ГЕОТЕКТОНИКА, 2012, № 3, с. 18-46
УДК 551.24
ГЕОДИНАМИКА ТИБЕТА, ТАРИМА И ТЯНЬ-ШАНЯ В ПОЗДНЕМ КАЙНОЗОЕ
© 2012 г. В. С. Буртман
Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7 Поступила в редакцию 29.08.2011 г.
В статье рассмотрены тектонические и геодинамические последствия коллизии Индостана с Евразией. Описана тектоническая эволюция и деформация Тибета и Тянь-Шаня в позднем кайнозое на основании данных геологии, геофизики и геодезии. Рассмотрены фактические данные и их интерпретации, проливающие свет на кинематику тектонических процессов в литосфере и геодинамику взаимодействия между Тянь-Шанем, Таримом и Тибетом. Предложена геодинамическая модель этого взаимодействия.
ВВЕДЕНИЕ
Территории Высокой Азии, Тарима и Тянь-Шаня (рис. 1) — ключевые районы для решения проблем коллизионной и внутриплитной геодинамики. Коллизионные процессы были обусловлены столкновением континентов при закрытии океанических бассейнов. В Тянь-Шане последний океанический бассейн был закрыт в карбоне, в Высокой Азии эти события происходили в карбоне, триасе, мелу и кайнозое [6]. В кайнозое при закрытии океана Неотетис произошла коллизия Индостанского континента с Евразией.
В статье рассмотрены фактические данные и их интерпретации, проливающие свет на кинематику тектонических процессов в литосфере и геодинамику взаимодействия между Тянь-Шанем, Таримом и Тибетом.
Методы. Земная поверхность, кора и мантия рассматриваемого региона изучена методами геологии, геофизики, космической и наземной геодезии. Данные о литологии, стратиграфии и маг-нито-стратиграфии позволили определить этапы тектонического процесса и оценить его активность на разных этапах. Изучение геохимии магматических пород осветили процессы в коре и верхней мантии. Результаты геотермических исследований использованы при верификации геодинамических построений.
Анализ соотношений геологических тел и морфоструктур с разломами методами структурной геологии, определение возраста смещенных структурных форм с помощью радиоуглеродного и космогенно-изотопного методов позволили установить время и магнитуды перемещений по разломам. С помощью палеомагнитного метода выявлены участки, испытавшие вращение. Применение трекового анализа апатита из пород палеозойского фундамента позволило установить скорость эксгумации фундамента в кайнозое и
помогло рассчитать скорость роста гор и их денудации. Палинологические исследования позволили определить время создания горного рельефа. Повторные измерения методом космической геодезии показали распределение и скорость современной деформации территории региона.
Применение взрывных сейсмических методов и использование данных о гравитации позволило определить положение границы Мохо и разделов в земной коре. Анализ распределения эпицентров и решения фокальных механизмов землетрясений показали активность тектонических швов и распределение напряжений в земной коре. Результаты исследований с применением сейсмо-томографического метода показали положение и размер субдуцируемых слэбов, кинематику и размер конвективных ячеек в верхней мантии.
Тектоническое течение. В геодинамических процессах, рассматриваемых в статье, велико участие тектонического течения. Изменения формы тела (деформация) в земной коре происходит путем разрушения структуры тела — это дизъюнктивная (хрупкая, разломная) деформация, или без разрушения структуры — реологическая деформация (реодеформация, реидная деформация). Главные типы реологической деформации — пластическая деформация, интенсивность и скорость которой зависит от бингамовской пластической вязкости породы, и деформация ползучести (криповая деформация, криповое течение), которая зависит от вязкости ползучести породы.
Деформации ползучести подвержены все твердые тела, она не имеет предела ползучести. Вязкость ползучести горных пород очень велика. Для разных горных пород она оценивается в интервале 1012—1022 пуаз, для земной коры в целом — 1022— 1023 пуаз, для литосферы — в интервале 1019—1026 пуаз [10 и др.]. Деформации ползучести — результат течения горной породы, которое обусловлено дли-
тельно действующими напряжениями. Такие напряжения возникают под воздействием гравитации, мантийных плюмов, конвективных течений, инденторов, уплотнения или разуплотнения в земной коре и под корой. Деформация путем кри-пового течения происходит очень медленно, она становятся заметной, если процесс продолжался длительное время.
Тектоническое течение представляет собой комбинацию реологической и дизъюнктивной деформаций при преобладании первой. Дизъюнктивная деформация участвует в тектоническом течении путем смещений по разломам и зонам катаклаза. Тектоническое течение с участием дизъюнктивной деформации происходит в верхней коре. Этот термин можно применять и к течению всей коры, имея в виду, что в ее нижней части возможность дизъюнктивной деформации очень ограничена или невозможна. Следствием тектонических течений являются многие структуры коллизионной тектоники, в том числе синтаксисы и экструзии (протрузии).
Представление о течении земной коры (под названиями "течение сиаля", "течение масс") содействовало рождению коллизионной геодинамики в работе Э. Аргана [32]. Тектоническое течение земной коры присутствует (под разными названиями) в геодинамических построениях, предложенных для многих районов [5, 14, 16, 27, 65 и др.].
КОЛЛИЗИЯ ИНДОСТАНА С ЕВРАЗИЕЙ
Время начала коллизии Индостана с Евразией широко обсуждается в литературе. Его определяют по данным о движении тектонических плит, формировании Гималаев, поднятии Тибета, изменениях в режиме седиментации и др. Начало коллизии предполагают в позднем мелу — 65—70 млн. лет [50, 94 и др.], в раннем эоцене — 45—55 млн. лет [52, 72, и др.], в позднем эоцене — 34—35 млн. лет [30 и др.]. Результаты недавних исследований свидетельствуют в пользу относительно молодого возраста коллизии.
Наиболее молодые морские отложения в Гималаях Тетиса имеют позднеприабонский возраст (34—35 млн. лет), определенный палеонтологическим методом [30, 88]. Наиболее древние отложения, которые содержат обломки пород Индостана и Южного Тибета, — конгломераты гангринбоче (Gangrinboche, свиты Kailas, Qiuwu, Dazhuqu, Lu-obusa). Они распространены по обе стороны океанической сутуры Инд-Цангпо и имеют поздне-олигоценовый—раннемиоценовый возраст. Ar-Ar возрасты туфов, залегающих в виде прослоев среди этих конгломератов, соответствует раннему миоцену — 16.9 ± 0.2 и 20.1 ± 0.5 млн. лет [30]. Около 20 млн. лет назад скорость конвергенции
70°
80°
90° в.д.
45°
40°
35°
30°
- Казахстан Ташкент
Памир
■Л
Дж Урумчи
Тарим
45° с.ш.
_| 40°
Цд
Куньлунь
•V.
Индостан 400 км
I_I
ТИБЕТ
Лхаса о
35°
30°
40
1 1 70° 1 80° 90°
80° 90° 100°
1 1 1 б
Тарим ^ _. „ -- - £ _ 1
^^ Цянтан "Д
40°
30°
- 30°
80°
90°
100°
О ^ ЕЕ5
Рис. 1. Высокая Азия и Тянь-Шань (а) и схема геолого-географического районирования Тибета (б) 1—3 — геолого-географические провинции Тибета: 1 — Южный Тибет, 2 — Центральный Тибет, 3 — Северный Тибет; 4 — океанические сутуры: Б — Бангун, Д — Дзинша, И — Инд-Цангпо, К — Куньлуньская; 5 — разломы. Дж — Джунгарская впадина, Цд — Цайдам
Индостана с Евразией уменьшилась почти в полтора раза [71], в это же время произошел подъем Центрального—Южного Тибета.
В результате коллизии была сформирована складчато-надвиговая система Гималаев. Детрит метаморфических пород Гималаев появился в верхней части разреза предгималайского прогиба в осадках позднего олигоцена (свита Dagshai) и широкое распространение получил в породах свиты сивалик (Siwalik) миоценового возраста. Результаты палеоальтиметрических исследований в Гималаях с применением изотопного метода [78] свиде-
а
тельствуют о том, что интенсивное поднятие Гималаев началось около 20 млн. лет назад.
Перечисленные данные свидетельствуют о том, что коллизия Индийского континента с Евразией началась в интервале олигоцен — ранний миоцен, вероятно — в позднем олигоцене. Этот вывод находится в согласии с возрастом постколлизионного магматизма в Южном Тибете, который начался 26 млн. лет назад [90, 100].
Если коллизия Индостана с Евразией началась в олигоцене, то необходимо понять причины событий, которые происходили в более раннее время и служили основанием для предположений о более ранней коллизии Индостана с Евразией. Среди них — замедление скорости сближения Индийской и Евразийской плит 40—45 млн. лет тому назад [71], эксгумация эклогитов и метаморфизм гималайских пород в интервале 40—50 млн. лет [93 и др.]. Для объяснения этих и других подобных событий были предложены схемы "попутной" коллизии Индостана с внутриокеанической островной дугой (или дугами), которая произошла до коллизии Индостана с Евразией [30, 50 и др.].
Одним из последствий коллизии Индостана с Евразией было формирование Гималайского складчато-надвигового пояса. Во время орогенеза произошло значительное сокращение территории Индостанского континента, происходившее при деформации индостанской земной коры в Гималаях и субдукции индостанской литосферы под Тибет. Сокращение Гималайского складчатого пояса в процессе орогенеза определено методом сбалансированных разрезов в Пакистане от 200 до 470 км, в Западном Непале — 600—750 км, в восточной части Гималаев — 535—570 км [46, 48, 76, 93]. До-коллизионный Индостанский континент называют "Большей Индией" (Greater India). Предложены десятки реконструкций Большей Индии, основанных на палеомагнитных исследований, реконструкциях Восточной Гондваны, расчетов величины поддвига Индостана под Тибет и на других данных и соображениях. На разных реконструкциях ширина той части Большей Индии, которая была деформирована и субдуцирована после коллизии, составляет от нескольких сотен до 2000 км. На моделях, основанных на сейсмо-то-маграфических исследоваиях [60, 99 и др.] ширина этой части Большей Индии около 800 км, что соизмеримо с указанными выше величинами поперечного сокращения Гималаев при их деформации.
ТИБЕТ
Современный Тибет состоит из нескольких си-алических блоков , которые в прошлом были разделены океаническими
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.