title-icon Статьи о ремонте
title-icon
» » Литогеодинамическая модель континентальной коллизии

Литогеодинамическая модель континентальной коллизии

Все крупные горные системы мира, такие, как Гималаи, Альпы, Кавказ, Тянь-Шань, Аппалачи и другие, образовались в результате столкновения континентов по типу «континент—континент», «дуга—континент» и т. д. Они являются своеобразным рубцом на континентальной коре, который указывает не только место и время коллизии, но одновременно эти складчатые системы оказываются чуть ли не единственным источником информации по палеоокеанологии.
Если, проанализировав механизм субдукции, мы смогли сделать вполне справедливый вывод о том, что разным зонам субдукции, как древним, так и функционирующим в настоящее время, свойственны многие общие черты строения и состава образованных осадков, то коллизионные обстановки отличаются исключительным разнообразием; поиск общих черт составляет в данном случае одну из ключевых проблем геодинамики коллизионных зон, ибо анализ многих конкретных обстановок (региональный материал) еще не позволяет выделить тот инвариант механизма этого процесса, с помощью которого можно было бы реконструировать палеоколлизионные обстановки из разных регионов Земли.
Коллизия реализуется обычно на громадных пространствах (тысячи и десятки тысяч квадратных километров). Поэтому с учетом реальных масштабов этого длительно развивающегося процесса мы обязаны учитывать не просто смену обстановок осадконакопления, а зарождение, развитие и отмирание крупных осадочных бассейнов, как шельфово-склоновых, ПКВ и ряда других. Некоторые прецеденты подобного подхода уже имеются. Так, А. Митчелл изучил взаимосвязь между офиолитами как реликтами океанической коры, а также подстилающими и перекрывающими их породами. Эта взаимосвязь выявлена в трех районах: в активной дуге (Бирма), на континентальной окраине (Оман) и в пределах системы островной хребет — осадочный бассейн (Кипр). Появление офиолитовых пластин (одна из ключевых проблем геодинамического анализа коллизионных зон) автор объясняет их срывом в результате интенсивно нарастающего регионального напряжения сжатия в процессе активной фазы развития так называемой ранней коллизии, т. с. сразу после перекрытия субдукционной зоны. В целом же специалисты пришли к выводу, что офиолиты чаще всего залегают в виде крупных аллохтонных пластин, они нередко превращены в полосы серпентинитового меланжа, из чего следует, что офиолитовые пластины действительно маркируют швы или зоны коллизии и представляют собой своеобразные рубцы замкнувшихся океанов. И все же только по этому факту определить однозначно тип геодинамической обстановки нельзя.
Болес того, выявлены многочисленные примеры и так называемых безофиолитовых коллизионных швов. Они описаны на Кавказе, в Карпатах, Тянь-Шане и т. д. Подобные швы делят крупные структурно-формационные элементы покровно-складчатых сооружений и ограничены, как правило, разломами.

В самых общих чертах, необходимых для обоснования нашей модели, механизм континентальной коллизии рисуется следующим образом (рис. 1.22). Коллизия начинается тогда, когда с континентальной корой активной окраины континента войдет в соприкосновение континентальная кора пассивной окраины другого континента, а это может произойти только после завершения субдукции океанической коры. Остатки этой коры в виде вытянутого вдоль простирания субдукционной зоны офиолитового шва наряду с примыкающим к нему турбидитовым поясом являются достаточно надежным индикатором зоны первичного контакта двух континентальных масс (первая коллизионная сутура). В структурно-вещественном выражении эта контактная зона устроена достаточно сложно. В коллизионных зонах сильно деформируются, перерабатываются, а зачастую и бесследно исчезают отложения целых осадочных бассейнов. В них тектонически контактируют отложения осадочных бассейнов разных геодинамических типов и, что особенно важно, совмещены различные морфоструктурные элементы древних пространств океанического или иного типа. Что касается офиолитового шва, то, как мы уже отмечали, его может и не быть, поскольку структурные деформации, сопровождающие коллизию, приурочены, как правило, к верхним зонам коры и отражают геодинамику внутриплитных (даже внутрибассейновых) процессов.
Субдукция океанической литосферы завершается, когда основание континентального склона пассивной окраины придвигаемого континента подойдет вплотную к глубоководному желобу, он начинает функционировать как осадочный бассейн (во время активной субдукции он выполнял функции морфологического маркера этого процесса) и сравнительно быстро, в геологическом масштабе времени, заполняется грубеющими вверх по разрезу отложениями турбидитов, и начинается первая фаза собственно коллизионного процесса. Именно такая ситуация рисуется в настоящее время в районе Австралии, придвинутой к Яванскому желобу, а также Новой Каледонии, приближающейся к Новогебридскому желобу. В процессе дальнейшего развития коллизии активный рост горно-складчатой системы сопровождается образованием на месте бывшего глубоководного желоба внешнего краевого прогиба, заполняющегося континентальной молассой: продуктами разрушения быстрорастущего коллизионного орогена. Таким образом, молассовые пояса наряду с покровно-складчатыми структурами, включающими зачастую и офиолитовые пластины, гранито-гнейсовыми куполами, олистостромами являются надежными индикаторами зон древней коллизии.
Собственно механизм коллизии может быть описан с помощью такой схемы. Навстречу друг другу движутся два тела: одно, имеющее массу m1 — со скоростью v1, другое массой m2 — со скоростью v2. Иными словами, второе тело сталкивается как бы с неподвижным первым, масса которого на несколько порядков больше. Именно так происходит крушение поезда, если он наталкивается на какое-либо практически неподвижное препятствие. Вагоны, продолжая по инерции двигаться вперед, наползают друг на друга, коробятся и опрокидываются. Эта схема, пусть и упрощенно, но все же достаточно точно рисует геодинамику взаимодействия двух сталкивающихся континентальных масс. Нас здесь будет интересовать литогеодинамический слепок этого процесса, выраженный в последовательном образовании и последующем перемещении литологически разнообразных осадочных комплексов, маркирующих отдельные фазы длительно развивающегося процесса коллизии. В частности, именно из этой схемы вытекает закономерность, эмпирически подмеченная геологами: чем выше залегает покров в системе чешуй, тем более удаленную от континента зону пассивной окраины он представляет. Это то, что касается литостратиграфических закономерностей залегания покровов внутри чешуй, а сама последовательность чешуй фиксирует как бы три последовательных импульса ко.ллизии (три крушения поезда в нашей схеме). Такая закономерность просматривается в аллохтонных отложениях Омана, представленных фрагментами мезозойской пассивной окраины Тетиса.
С позиций литогсодинамики турбидитовые комплексы и отложения континентальной молассы в сочетании с характером их залегания в покровно-складчатых структурах являются наиболее устойчивыми индикаторами коллизионных зон. Турбидитовые комплексы, а также турбидитгенерирующие бассейны типичны, как мы знаем, и для активных, и для пассивных окраин континентов. На пассивных окраинах они заполняют практически все пространство долинно-веерных систем ПКВ и вместе с ними претерпевают структурно-стратиграфические деформации в процессе коллизии, трансформируясь в сложнодислоцированные шарьированные пластины, залегающие зачастую среди мелководно-морских карбонатных комплексов. На активных окраинах турбидитгенерирующими бассейнами помимо ПКВ являются глубоководные желоба, задуговые (окраинные) бассейны, а также бассейны-ловушки на континентальном склоне желоба. Именно они, но чаще все же глубоководные желоба, становятся структурно-индикационными зонами начальной фазы коллизии континентальных масс.
Попытаемся после этих вводных замечаний более обстоятельно описать реакцию осадочных комплексов на коллизионный процесс, т. с. иными словами, сделаем попытку вскрыть взаимосвязь скоростных характеристик собственно тектонических элементов поддвига (темп воздымания коллизионного орогена и горизонтальная проекция скорости пододвигания плиты) и сопутствующих им фоновых процессов осадконакопления, играющих, однако, решающую роль. Говоря более конкретно, надо увязать в рамках единой литогеодинамической модели интенсивность горизонтального (латерального) переноса вещества реками в направлении от континента в океан на фоне продолжающегося движения континентальных масс. Помимо этого, желательно учесть скорость вертикального транспорта карбонатных и кремнистых осадков в пределах сокращающегося пространства шельфа и континентального склона. Если еще не забыть, что и состав осадков, и скорость их накопления определяются сложной взаимосвязью скоростей денудации непрерывно растущего орогена, прогрессивного уменьшения глубины отложения осадков на пододвигаемой пассивной окраине, а также частоты инъекций терригенной кластики по каньонам, образованным в месте тектонических разломов дна активной окраины, то легко оценить те трудности, которые неизбежно встанут при разработке литогеодинамической модели коллизионного процесса. При этом было бы крайне желательно, чтобы иллюзии правдоподобия модели не перешли у автора в уверенность в ее истинности.
Итак, седиментологический контроль континентальной коллизии рисуется следующим образом (рис. 1.23). При столкновении двух континентальных масс сами континенты еще находятся на расстоянии нескольких тысяч километров друг от друга. В соприкосновение входит пассивная окраина одного континента с бывшей активной окраиной другого. Механизм такого контакта довольно сложный. Дело в том, что наиболее глубоководные фации пассивной окраины — кремнистые и терригенные илы, но чаще турбидиты и контуриты основания континентального склона — оказываются сближенными с сильнодислоцированными турбидитами бывшего глубоководного желоба и аккреционной призмы активной окраины. Между ними иногда фиксируются реликты океанической коры (офиолитовые комплексы). При дальнейшем движении придвигаемого континента пространство, занятое его пассивной окраиной, постепенно сокращается. С позиций литологии это означает, что все более мелководные осадочные комплексы оказываются надвинутыми на глубоководные. Таким образом формируется своеобразный «слоеный седиментологический пирог», его разрез фиксирует не последовательность седиментации осадков, а порядок их надвигания друг на друга. Такой разрез мы отнесли к сублационному типу.

Однако сложность литогеодинамической трактовки подобного разреза заключается еще и в том, что вследствие интенсивного роста коллизионного орогена и одновременно его активного разрушения (выветривания) усиливается снос терригенной кластики как бы навстречу продвигаемым осадочным комплексам. Формируется также сложная мозаика прогибов, каньонов, ПКВ; одни из этих бассейнов постепенно отмирают (ПКВ), другие, напротив, начинают активно функционировать (молассовые прогибы). Причем молассовые прогибы закладываются параллельно воздымающемуся орогену как с внешней его стороны (в направлении пассивной окраины придвигаемого континента), так и с внутренней (со стороны активной окраины). Именно такая ситуация фиксируется во многих районах Альпийско-Гималайского пояса. Основными отложениями, выполняющими предгорные прогибы, является континентальная моласса: ссроцветная, красноцветная, иногда угленосная. Моласса накапливается также и в межгорных впадинах. Во внутренних депрессиях рассеянного рифтогенеза шло отложение бурых углей или солей (в условиях аридного климата). Существенное значение для литогеодинамического осмысливания коллизии имеют платформенные краевые бассейны, или бассейны форланда. В них морские мелководные отложения вверх по разрезу сменяются континентальной молассой.
Исходя из изложенного, можно заключить, что в первом приближении для начальной фазы континентальной коллизии характерен такой латеральный ряд осадочных комплексов вкрест растущей горной системы: континентальная моласса (часто угленосная) > турбидитовые комплексы (от нормального до дикого флиша) > офиолиты > сублационная толща пассивной окраины. (Конкретный ее состав зависит прежде всего от палеоклиматических и палеобатиметрических условий осадконакопления в пределах пассивной окраины придвигаемого континента.)
Следовательно, такого рода литогеодинамическая зональность означает, что каждый этап сложно и длительно развивающегося процесса коллизии континентальных масс как бы маркируется определенными литологическими комплексами; они таким образом фиксируют синхронные тектонические движения, сопровождающие коллизию на громадных пространствах. Так, М.Г. Леонов полагает, в частности, что разрезы дикого флиша (или флуксотурбидиты, по нашей терминологии) образуются тогда, когда скорость горизонтального перемещения шарьирусмых пластин осадочных комплексов существенно ниже скорости денудации. Сейчас сохранились лишь реликты подобных разрезов в Альпах, Динаридах, на Балканах, Кавказе, в Белуджистане, Индии и т. д. Важно в этой интерпретации то, что характер образующейся толщи увязан с соотношением скоростей сопутствующих процессов. Однако вследствие того, что не конкретизирован механизм связи этих процессов, неясно, почему образуются разрезы именно дикого флиша, а не морской молассы, к примеру. Если, конечно, полагать, что за разными понятиями стоят и разные в литологическом отношении разрезы, и разные обстановки их накопления.
Существенно, в частности, что денудированный осадочный материал в любом случае сносится либо к основанию растущей горной системы (так накапливаются разрезы континентальной молассы как в тыловом, так и во фронтальном прогибах), либо в ПКВ по системе подводящих каньонов и каналов (так образуются разрезы флишевых толщ). Поэтому, чтобы оценить темпы коллизионного процесса, следует увязать характер ритмичности турбидитовых толщ ПКВ с частотой инъекции терригенной кластики, т. с. с частотой появления плотностных водных потоков в каналах и межканальных долинах ПКВ. Неоценимый материал для такого рода исследований дают скважины глубоководного бурения. Мы используем данные по трем скважинам, пробуренным в Коралловом (скв. 210 и 287) и Японском морях (скв. 299). Эти данные обобщены в работе Г. Клейна. Так, в Коралловом море число турбидитовых циклов менялось от 16 (ранний плейстоцен) до 370 (ранний плиоцен), а частота турбидитовых инъекций: от 50 000 до 4860 лет. В Японском море частота инъекций варьирует от 102 230 (поздний миоцен — ранний плиоцен) до 6211 лет (поздний плейстоцен). Как видим, события эти, хотя и приводят к наслоению бесчисленного количества незначительных по мощности турбидитовых циклов, составляющих в итоге многокилометровые разрезы флишевых толщ, тем не менее достаточно редки.
Остановимся на данных скв. 299 более подробно. Японское море является результатом вторичного рифтинга в миоцене (от 21 до 9 млн лет назад) и как сравнительно молодой структурно-седиментационный бассейн Тихого океана запечатлело в осадках всю историю тектонической эволюции прилегающей территории за этот отрезок времени. Скв. 299 (глубина океана 2604 м) прошла 572 м практически исключительно турбидитовых отложений из ПКВ Тояма. В миоцене в качестве основного источника сноса терригенной кластики в океан выступал интенсивно растущий хр. Хида на о. Хонсю. Наибольшей интенсивности процесс воздымания хр. Хида достиг к настоящему времени. За последние 1,5—2 млн лет он вырос на 500 м. За это же время уровень моря понизился на 150 м. Поэтому несмотря на то, что в результате овстатического понижения уровня Мирового океана усиливаются расчлененность рельефа прилегающей суши и как следствие этого снос терригенного материала мутьевыми потоками, в данном случае значимость этого фактора существенно ниже, чем скорость роста хр. Хида. Положительная корреляция темпов роста Гималайского хребта с частотой инъекции терригенного материала в Бенгальский ПКВ отмечается и в Индо-Азиатской коллизионной зоне.
Таким образом, важно уметь количественно оценивать взаимосвязь скорости подъема коллизионного орогена с темпом отложения осадков. Чтобы иметь возможность доказательно обосновать влияние на темпы накопления осадков в ходе коллизионного процесса того или иного фактора, необходимо учитывать в первую очередь скоростные характеристики горизонтального перемещения субстрата, вертикального подъема горного сооружения на фронте коллизии и, наконец, накопления осадков. В предыдущем разделе мы показали, что, хотя скорость поддвига литосферной плиты в процессе субдукции на два порядка превосходит даже «лавинные» скорости осадконакопления, тем не менее днища желобов выстилают маломощные толщи осадков, формирующихся геологически мгновенно. Эти осадки — турбидиты разного литологического состава. Что касается скоростей роста коллизионных орогенов, то для их оценки решающим доказательным аргументом является повторное нивелирование. По этим данным средняя скорость подъема отдельных горных систем Альпийско-Гималайского складчатого пояса составляет всего 0,6 мм/год, т. е. сравнима со скоростью накопления глубоководных радиоляриевых илов на абиссальных равнинах Мирового океана. Вообще же скорость «роста гор» варьирует от 0,1 до 1,3 мм/год. Так, массив Нанга-Парбат в Альпах поднимался со скоростью около 5 мм/год за 2—0,5 млн лет и 9 мм/год за последние 0,5 млн лет. Большой Кавказ, если верить повторным нивелировкам, растет со скоростью 8—13 мм/год. Однако данные эти, скорее всего, сильно завышены.
Надо заметить, что приведенные цифры, строго говоря, не характеризуют тектонический рост горных систем, а являются разностью между скоростью их тектонического подъема и денудацией. Поскольку же именно темп денудации определяет в конечном итоге интенсивность накопления терригенных толщ в краевых прогибах и на всем пространстве седиментосбора, то для оценки интенсивности собственно тектонической составляющей подъема гор необходимо в данные геодезических измерений ввести поправку на скорость денудационных процессов.
Вся эта информация позволяет утверждать, что если и существуют литологические реперы континентальной коллизии, то ими могут быть только латеральные ряды осадочных формаций, ориентированные от коллизионного орогена в направлении, обратном движению придвигаемого континента. Существенно влияние и состава осадков пассивной окраины придвигаемого континента. Ясно, что такая сложная функциональная взаимосвязь этих процессов, на чем мы уже останавливались, и предопределяет бесчисленное число возможных индикационных рядов осадочных формаций, могущих быть своеобразными литолого-стратиграфическими реперами при реконструкции (решении обратной задачи литогеодинамики) коллизионной зоны, поскольку, в частности, литологическое разнообразие осадочного чехла придвигаемой пассивной окраины не только сохраняется в разрезе, но и резко видоизменяется, благодаря интенсивному росту и разрушению коллизионного орогена.
Мы уже отмечали, что в геодинамике коллизионного процесса за «начало» коллизии принимается замыкание субдукционной зоны. Этот же факт в терминах палеоокеанологии означает непосредственный контакт активной окраины одного континента с пассивной окраиной другого. Наконец, для специалиста по литогеодинамике коллизионным швом, маркирующим начало этого процесса, будет служить сильно вытянутый флишевый пояс, включающий в себя грубеющие вверх по разрезу отложения турбидитов. Такие пояса прослеживаются на Кавказе в виде зоны мелпалеогенового флиша, в Апеннинах, где широко представлен флиш эоцен-миоценового возраста; в Гималаях, где флишевые толщи датируются олигоценом. Завершение длительной истории океана Тетис происходило на протяжении Альпийско-Гималайского пояса неодновременно, что и доказывается, в частности, разновозрастностью флишевых толщ первой коллизионной сутуры. То же наблюдается и применительно к флишевым толщам тихоокеанского типа. Здесь повсеместно, от Верхоянья до Чукотки, флишевые толщи омолаживаются в направлении Тихого океана.
Представление о коллизионном седиментационном конвеере, которое мы ввели, хорошо иллюстрируется латеральным рядом индикационных осадочных формаций, прослеживаемым вкрсст Гималайских гор. Ряд этот сформировался следующим образом. К югу от растущих Гималаев в неогене образовалась система посторогенных прогибов, где интенсивно накапливались отложения аллювиальных конусов выноса: континентальная моласса серии Сивалик. Ее аналогом в Альпах считается постолигоценовая система Швейцарского плоскогорья мощностью 3000—6000 м. Полный разрез молассы Сивалик имеет мощность 5000—5500 м. Бассейн, где она формировалась, имеет субширотное простирание, он являлся своеобразным прародителем современных Индо-Гангских равнин. Терригенная кластика сносилась горными реками с севера, с быстро воздымавшихся, но и интенсивно разрушавшихся Гималайских гор. В плане отложения молассы Сивалик напоминают подводные конусы выноса. В них наблюдается отчетливое погрубение материала вверх по разрезу (сублационный тип), что согласно приведенной выше тектоно-седиментологической модели означает сокращение расстояния транспортировки взвеси плотностными потоками либо вследствие смещения от Гималайских гор к югу, либо в результате превышения скорости «роста гор» над интенсивностью выветривания и денудации.
Если проследить за последовательностью синорогенных отложений от коллизионного шва в сторону океана, то латеральный ряд осадочных образований предстанет в таком виде: континентальная моласса Сивалик — параллическая гумидная угленосная формация в дельте Ганга — Брахмапутры — глубоководные турбидиты Бенгальского ПКВ. Основная часть сносимой с Гималаев кластики (20*10в6 км3) сосредоточена в турбидитах.
Любопытно, что район Индо-Азиатской коллизии стал актуалистическим полигоном для литогеодинамического анализа районов с более древней историей, в частности Аппалачей Североамериканского континента. И здесь, как и на Индонезийском полуострове, латеральный индикационный ряд формаций каменноугольного возраста, прослеженный от Предаппалачского прогиба на севере до гор Уошито на юге, фиксирует последовательный переход от континентальной молассы к дельтовым параллическим комплексам и, наконец, к терригенному флишу Уошито. Вероятно, вполне уместна актуалистическая гомология между каменноугольным флишем Уошито и позднекайнозойской историей развития Предгималайского прогиба (моласса Сивалик) и Бенгальского ПКВ (турбидиты).
Становление и развитие основных складчатых систем России и сопредельных стран описаны в обстоятельной монографии Л.П. Зоненшайна, М.И. Кузьмина и Л.М. Натапова. Там же имеется достаточный фактический материал по трансформации осадочных бассейнов в процессе континентальной коллизии.

title-icon Подобные новости