Коллизия

Если к конвергентной границе с обеих сторон подходит континтальная литосфера, то относительно легкие сиалические породы не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие. Интенсивное сжатие порождает сложные структуры и горообразование. При этом проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы, она делится на пластины, которые испытывают горизонтальное смещение и дисгармоничные деформации. В условиях тектонического скучивания и утолщения континентальной коры в ней образуются палингенные очаги гранитной магмы. Так на конвергентной границе вместо субдукции развивается коллизия (лат. collisio; англ., франц. collision), столкновение литосферных плит — геодинамический режим, который в настоящее время проявляется на протяжении многих тысяч километров вдоль Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса и выражен соответствующей сейсмичностью (см.рис. 3.2). Как мы уже отмечали (см. 6.1.2), некоторые исследователи, вслед за А. Балли, рассматривают этот режим как особый вид субдукции — альпинотипную субдукцию (А-субдукцию). Наряду с коллизией " континент - континент" иногда различают коллизию континента и островной дуги или двух островных дуг.

В русском тектоническом лексиконе есть возможность называть подобные события столкновением, применяя термин «коллизия» в его основном значении — для межконтинентального взаимодействия.

Коллизия, связанные с ней движения и деформации максимальны на тех отрезках Альпийско-Гималайского пояса, где южной окраине Евразии противостоят выступы континентальных плит Индостана и Аравии, а также активно смещавшаяся на север Адриатическая (Апулийская) микроплита. В этих местах формируются пережимы (синтаксисы, скучивания) складчатого пояса, такие как Пенджабский и Ассамский.

Образование зон коллизии возможно при сжатии сравнительно узких бассейнов красноморского типа, замыкание которых обычно сопровождается обдукцией офилитов. Однако гораздо чаще коллизии предшествует сближение континентальных единиц, обрамлявших более крупные бассейны, которое происходит по мере субдукции разделявшей их океанской литосферы. Такое сближение завершается переходом от субдукции к коллизии, что можно наблюдать в настоящее время на границе Евразийской и Австралийской плит. Коллизия началась в районе современного острова Тимор в плиоцене (5—3, 5 млн лет назад), когда обрамлявшая Австралийский континент с севера океанская литосфера полностью субдуцировала там под вулканическую дугу Банда на активной евразийской окраине. Погрузившаяся в астеносферу плита до сих пор проявляет себя сейсмическими очагами реликтовой зоны Беньофа. Прогрессирующая коллизия тоже выражена сейсмичностью, которая маркирует надвигание австралийской окраины, а также мелкие разрывные смешения в обстановке сжатия (рис. 6.30). Складки, надвиги формируются и в отложениях плиоцена — квартера на южном крае коллизионной системы в Тиморском троге.

Рис. 6.30. Завершение субдукции и начало коллизии на конвергентной границе Евразийской (ЕА) и Австралийской (А) литосферных плит, по Н. Прайсу и М. Оудли-Чарльзу (1987):
1 — континентальная литосфера; 2 — океанская литосфера; 3 — сейсмические очаги

В это же время на западном продолжении зоны в Яванском желобе идет субдукция океанской литосферы под Зондскую активную окраину. Смена режима происходит к западу от острова Тимор, где к конвергентной границе под острым углом подходит линия пассивного сочленения океанской и континентальной частей Австралийской плиты. Геометрические соотношения таковы, что при дальнейшей конвергенции эта точка пересечения двух границ будет смещаться на запад и коллизионная система будет разрастаться в этом направлении за счет субдукционной.

Грандиозное сооружение Гималаев и Тибета дает представление о более зрелой, но все еще активной фазе коллизионного взаимодействия крупных континентальных единиц. Оно началось в эоцене 50—45 млн лет назад, когда океанская литосфера, отделявшая субконтинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субдуцировала. Направление этой субдукции предопределило южную вергентность складчатости и надвигов коллизионного этапа. На рис. 6.31 представлена модель формирования Гималаев путем последовательного срыва и «счешуивания» континентальной коры с мантийной литосферы, продолжают субдуцировать. Пододвигание таких тектонических чешуй отмечено размещением сейсмических очагов. Пологие поверхности смещения выявляются и многоканальным профилированием.

То обстоятельство, что под Гималаями мантийная литосфера Индостана, погружаясь в астеносферу, не проявляет себя сейсмическими очагами, объясняют термальными условиями коллизионных орогенов, где, в отличие от зон субдукции, разогрев происходит уже на малых глубинах. Вместе с тем данные Ф. Н. Юдахина по Памиру показывают, что разогрев может быть и ниже критических значений. Там установлена сейсмофокальная зона, круто падающая на юг до глубин 250—300 км.

Рис. 6.31. Размещение под Гималаями сейсмических очагов, механизм которых свидетельствует о продолжающихся смещениях по пологим тектоническим поверхностям (по Л. Зиберу, Дж. Амбрастеру, 1984). Внизу — одна из моделей формирования этого коллизионного горного сооружения путем последовательного поддвига и деформации тектонических пластин континентальной коры, которые «счешуиваются» с продолжающей субдуцировать мантийной части литосферы (по Е. Лион-Каен, П. Молнару, 1983):
1 — континентальная кора Индостанской плиты; 2 — океанская кора той же плиты; 3 — континентальная кора Евразийской плиты (Тибет). Сейсмические зоны: X — Хазара; Т — Тарбела; ИК — Инд—Кохистан

Встречное движение Индостана и Евразии, скорость которого до начала коллизии достигала 15—20 см/год, продолжалось и в дальнейшем. Согласно Ф.Патриа и X. Ачаче (1984), сначала (до олигоцена) оно происходило со скоростью около 10 см/год, позже — 5 см/год и менее, а суммарное сближение после начала коллизии, по-видимому, превышает 2000 км. Полагают, что такое встречное перемещение континентальных плит компенсируется не только многократным «счешуиванием» континентальной коры, следствкем которого стало ее утолщение и воздымание высочайшего в мире горного сооружения. Значительная часть перемещения уравновешивается продольным отжиманием горных масс складчатого пояса в западном и восточном направлениях (см. рис. 14.4). Наконец, еще одна часть этого перемещения компенсируется на северном обрамлении складчатого пояса в обширной (вплоть до Байкала) области «торошения» континентальной литосферы, где доминируют правосторонние сдвиги северо-западного и левосторонние сдвиги северо-восточного простирания (см. рис. 14.2). В настоящее время коллизия Индостана и Евразии продолжается, что наглядно проявляется не только в сейсмичности, но и в данных лазерной геодезии о современных движениях как по надвигам (в том числе на Памире), так и по сдвигам (например, по Таласо-Ферганскому).

Формирование коллизионного орогена на Большом Кавказе укладывается приблизительно в ту же схему, что и в Гималаях. Отличие состоит в масштабах складчатого сооружения и в глубине тектонической переработки континентальной коры. В частности, на Закавказской микроплите, пододвигающейся под Большой Кавказ, срыв и «счешуивание», вероятно, охватывают только ее осадочный чехол (см. рис. 12.3).

По-другому развивалась коллизии в Восточных Альпах, где субдукция под евразийскую окраину завершилась надвиганием на иго комплексов Адриатического микроконтинента (Австро-Альпийских покровов) и где структура орогена имеет обратную по сравнению с Гималаями вергентность. Механизм такого взаимодействия рассмотрел Э.Оксбург (1972), исходя из возможности тектонического расслаивания континентальной коры в обстановке коллизии (англ, flake tectonics). Условия, определяющие вергентность коллизионного орогена, не вполне ясны, большое значение придается толщине коры и литосферы континентальных единиц, взаимодействующих на конвергентной границе.

Наряду с интенсивными складчато-надвиговыми деформациями зонам коллизии свойственны проявления высокоградиентного метаморфизма, в том числе высокотемпературного, обусловленного подъемом изотерм. Метаморфизм продолжается и после формирования шарьяжной структуры, изограды нередко пересекают границы тектонических покровов, как это наблюдается, в частности, в Западных Альпах. О разогреве наращивающей свою мощность континентальной коры свидетельствует внедрение гранитоидов с петролого-геохимическими признаками палингенного нахождения. Распознаванию геодинамической обстановки на том или ином отрезке конвергентной границы служит петрохимическое разграничение коллизионных гранитоидов типа S (англ, sedimentary) и субдукционных гранитоидов типа I (англ, igneous), предложенное Б. Чаппелом и А. Уайтом. Вулканизм коллизионных орогенов весьма разнообразен и пока мало используется при динамических исследованиях.

Горообразование при коллизии сопровождается накоплением мощных моласс, а ее в передовых и межгорных прогибах.

При конвергенции неоднородных по своему строению литосферных плит, состоящих из континентальных и океанских частей, а также при взаимодействии континентальной окраины с несколькими разными плитами и микроплитами, наблюдаются переходы по простиранию от зон коллизии к зонам субдукции или наоборот. Примером может служить рассмотренное выше продолжение Тиморской коллизионной системы Зондской субдукционной. Последняя, в свою очередь, переходит далее, в северном направлении в Индо-Бирманскую коллизионную систему. Зона субдукции Мекран (см. рис. 5.1) продолжается коллизионным орогеном Загроса. Наблюдаемая в Динаридах—Эллинидах коллизия с Адриатическим микроконтинентом сменяется восточнее субдукцией дна Средиземного моря под Критскую дугу. Подобным же образом между складчатыми системами Апеннин и Магрибид, где со стороны форланда подходит дно Ионического бассейна, коллизия сменяется субдукцией и развивается Калабрийская вулканическая дуга.

Оглавление | 7.2. Основные типы внутриплитных дислокаций