Геология / 4 курс / Геотектоника / Лекции / Лекция 04

9

ЗОНЫ СТОЛКНОВЕНИЯ КОНТИНЕНТОВ (КОЛЛИЗИОННЫЕ ЗОНЫ)

Коллизионные обстановки возникают на завершающих стадиях закрытия океанических бассейнов в результате столкновения континентов (микроконтинентов) с островными дугами или с другими континентами (микроконтинентами). В первом случае образуются относительно низкие горные сооружения и новый желоб с океанической стороны дуги, а во втором — высочайшие горные системы (Гималаи) и обширные области деформаций, замещающих зону желоба [99]. Линия столкновения может фиксироваться сутурой с офиолитовым меланжем, олистостромами, ультрамафитами, а в глубокоэродированных районах — глаукофановыми сланцами (зонами высокобарического метаморфизма).

Коллизия — длительный процесс, протекающий в условиях сжатия и общего поднятия рельефа и завершающийся, по-видимому, повторным орогенезом или тсктономагматической активизацией. В результате этого процесса уменьшается площадь зоны столкновения за счет тектонического скучивания, происходят значительные вертикальные и горизонтальные перемещения блоков земной коры по крупным разломам, исчезают или значительно сокращаются структуры с корой океанического типа, образуются собственно коллизионные обстановки.

Наиболее существенное и определяющее в этом процессе, вероятно, тектоническое скучивание. Последнее выражается в пологом надвигании—пододвигании относительно тонких тектонических пластин континентальной и отчасти океанической коры, главным образом по границам слоев разной компетентности, т. е. по зонам физических неоднородностей. При этом отдельные пластины разнородных образований, по-видимому, вдавливаются и опускаются в глубинные области земной коры, где под действием высоких температур и давления подвергаются региональному метаморфизму и частичному плавлению. Образуются анатектические расплавы кислого состава, поднимающиеся по зонам растяжения в верхние горизонты земной коры и формирующие магматические комплексы.

В результате коллизии возникают внутриконтиентальные и значительно реже окраинно-континентальные орогенные пояса, сочетающие в себе горные сооружения с крупными аккумулятивными структурами типа впадин, прогибов, вулкано-плутонических зон.

Характеризуются такие пояса резкоконтрастным средне- или высокогорным рельефом, широким развитием чешуйчато- и вееронадвиговых дислокаций, сложным тектоническим строением, обусловленным нарушением первичных соотношений между структурно-вещественными комплексами обстановок, существовавших до столкновения, их деструкцией и даже перемешиванием, значительно утолщенной земной корой (до 50—80 км), а также активной сейсмичностью, связанной с продольными фокальными зонами и поперечными разломами с очагами землетрясений глубиной до 250 км.

Специфическими аккумулятивными структурами (обстановками) этих областей, зависящими в какой-то степени и от конфигурации окраин сталкивающихся литосферных плит, являются внутренние бассейны, межгорные впадины, краевые прогибы, депрессии, вулкано-плутонические зоны и рифты.

Внутренние бассейны на субокеанической коре представляют собой морские бассейны, полностью или частично изолированные от Мирового океана. К ним относятся Средиземное, Черное и Каспийское моря, а также, вероятно, Карибский бассейн и море Банда с Арафурским и Тиморским шельфовыми морями. Типичным примером является Средиземное море, восточная часть которого характеризуется расчлененным подводным рельефом с линейно вытянутыми котловинами, центральным валом, желобами и грядами островов, а западная — единой котловиной с нерасчлененным рельефом абиссальной равнины. Все части Средиземного моря и его обрамления отличаются повышенной сейсмичностью с рассредоточенным распределением очагов землетрясений и короткими линейными зонами с относительно глубокими очагами (до 300 км), приуроченными только к желобам и напоминающими сейсмофокальные зоны Вадати—Заварицкого—Беньофа.

В пределах разных частей внутриконтинентальных морей земная кора относится как к континентальному нормальной и сокращенной мощности, так и к океаническому типам. Последняя рассматривается либо как оставшаяся кора океана или окраинного бассейна, либо как вновь образованная в результате рассеянного спрединга.

Во внутренних бассейнах распространены отложения, относящиеся к формациям красных желваковых известняков, слоистых известняков, терригенных турбидитов и контуритов, кремнистокарбонатной, галититовой, а также занимающие дно котловин под рыхлыми отложениями значительной мощности вулканиты формаций натриевых базальтов и трахибазальтовой.

Межгорные впадины относятся к конседиментационным тектоническим структурам, возникшим в период интенсивного горообразования на консолидированном основании, в частности на террейнах (срединных массивах). Длина этих структур достигает 400, а ширина 200 км. Заполняющие их отложения достигают мощности до 10 км и могут быть представлены следующими формациями: мергельно-известняковой, кремнисто-карбонатной с сульфатами, известняково-песчано-алевролитовой сероцветной, карбонатно-терригенно-туффитовой, молассоидной, алеврито-песчаной красноцветной, угленосной лимнической и др. На подстилающих образованиях эти отложения залегают обычно со значительным стратиграфическим перерывом и существенным структурным несогласием. Деформации в них связаны с расколами основания и проявляются в виде глыбово-складчатых структур. Характерны коробчатые и гребневидные складки, куполовидные антиклинали, широкие плоскодонные синклинали. Оси складок ориентированы в различных направлениях. Широко распространены флексуры, сдвиги и надвига.

Во многих межгорных впадинах отмечаются проявления вулканической деятельности, иногда достаточно интенсивной. Установленные в них субаэральные и аэральные вулканиты принадлежат к базальтовой, трахибазальтовой, базальт-андезитовой, андезитовой и дацит-риолитовой формациям.

Краевые прогибы располагаются в пограничной зоне между платформой и горным сооружением. Это линейно вытянутые асимметричные структуры протяженностью свыше 1000 км со спокойным магнитным полем и резкой гравитационной ступенью, разделяющей их внешние и внутренние зоны. Гравитационные аномалии обусловлены резким увеличением мощности отложений и их повышенной плотностью. Внешнее крыло этих прогибов обычно представляет собой пологую и широкую моноклиналь на платформенном основании, а внутреннее - узкий, глубоко пргнутый (до 10—15 км) трог, осложненный складками и надвигами, но которым большая его часть перекрыта аллохтонными пластинами. Выполнены прогибы отложениями различных моласс, как морских, так и континентальных, среди которых иногда отмечаются дайки и силлы базальтов.

Вулкано-плутонические зоны располагаются вдоль крупных разломов в центральных и краевых частях горных областей. Представлены они как сопряженными, так и изолированными друг от друга линейно вытянутыми и изометричными вулканариями, в пределах которых распространены разнообразные вулканические и плутонические породы преимущественно кислого и щелочного состава и перекрывающие их базальты, иногда также слагающие самостоятельные вулканические плато или потоки по речным долинам. По формационной принадлежности пород, обилию пирокластического материала, аэральному происхождению вулканитов, расположению наиболее щелочных разностей магматитов в периферических частях зон и некоторым другим признакам коллизионные вулкано-плутонические зоны наиболее близки к вулкано-плутоническим поясам андского типа. Основные различия между ними заключаются в том, что коллизионные зоны характеризуются несравнимо меньшими объемами магматических продуктов, более широким распространением пород кислого (особенно гранитов) и щелочного состава, более высокой щелочностью пород и более ярко выраженной бимодальной тенденцией в вулканических формациях. Кроме того, гранитоиды и вулканиты этих зон относятся к парамагнитному, а не ферромагнитному классу и характеризуются слабой магнитной восприимчивостью. В магнитном поле очень четко выделяются отрицательные аномалии небольшой интенсивности.

Слагающие эти зоны эффузивы относятся к известково-щелочной, умереннощелочной и щелочным сериям и принадлежат к формациям базальт-андезит-риолитовой, андезитовой, трахириолит-трахибазальтовой, щелочных базальтоидов и фонолитов, щелочных базальтоидов и лейцитофиров, калиевых базальтов—трахитов (шошонитовой). Кроме того, отечественные исследователи [17, 56, 64] считают, что в этих зонах могут проявляться базальт-андезитовая, дацит-риолитовая, трахибазальтовая, трахиандезитовая и трахириолитовая вулканические и тоналит-гранит-гранодиоритовая, гранитовая, монцонит-сиенитовая, гранит-граносиенитовая, лейкогранитовая, аляскитовая, щелочно-гранитовая, нефелиновых (миаскитовых) щелочных сиенитов, сиенит-габбровая, кальсит-нефелин-сиенитовая плутоническая и вулкано-плутоническая формации.

Коллизия рассматривается как результат столкновения островной дуги с континентом, микроконтинентов с континентом или столкновение континента с континентом. Некоторые исследователи рассматривают этот режим как особый вид субдукции – альпипотипную субдукцию (А-субдукцию).

Модель столкновения островной дуги с континентом рассматривается А.А. Ковалёвым и Е.И. Леоненко (1995) как заключительная стадия развития дуги при погружении под неё пассивной окраины литосферной плиты. В этом случае часть осадочной призмы, сформировавшейся у подножия континентального склона и на шельфе срезается надвигающейся островной дугой и превращается в чешуи, двигающиеся вглубь материка. На них надвигаются покровы флиша закрывающегося окраинного моря вместе с чешуями океанической коры. Под надвигающейся островной дугой из пород осадочной призмы могут выплавляться палингенная гранитная магма.

В качестве примера такой геодинамической обстановки рассматривается Новогвинейский ороген (Дыо, Берд, 1974; Митчелл, Гарсон, 1984). Здесь шельфовые тонкозернистые обломочные породы и известняки олигоцеи-миоцеиового возраста, смятые в складки, прорваны гипабиссальными штоками кварцевых диоритов и гранодиоритов. Через шовную зону эти осадки контактируют с метаморфизованными осадочно-вулканогенными (по-видимому, островодужными) комплексами, и далее - с пластинами офиолитов и зеленосланцевых пород.

Зоны столкновения микроконтинентов с континентами возникают при закрытии спредипговых окраинных морей и рассматриваются как зоны обдукции. В окраинном море в начальную стадию скучивания возникают островные невулканические дуги (микроконтииенты), сложенные обдукцировапными офиолитами. После столкновения микроконтинент причленяется к континенту и происходит надвигание пластин океанической коры и на обе структуры. Зоны коллизии микроконтинентов и континентов представляют собой надвиговые и покровные зоны, в которых принимают участие молодая океаническая кора окраинного моря вместе с покрывающими её карбонатными и терригенными осадками, а также карбонатные и терригеиные толщи пассивных окраин. И те и другие толщи подвергаются метаморфизму вплоть до образования и последующего внедрения коллизионных анатектических гранитов. Актуалистическим примером подобного столкновения является остров Новая Каледония в Тасманском спредипговом море, а в качестве палеоаналога может рассматриваться Южный Урал, где в позднем девоне произошло закрытие Магнитогорского окраинного моря и столкновение Урало-Тобольского микроконтинеита с пассивной окраиной Восточно-Европейского континента (Ушаков, Леоненко, 1995).

При столкновении континентов коллизии предшествует сближение континентальных плит, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанской литосферы.

Последовательность стадий (1-4) развития, ведущих к столкновению двух континентов при наличии зоны субдукции только у одной континентальной окраины, Д. Браун и А. Массет (1984). Осадки, накопившиеся на дне океана, захватываются при столкновении вместе с фрагментами океанической коры - офиолитами. На каждой схеме слева показана зона субдукции и континентальная магматическая дуга на протяжении стадий 1-3

Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии. На первой стадии столкновения на участке сближающихся континентальных масс развивается шовная зона, вдоль которой выдавливаются офиолиты с образованием покровов. Блоки фундамента также надвигаются на пассивную окраину континента. На прилегающих участках литосферных плит, сложенных океанической корой, начинают накапливаться олистостромовые толщи, наиболее мощные перед фронтом покровов и флишевыми клиньями. Происходит скучивание и увеличение мощности континентальной коры. Подобное явление наблюдается на границе Евразийской и Австралийской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5 - 3,5 млн лет назад), когда океанская литосфера Австралийской плиты полностью субдуцировала под вулканическую дугу Банда, расположенную на активной Евразийской окраине. Произошел перескок зоны субдукции, и континентальная Австралийская плита надвигается на море Банда. Это выражается сейсмичностью, надвигами и взбросами.

При столкновении континентов осадочные и вулканогенные отложения этих континентов вовлекаются в крупномасштаные процессы складкообразования, разломообразоваиия, что сопровождается проявлениями высокоградиеитного и высокотемпературного метаморфизма. Метаморфизм продолжается и после формирования шарьяжной структуры. Изобаты нередко пересекают границы шарьяжных покровов (Западные Альпы). Геофизическими методами устанавливается, что в современной коре коллизионных зон существуют стационарные горизонты гранитного расплава шириной до 250 км и мощностью около 10 км. При застывании этого расплава формируются гранитоиды палингенного происхождения Б-типа.

В результате возникает орогенический пояс, где картируются тектонические покровы, срезанные надвигами, выделяется три или более фаз складкообразования, для более поздних складок характерно крутое падение осевых поверхностей, наличие син- и антиформных структур. Складки и разломы в такой зоне не затрагивают породы фундамента. Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощных моласс в передовых и межгорных прогибах.

К орогеническим поясам, образовавшимся при столкновении двух континентов, относят:

- Аппалачи - результат столкновения Сев. Америки с блоком Европа + Гондвана;

- Каледоииды - Сев. Америки с Гондваной;

- Герцинский пояс - Европы с Гондваной;

- Уральский пояс - Европы с Сибирью;

- Ангарский пояс - Сибири с Китаем;

- Альпы - Европы с Африкой;

- Гималаи - Индии с Евразией.

Древний (50 - 45 млн лет) коллизионный процесс можно рассмотреть на примере Гималаев и Тибета. Здесь в последние годы были проведены работы по комплексным геофизическим проектам PASSCAL Tibetan plateau axperimental (1991 - 1992), INDEPTH и др. (Розен, 1999), которые позволили с высокой точностью выявить строение земной коры региона. При движении Индостанской плиты в северном направлении океанская литосфера океана Тетис была субдуцирована под Евразийскую окраину. Гималаи формировались путем последовательного срыва и «счешуивания» континентальной коры. Пологие поверхности смещения фиксируются сейсмическими очагами. Встречное движение Индостана и Евразии до начала коллизии оценивается в 15 — 20 см/год. Эта скорость последовательно уменьшалась до 10 см/год (олигоцен), позже — 5 см/год. Суммарное сближение после начала коллизии, по-видимому, превышает 2000 км. Такое сближение компенсируется не только многократным «счешуиванием» континентальной коры (ее утолщение и воздымание Гималаев), но и продольным отжиманием горных масс в западном и восточном направлениях и «торошением» обширной области континентальной литосферы от Гималаев до Байкала, где доминируют правосторонние и левосторонние сдвиги северо-западного и северо-восточного направлений.

Распределение основных тектонических элементов Тибетского плато, Г ималаев и сопредельных районов, по Г.Н.Савельевой и И.И.Поспелову (2010). 1 - кратоны; 2 - сутурные зоны; 3 - палеозойские складчатые области; 4 - складчатые области Неотетиса; 7 - надвиги; 8 - сдвиги; 9 - Центрально-Азиатский складчатый пояс; 10- высокобарические комплексы (НРУ, 11 - ультравысокобарические комплексы с алмазом или коэситом (11 НР); 12 - ультравысокобарические комплексы без алмаза или коэсита. Цифры в кружках: I - Северный Цилань (НР), 2 - Северный Цайдам ((/НР), 3 - Северный Алтын (НР), 4 - Южный Алтын (ПНР), 5 - Северный Цинлин (ИНР ), 6 - Даби (НР/Ь'НР), Сулу (НР/Ь'НР), 8 - Центральный Чаньтанг (НР), 9 Самдо (1Л1Р), 10 - Юго-западный Таньшань (НР /ПНР), 11 - Бсйшань (НР), 12 - Джабсй (НР), 13 - Намче-Ьрава, Восточно-Гималайский синтаксис (НР), 14- Каган, Западно-Гималайский синтаксис (ПНР), 15 -Тзу-Морари, Западно-Гималайский синтаксис (ПНР), 16 - Арун, Центральные Гималаи (НР)

Вследствие коллизии Евразиатской и Индийской плит мощность коры южнее сутуры Цангпо возросла до 70 км. Средняя скорость продольных волн в этой коре составляет 6,0 км/с, что соответствует представлению о разнородных складчатых толщах, слагающих большую часть мощности коры. Индийская литосфера продвигается к северу под южный Тибет по Главному Гималайскому надвигу.

Другим примером являются Восточные Альпы, которые представляют собой результат субдукции под Евразийскую окраину океанической литосферы Адриатического микроконтинента и формирования Австро-Альпийских покровов.

При взаимодействии континентальной окраины с несколькими разными плитами и микроплитами могут наблюдаться переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции и наоборот. Примером может служить продолжение в западном направлении Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Последняя, в свою очередь, в северном направлении через трансформный разлом «желоб-ороген» сменяется Индо-Бирманской коллизионной системой.

Континентальная коллизия в термически подготовленных регионах сопровождается расслоением литосферы. Наряду с мантийной возникают нижнекоровые и внутрикоровые астеносферы (астенослои, астенолинзы). Это способствует подвижности отдельных блоков земной коры, которые в миниатюре повторяют поведение литосферных плит. Для них характерны активные и пассивные окраины. На активных окраинах происходит подтекание (субфлуэнция) корового материала, что сопровождается магматизмом (обычно полнодифференцированные серии повышенной щелочности) и формированием магматического ареала.

При столкновении континентов извилистость их контуров порождает так называемую индентерную тектонику, для которой характерен декомпрессионный базальтодный магматизм. Сосуществование пространственно сближенных разноглубинных очагов (мантийных и коровых) генерирует широкий спектр гибридных пород.

Минерагения. Для зоны столкновения островной дуги с континентом характерно медное и золотое оруденение, а также месторождения нефти и газа. Медные руды (месторождение Маунт-Фыобилайн, Папуа-Новая Гвинея) встречаются как в виде медно-порфирового, так и скарнового генетических типов, а также образуют пластовую залежь массивных сульфидов. В этом же районе золоторудное месторождение Мороуб располагается в поясе метаморфизованных сланцев и филлитов и пространственно связано с порфировыми интрузиями дацитов и андезитов.

Для зон столкновения микроконтинентов с континентами в связи с офиолитами известны месторождения хромитовых (Кемпирсайские) и медно-цинковых колчеданных руд (Учалинское, Сибайское и др.), а также никель-кобальтовые месторождения кор выветривания по ультрамафитам (Уфалейская группа).

В зоне столкновения континента с континентом в Гималайском орогене с офиолитовыми комплексами связаны месторождения хромита, магнетита, меди, магнезита и талька, с гранитоидами - кварц-полиметаллические жилы. На блоках пассивной окраины в песчаниках известны гидрогениые месторождения урана.

В пределах Кавказского орогена эксплуатируются медно-молибденовые порфировые месторождения (Каджаран, Далиг и др.), вулканогенно-осадочные марганцевые месторождения (Чиатурское рудное поле), ртутные и сурьмяно-ртутные (Ахейское, Авадхарское и Хнекское месторождения), скариовые магнетитовые руды (Дзамское месторождение). Кроме того, широко известен Южно-Каспийский нефтегазоносный бассейн, приуроченный к реликтовым полям субокеанической коры палеоокеана Тетис.