоке материка. После герцинского горообразования на Австралийском материке происходили лишь колебательные движения.
Мезозойские и кайнозойские отложения в Австралии связаны постепенными переходами, выполняют структурные и наложенные впадины между горными массивами и на выровненной поверхности кристаллического фундамента. В частности, триас представлен континентальными отложениями, известными в южной части Водораздельного хребта, в районе города Брисбена и Голубых горах. Юрские отложения представлены преимущественно песчаниками и распространены на значительной площади. Они обнажаются на западных склонах Водораздельного хребта и на восточной окраине кристаллического фундамента. Между ними, в пределах равнины, юрские песчаники образуют мульду, богатую артезианской водой. Отдельные выходы юрских отложений известны на западном побережье материка.
Из осадочных отложений в Австралии наибольшую площадь занимают осадочные толщи мелового возраста. Они отложились в условиях трансгрессии моря, покрывавшего почти весь материк. К меловым отложениям относятся толщи известняка, мергеля, гипса и песчаника. Последние, очевидно в значительной части, континентального происхождения. К ним приурочены месторождения лигнита. Связанная с меловой трансгрессией поверхность выравнивания определяет главнейшие черты орографии Австралии.
Палеогеновые и неогеновые отложения распространены на значительной площади в бассейнах рек Дарлинга и Муррея, а также на юге и юго-востоке кристаллического щита. Они представлены песками, глинами и известняками. В южной части материка известняки миоценового возраста залегают на древних кристаллических породах. Область их распространения имеет аккумулятивный рельеф, определяющий особенности прибрежной равнины Налларбор.
В течение палеогена и неогена в Австралии были резко выражены колебательные движения. В процессе поднятия западной части материка выделилось плато Кимберли. Образовалась система разломов, с которыми были связаны мощные трещины излияния основной лавы. Мощность базальтового покрова местами превышает 270 м. В восточной части страны излияние лавы и образование базальтовых покровов было в горных узлах. Образовались вулканические возвышенности Стерджен, Бакленд. Крупные излияния базальта и трахита были на восточном побережье, в горах Ливерпул. Западнее Мельбурна еще сохранились вулканические сооружения.
Четвертичные отложения в Австралии представлены в горах моренами. На побережье известны морские слои четвертичного возраста. Большие территории занимают озерные, озерно-аллювиальные и эоловые отложения. Следы тектонических колебаний прослеживаются по затопленным долинам рек, абразионным террасам на побережье, образованиям морских заливов и др. Тектонические движения не прекращаются и в современных условиях.
Рельеф Австралии отражает ее структуру. Западная часть материка имеет выравненную поверхность кристаллического фундамента и представляет собой плато, приподнятое на 300—600 м над уровнем моря. Над его поверхностью местами на 100—150 м выступают каменистые гряды. Продукты разрушения кристаллических пород покрывают склоны возвышенностей. Впадины на поверхности плато являются сухими днищами озер, покрытыми соляной коркой.
В северо-западной части рельеф щита гористый. Сохранившиеся от денудации островные массивы выступают в виде горных возвышенностей; наиболее значительные горы Хамерсли поднимаются до 1226 м над уровнем моря. У восточной границы щита расположены, также отпрепарированные денудацией, островные массивы, хребты Макдоннелл и Масгрейв. Высшая точка гор Макдоннелл поднимается до 1510 м над уровнем моря. В межгорье расположены сухие озерные котловины.
На юго-востоке плато обрывается крутым уступом. От гор Флиндерс его отделяет грабен, протягивающийся в меридиональном направлении. На юге к плато примыкает аккумулятивная равнина Наллардор высотой 200—250 м. К Большому Австралийскому заливу она обрывается уступом высотой 100—150 м. В юго-западной части материка лежит горная возвышенность Стерлинг — 1109 м над уровнем моря. Между нею и долиной р. Мерчисон западный край плато обрывается уступом высотой 200—250 м.
В северо-западной части Австралии кристаллический фундамент несколько поднимается. Выровненная поверхность его образует плато Кимберли, поднимающееся до 800 м над уровнем моря. Юго-западный край плато гористый. Крупнейший из хребтов Кинг-Леопольд поднимается до 931 м над уровнем моря. Аналогичную возвышенность представляет плато Арнем-Ленд на одноименном полуострове в северной части материка.
Характерной особенностью ландшафта западного плато Австралии являются денудационные формы рельефа. Останцы устойчивых пород часто выступают над холмистой равниной. Например, горы Ольга, Айри-Рок, сложенные из конгломерата и песчаника. Останец-колонна Чемберса на 61 м возвышается над однообразной равниной.
В центральной части плато западной Австралии преобладают пустынные ландшафты. Северную его часть занимает Большая Песчаная пустыня, рельеф которой образуют красные сыпучие пески. Южнее в строении рельефа преобладает щебнистый материал — продукты выветривания коренных пород. Каменистые ландшафты встречаются в пустыне Тибсона и Большой пустыне Виктории. Скопления песков, разнообразные формы усыхания и выветривания характерны также для северной территории Австралии.
Между кристаллическим плато на западе и горными сооружениями на востоке Австралии лежит область равнин, тянущаяся от залива Карпентария на севере до устья Муррея на юге. Возвышенность Селуин отделяет северную часть от южной, представляющей Большой артезианский бассейн. Хребет Грей отделяет юго-восточную равнинную часть бассейнов Дарлинга и Муррея от западной бессточной области Эйр. Южнее горы Стьюарт, Голер, Флингерс, Барьерные и Маунт-Лофти разделяют равнину на ряд котловин, одну из которых заполняет залив Спенсер. На север от него в меридиональном направлении прослеживается зона разломов.
В геологическом строении восточных равнин принимают участие юрские, меловые и четвертичные отложения. Они выполняют прогиб между кристаллическим щитом на западе и горными хребтами на востоке.
Поверхность равнинной части Австралии не превышает 100 м над уровнем моря. Считается, что она представляет собой дно мелового бассейна. На поверхности равнины значительные пространства покрывают каменные россыпи, пески и песчаные дюны, местами поднимающиеся на высоту до 100 м. Песчаные ландшафты сменяются пространствами с глинистым покровом. В геоморфологии рассматриваемого района большую роль играют сухие русла рек, оживающие во время дождей.
Рельеф восточной, горной области Австралии очень сложный. Геоморфологические черты, его определяются структурой и в значительной мере составом деформированных слоев горных пород. Складчатые массы гор в течение мезозоя и раннего кайнозоя были совершенно сглажены. Позже эта горная страна была разбита на блоки разломами, приподнята и вновь приобрела гористый рельеф. Отдельные блоки приподняты на разную высоту и характеризуются плоскими гребнями. Геоморфологические особенности отдельных горных массивов, кроме этого, зависят от состава горных пород.
В северной части горной области, на полуострове Кейп-Йорк горные возвышенности сглажены. В их строении преобладают песчаники мелового возраста и внедрившиеся в них интрузии гранитоидов. Последние выделяются связанными с ними скалистыми гребнями. В районе Куктаун-Таунсвилл кристаллический горный хребет параллелен берегу, а далее, у г. Брисбена, — под углом к береговой линии. Западный склон гор более пологий, чем восточный, переходит в плоскую возвышенность, сложенную толщами осадочных пород мелового возраста. На западе она ограничена гребнем — Водораздельным хребтом у Брисбена, примыкающим к береговым хребтам. Водораздельный хребет геоморфологически объединяет ряд горных массивов северной части Восточно-Австралийской островной дуги. Южная часть горной области включает горные массивы Нью-Ингленд и Ливерпул, местами поднимающиеся до 1600 м над уровнем моря. В строении гор преобладают кристаллические сланцы, связанные с ними гранитные интрузии, а также базальтовые покровы. На юге массив ограничен грабеном, по которому проходит глубокий каньон р. Хинтер. Массив круто обрывается к морю и полого снижается к равнинам верховьев р. Дарлинг. Южнее каньона р. Хинтер расположен массив Голубые горы. Массив слагают горизонтальнослоистые толщи розовых песчаников триасового возраста. Разломы расчленяют Голубые горы на отдельные блоки. Вдоль разломов текут реки и располагаются глубокие каньоны. От моря горы отделены узкой холмистой полосой. В юго-восточной части материка расположен горный массив — Австралийские Альпы, или Снежные горы. Вершины их поднимаются до 2230 м — г. Косцюшко — высшая точка Австралии. Это гранитные гребни, на которых сохранились следы оледенения в четвертичном периоде. На юго-восток от Австралийских Альп расположен массив — Викторианские Альпы, — протягивающийся в широтном направлении. Отдельные вершины в его пределах поднимаются до 1900 м над уровнем моря. В строении Викторианских Альп и их геоморфологии большое значение имеют лаковые покровы и сохранившиеся конусы потухших вулканов.
Тектоорогения Австралии — один из ярких примеров единства процесса развития структуры и рельефа земной коры. Вместе с тем она служит доказательством образования материка в результате преобразования масс сима вулканическими процессами, аккумуляции островов из продуктов взаимодействия вулканического вещества, воды, воздуха и жизнедеятельности организмов — осадочных пород, их последующей переработки метаморфизма и последовательного дальнейшего объединения островов в процессе движений тектоносферы. С этой точки зрения Австралия представляет собой остров островов — полинезию, объединенных и консолидированных в ходе тектогенеза земной коры.
Первые островные структуры в Австралии возникли вначале геологической истории 3000—3500 млн. лет тому назад (Тугаринов, Войткевич, 1966). Первичный архипелаг располагался в западной части современной Австралии. Характерные черты первичных формаций выражены в составе серии Варравуна в рудной провинции Пилбара и серии Калгурли в одноименной области в юго-западной Австралии.
Серия Варравуна (Finucane, 1953) состоит преимущественно из основных лавовых потоков, подушечных лав, зеленокаменных пород, представляющих метаморфизованные туфы, переслаивающиеся с железистыми кварцитами, хлорит-магнетитовыми и карбонатизированными хлоритовыми сланцами. Эти отложения смяты в складки северо-западного простирания, вмещают интрузии основных и ультраосновных пород — перидотитов, габбро, долеритов и др. Несогласно на серии Варравуна залегают гравий, конгломераты, сланцы, кварциты, окварцованные породы серии москито-крик. В них встречаются интрузии гранитов и кварцевые жилы. Складки пород серии москито-крик простираются в северо-восточном направлении. Выше, несогласно на кристаллических породах рассмотренной серии залегают мощные толщи серии Наллагайни. Они представлены конгломератами, переслаивающимися с потоками основных и кислых лав, пластами известняков и доломитов, вмещают дайки доллеритов и других основных пород. Серия относится к протерозою.
Серия Калгурли — древние зеленокаменные породы — типично представлена в юго-западной части Австралии. К ней относятся (Forman, 1953) спилиты — лавовые потоки, перемежающиеся с туфами, агломератами, граувакками, кварцитами и пластами джеспилитов. Эти отложения смяты в складки и пронизаны силлами и дайками основных пород и гранитными интрузиями. Силлы кварц-долерито-зеленокаменных пород золотоносны. Отложения серии Калгурли перекрыты толщей метаморфизованных гравия, песчаника, сланца, кварцита и в отдельных частях массами андезита и риолита. Толщу их завершают андезитовые и дацитовые лавы. Они подразделяются на серии Блек-Флаг, Уайт и Индапур. Еще моложе считаются отложения серии Карраван. В ее составе преобладают песчаники и конгломераты.
Рассмотренные отложения имеют интрузивный контакт с более молодыми образованиями юных зеленокаменных пород, древнего и юного гранитов. К ним относятся долериты, горнблендиты и амфиболиты, гнейсы и мигматиты, возникшие в период гранитизации. Позже, в период золоторудной минерализации, произошло образование пегматитов. В горах Стерлинг на этих образованиях несогласно залегают обычные осадочные породы и долериты.
Возраст пегматитов, связанных с гранитами, секущих древние зеленокаменные породы юго-западной части Австралии, 2700—2800 млн. лет (Тугаринов, Войткевич, 1966), что подтверждает начальный островной характер развития здесь материковой земной коры.
В северной части материка выделяются древние островные массивы Кимберли, Стуртийский и Арунта. Они объединены геосинклинальными отложениями зоны Пайн-Крик — Варрамунга-Карпентария. В строении Кимберли выделяются древнейшие образования, состоящие из переслаивания основных лав и осадочных пород и хлорито-карбонатных пород, относящихся к серии Москито. Докембрийские массивы-острова были спаяны в единую плиту в позднем протерозое в результате горообразования в междуостровных геосинклинальных прогибах.
Островные массивы докембрия в южной Австралии развиты в районах западной части Нового Южного Уэлса и Западной Виктории. Древнейшими образованиями на этой территории считается серия Вилаяма. В районе Брокен-Хилл к ней относятся гранато-кордиерито-силлиманитовые сланцы и гнейсы, вмещающие древние интрузии габбро и более молодые гранитоиды. Представлены «новые интрузии» серией гранитов, пегматитов и диоритовыми дайками. Вся серия собрана в крупные антиклинали и синклинали северо-восточного простирания, усложненные вторичными мелкими складками. Возраст древних образований составляет 1630—1700 млн. лет.
На серии Вилаяма несогласно залегает толща (система) Аделаида. Мощность ее около 6700 м. В нижней части толщ преобладают сланцы и филлиты, вмещающие пласт кварцита и пропластки известняка. Внизу залегает базальный конгломерат. В верхней части толщи Аделаида лежат кварциты, выше их — глинистые сланцы, мощные толщи тиллитов и флювиогляциальных отложений. Заканчивается разрез мощной свитой известняков со следами органических остатков. Образование системы Аделаида относится к периоду 550—915 млн. лет назад. К эпохе 500 млн. лет назад относится урановая минерализация. Формирование системы Аделаида закончилось в среднем кембрии.
Восточно-Австралийская горная область развивалась в герцинский орогенический этап. Более поздние историко-геологические процессы на территории страны уже рассматривались нами.
На основании структурно-геоморфологического анализа геологического строения Австралии можно сделать некоторые выводы об истории ее развития.
Материк Австралия расположен среди пространств первичной океанической коры, никогда не бывших сушей.
Сложился материк в результате последовательного объединения островов, возникавших на занимаемой им территории на разных этапах истории геологического развития. Процесс образования вулканических островов, их преобразование в океанические острова сиаля и мини-материки продолжается и в современных условиях. В австралийской области формирования материковой земной коры к таким образованиям относятся Новая Гвинея, Соломоновы острова, Новые Гибриды, Новая Каледония, Новая Зеландия и Тасмания, существующие самостоятельно, параллельно с Австралией и структурно с нею не связанные.
Первые островные очаги возникли в западной части Австралии около 3000—3500 млн. лет, в северной и юго-восточной — около 2600—2700 млн. лет, а в восточной — около 550—915 млн. лет тому назад.
Консолидация структурных элементов Австралии закончилась к концу палеозойской эры, с окончанием герцинского этапа горообразования.
В течение мезозойского и кайнозойского времени Австралия находилась в состоянии колебательных движений, обусловливавших значительные перемещения береговой линии в пределах материка. Особенно большое значение в истории геологического развития Австралии имела меловая трансгрессия. С нею связано выравнивание поверхности материка и выработка главных особенностей его орографии.
В кайнозое оформились аккумулятивные равнины Австралии. Они приурочены к межостровным прогибам, в которых кое-где размещаются бессточные бассейны, в частности бассейн озера Эйр. К этому времени относится также обновление старых и появление новых разломов, играющих, как и связанные с ними вулканические образования, чрезвычайно важную роль в структуре и геоморфологии материка.
В целом остров Австралия характеризуется типичными чертами тектоорогении материков.