Межеловский Н.В. (гл. ред.) и др. Петрологическое изучение магматических ассоциаций коллизионных обстановок
Подождите немного. Документ загружается.
Для
предгорных,
межгорных
и
остаточных
впадин
характерно
развитие
мощных
(5-1
О км)
терригенных
толщ.
Обычно
в
основании
их
разрезов
развиты
нижние
молассы,
сложенные
терригенными
лагунно-морскими
сероцветными
и
пестроцветными
толщами.
Верхние
части
разрезов
сложены
континентальными
молассовыми
толщами
-
конгломератами,
песчаниками,
с
неболь
шой
долей
алевролитов
и
глинистых
пород.
Характерны
мощные
угленосные
и
эвапоритовые
толщи
(Геодинамический
анализ
... ,
1989)
.
Столкновение
континентов
является
главной
причиной
склад
чатости
и
образования
тектонических
покровов.
При
формировании
складчатой
структуры
обычно
на
месте
прежнего
глубоководного
желоба
возникает
краевой
прогиб,
заполненный
молассой
-
про
дуктами
разрушения
растущих
гор
.
Во
фронте
шарьяжей
накап
ливаются
олистостромы.
Таким
образом,
по
мнению
Л.
П.
Зоненшайна
и
др.
(990),
индикаторами
зон
столкновения
служат
покров
но-складчатые
-
структуры,
в
том
числе
и
офиолитовые
пластины,
зоны
высоко
температурного
метаморфизма
-
гранито-гнейсовые
купола,
па
лингенные
гранитные
батолиты,
олистостромы,
молассы.
В
связи
с
тем
что
края
сходящихся
континентов
имеют
часто
весьма
сложную
конфигурацию,
интенсивность
этих
процессов
сильно
меняется
по
простиранию
границы
столкновения,
примером
чего
является
Альпийско-Гималайский
пояс
столкновения
Евра
зийской
мегаплиты
с
ГондваноЙ.
Наряду
с
интенсивным
горооб
разованием
и
деформациями
краев
здесь
сохраняются
участки
относительно
спокойного
залегания
пород,
сохраняются
и
генери
руются
впадины
разного
рода,
заполненные
молассовыми
отложе
ниями.
Характерно
также
формирование,
наряду
со
сжатием,
поперечных
зон
растяжения при
сдвигах.
Зоны
континентальной
коллизии,
таким
образом,
могут
вклю
чать
в
себя
практически
весь
спектр
геологических
образований
предшествующих
геодинамических
обстановок,
однако трудно
ожидать,
за
редкими
исключениями,
их
прежнего
размещения,
особенно
в
пределах
сутурных
зон
и
элементов
надвинутых
друг
на
друга
покровов.
Чаще
других
в
них
встречаются
фрагменты
вулканических
островных
дуг,
глубоководных
желобов
и
окраин
ных
морей
.
В
обдуцированных
покровах
присутствуют
и
пластины
офиолитов
закрывшегося
океана.
Нетрудно
видеть,
что
тип
коллизионных
геодинамических
обстановок
в
общем
виде
соответствует
прежним
представлениям
об
орогенном
режиме
или
стадии
развития
(Геодинамические
реконструкции
.. , 1989,
с.
43).
Однако
до
последнего
времени
на
протяжении
нескольких
десятилетий
для
объяснения
орогенеза
предлагались
механизмы
двух
типов:
столкновение
и
субдукция
(Континентальная
аккреция
..
. ).
Для
первого
варианта
характерна
Альпийско-Гималайская
горная
система,
для
второго
-
горные
11
СХЕМА
КОРР
Е
ЛЯЦИИ
СОБЫ
Т
ИЙ
В
АЛЬПИ
ЙС
КОМ
СЕ
ГМ
Е
НТ
Е
П
р
одол
-
Геоди
-
Геологические
Пе
ри
-
н
амиче-
Эпоха
В
ек
ж
и тель
-
од
ность.
Ма
с
ки
й
ст р
укту
р
ооб
р
а
-
ре
жим
зование
метамо
рф
изм.
Юж
н
ы
е
А
ль
пы
'
:1:
:;;
..
о
~
\.о
<Q
О
Миоцен
П
11,3-5
,1
:.:
о)
..
х
(N
\)
С
14,4-11
,3
о
х
<Q
Р
24,
6-14
,4
....
u
О
л и
г
о-
П
32,8-24
,6
10
о
С
к
л
а
д
чатос
т
ь
,
ц
е
н
(Рз)
о:
шарьяжи
<Q
х
Х
о
:1:
м
:1:
~
О
~
Р
38-32
,8
Шарьяжи
Зоц
е
н
П
42-38
База
л
ьт
-
трахит
-
рио
л
ито-
(Р
2 )
С
50,5
42
вая
формация
(btr)
'
:1:
Р
54,9-50
.5
Ск
л
а
д
чатость
Гомо
д
ромная
с
е
рия:
ш
е-
:;;
л
очные
базальты
-
л
а-
..
(
ул
ьтраге
л
ь
-
о
Пал
е
о
-
П
65-54
,9
титы-трахиты-рио
л
и
-
х
ветская)
о)
цен
(
~\
)
ты-щелочные
т
рахиты.
'-
-
о
р
В
ул
канизм
субаэрально
-
о)
о;
го
xaparrepa
<Q
с:::
Форма
тел
-
покров
ы,
л
ак
колиты,
д
айки
Со
д
ержат
вк
л
ючения
Ш'l~н
~
евых
ле
рцо
л
итов
Sr
/
Sr
6
-0
,7036
Ареа
л
ы
Е
вганейский
,
о:
Монти
Беричи,
Морасти-
:1:
::f
кано.
Монти
Л
е
зини
..
....
~
....
u
П
97,5-65
'
:1:
о
..
о
о;
о)
::11
ТАБЛИЦА
J
СРЕДИЗЕМНОМОРСКОГО
ПОЯСА
(СОСТ.
Е.
К.
СТАНКЕВИЧ)
проц
ессы
магматизм
Периадриатический
линеа
мент
(сутурнаА
зона)
Диорит-гра
но-диорито
вая
формация
(dg)
Массивы
Ба
хер
н,
Кара
ванкен,
Тра
верселла
А
н
д
сз
итовая
формация
(а).
Андези
ты,
трахиан
дезиты,
да
циты,
рио
литы
Гомодромная
серия
Области
Ив-
реа,
Погорье,
Штирия
Тоналит-граllОДИОРИТОВая
формация
(gd)
Массивы
Адамслло,
Бергел
ло,
Цинснок,
Ризерфернер
Дифференцированные
мно
гофазные
зональные
интру-
зии
Sr
87
/Sr
86
_
0,
7079-0,
7082
Sr:
~/
Sr
::-
O,
7070-0,
7088
Sr
/Sr
-
0,7107-0,7119
Для
базитов
Бергелло
-
0,703±0,003;
Eu/Eu
%- 1,07
Для
гранитов
Бергелло-Но
вате
- 0,70S±0,00S
Eu/Eu
X
-О,
43
Псннинская
зона
и
Цент
ральные
Вос
точные
Аль-
пы
Региональный
метаморфизм
высоких
Т
и
низких
р
до
ступеней
ам
фиболитовой
фации
.Тауэрн
Локальное
проявление
метаморфизма
высоких
р и
низких
Т
(лав
сонитовый
тип).
Энгадин
Метаморфизм
высоких
р и
низких
Т
Предст&влен
экло
гитами,
r
лаукофано
выми
сланца
ми
Офио
лито-
Метаморфизм
вая
ассоциа-
высоких
р и
ция
низких
Т
Представлен
эклогитами,
г
лаукофано
выми
сланцами
Дофинейско
-
Гельветская
зо
на
Локальное
проявление
метаморфиз
ма
высоких
р
и
низких
Т
(ла
всон
ито
ВЫЙ
тип)
Андезитовая
формация
(а)
Вулканизм
субаэрально
го
характера
Преоблада
ют
андези
ты,
андезиба
зальты
Представле
на
в
граувак
ках
<
'
форма
ции
Та
вей
АН".
Слабо
метаморфи
зована
цепи
,
опоясывающи
е
Тихий
ок
еа
н
(Аляска
,
Северная
Америка
,
Восток
Азии
и особенно
Анды).
Для
п
е
рвого
типа
образование
наибо
л
ее
высокого
рель
е
фа
характерно
либо
в
пределах
особенно
далеко
выдающихся
выступов
одного
из
континентов
-
Альпы
(табл.
1,
прил.
1- 2),
либо
в
областях
особенно
интенсивных
движ
е
ний
в
д
оль
сравнит
ел
ьно
огранич
е
нных
участков
фронта
коллизии,
как
в
Гималаях
(Унксов,
1981).
Другой
тип
высокогорного соврем
е
нного
р
е
льефа
-
это
активные
континентальные
окраины
андийского
типа,
формирую
щиеся
,
как
предполагалось,
в
условиях
субдукции
океанич
е
ской
коры
под
континентальную.
Однако
пост
е
п
е
нно
накапливаются
данные,
указывающи
е
на
то,
что
орог
е
нич
е
ская
история
Анд
н
е
столь
проста,
как
можно
было
бы
ожидать
в
случае
простой
субдукции
(Континентальная
аккреция
..
. ).
Как
только
г
д
е-нибу
д
ь
появляется
достаточно
структурных,
стратиграфических
и
палео
магнитных
данных,
выясняется,
что
при
этом
обычно
присутствуют
аллохтонные
массивы
и
что
оро
ге
ния
тесно
связана
с
присоеди
нени
е
м
эт
их
чужеродных
комплексов,
создающих
аккреционны
е
структуры
.
Заметим
,
что совр
е
менная
г
е
оморфология
различа
ет
горы
коллизионные
и
аккреционные
(Горы
шовных
зон
... ).
П
е
рвы
е
характерны
для
межконтинентальных
шовных
зон
(Альпийско
-
Ги
малайский
горно-складчатый
пояс),
вторые
для
окраинно-конти
нентальных
поясов
(у
нас
Восточно-Азиа
т
ский
горный
пояс
с
е
го
Охотско-Чукотским
и
Восточно-Сихотэ-Алинским
вулкано
-
плуто
ническими
поясами).
Учитывая
вероятность
по
д
обной
геологической
конверг
е
нции
в
процессе
геодинамического
анализа,
при
съемке
н
е
обходимо
особое
внимание
к
детальным
исследованиям
аллохтонных
массивов
,
а
также
сравнительному
анализу
«
орогенного
»
магматизма
внутри
континентальных
и
окраин
но-контин
е
нтальных
горно-складч
а
тых
поясов
.
Последнее
особ
е
нно
важно
потому,
что
в
силу
конверг
е
н
ции
в
обоих
геодинамических
обстановках
представл
е
ны
о
д
ни
и
те
же
формационные
виды
(плутонические
и
вулканич
е
ские)
.
РЕГИОНАЛЬНЫЕ
ПРИМЕРЫ
ЗОН
КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ
КОЛЛИЗИИ
Наиболее
известным
<<типовым
»
современным
коллизионным
гор
но-складчатым
поясом,
образовавшимся
в
кайнозое
в
результате
croлкновения
Евразийского
суперконтинента
с
Гондваной
(табл.
2,
3,
прил.
3-6),
является
Альпийско-Гималайский
(иног
д
а
е
го
назы
вают
Тетисный
или
Средиз
е
мноморский,
под
ч
е
ркивая
этим
роль
закрывшегося
при
коллизии
океана
и
присутствие
ряда
остаточных
средиземных
морей)
.
Исследователи
выделяют
в
истории
океана
Тетис
до
пяти
эпох
коллизии
и
связанноro
с
ними
рифтогенеза
(В.
Г.
Казьмин,
1989;
Магматически
е
горные
породы
,
т.
4, 1987,
с.
324-329)
.
Наиболее
ранне
е
закрыти
е
палео
-
Т
е
тиса
началось,
14
по-видимому,
на
рубеже
девона
и
карбона;
на
краю
Евразийского
материка
формировался
окраинно-континентальный
вулкано-плу
тонический
пояс.
В
конце
перми
происходило
окончательное
закрытие
палео
-
Тетиса
и
коллизия
Северо-Евразийского
и
Китай
ско-Корейского
материков,
прекратившая
их
взаимное
перемеще
ние.
Крупные
коллизии
произошли
в
мезозое
в
восточной
части
океана
Тетис
-
замыкание
океанического
бассейна
мезо-
Тетиса
к
востоку
от
Ирана.
След
этого
океана
маркируется
сутурой
Вараш
(Центральный
Афганистан)
,
Рушанско-Пшартской
зоной
Памира,
сутурой
Вангго
.
нг
в
Тибете.
По
сутуре
Вараш
к
Евразии
присоединяется
б
лок
Центрального
Афганистана.
Коллизия
про
изошла
в
раннем
мелу,
о
чем
свидетельствует
резкое
угловое
несогласие
и
смена
морских
фаций
континентальными.
Крупное
коллизионное
событие
ЭТОй
эпохи
-
закрытие
Монголо-Охотского
бассейна
и
формировани
е
одноим
енн
ого
складчатого
пояса
.
Эта
коллизия,
завершившая
аккрецию
блоков
Юго-Восточной
Азии,
также,
видимо,
имела
прямое
отнош
ение
к
событиям
в
ок
еане
Тетис.
Существование
мезо-Тетиса
с
мезозойскими
островными
дуга
ми,
задуговым
спредингом,
средин
но-океаническим
хребтом
и
океаническими
островами
[Адамия,
Закариадзе,
Лордкипанидзе,
1981
]
и
его
постепенное
закрытие
в
пределах
Кавказского
сегмента
первоначально
прив
ели
к
коллизии
островных
дуг
волигоцене,
по-видимому,
не
связанной
с
образованием
сколько-нибудь
зна
чительных
магматических
образований.
Лишь
собственно
конти
нентальная
коллизия
в
позднем
кайнозое,
продолжающаяся
и
доныне,
после
окончательного
закрытия
океана
дала
импульс
к
проявлению
специфического
магматизма,
как
интрузивного,
так
и
вулканического.
В
пределах
других
горно-складчатых
поясов
на
территории
России,
таких
как
Урал,
также
известны
проявления
магматизма
предположительно
коллизионной
обстановки,
например,
гранито
идные
массивы
и
гранито-гнейсовые
купола
в
Мугоджарском
антиклинории
(возраст
370-310
млн
лет).
Рост
куполов,
по-ви
димому,
был
вызван
столкновением мугоджарского
микроконти
нента
с
островной
дугой
.
Граниты
и
гранито-гнейсовые
купола
позднего
карбона-перми,
по-видимому,
связаны
со
столкновением
Кззахстанского
и
Восточно-Европейского
континентов,
начавшемся
в
среднем
карбоне
и
продолжавшемся
до
верхнего
триаса.
В
ходе
этого
очень
длительного
периода
коллизии
была
создана
совре
менная
линейная
покровно-складчатая
структура
Урала
.
В
складчатых
сооружениях
Востока
России
в
мезозое
выделя
ется
ряд
коллизионных
магматических
комплексов.
Так,
в
пределах
Монголо-Охотского
складчатого
пояса
в
Олекма-Становом
регионе
развиты
субщелочные
гранитоидные
интрузии
-
гранодиориты,
биотитовые
граниты
и
сиениты.
По
данным
о.
п.
Богатикова,
Л.
п.
30неншайна,
В.
и.
Коваленко
,
в
поздней
юре
образовался
Верхояно-
Колымский
складчатый
пояс
(рассматривается
У
яндино-
15
СХЕМА
КОРР
Е
Л
'
ЯЦИИ
СОБЫТИЙ
В
ГИМАЛАЙСКОМ
СЕ
КТОРЕ
СР
Е
ДИ
Гео
-
I
е
о
логи
ч
еск
и
е
ПР
ОДОJl-
д
ина
-
Il
е
ри
-
Эпоха
В
ек
м
и
че-
житель
-
ский
од
н
ость
,
Ма
ст
р
укту
ро
-
метамо
р
физм,
+
р
е
-
об
р
азован
и
е
ж
и
м
Высоки
е
Гималаи
и
Тибетски
е
'
х
(или
Северные)
Гима
л
аи
::;;
.-.
п
113-5,1
Шарьяжи
..
i
о
С
144-11
3
Шарья
ж
и
Региональный
ме
-
Гранитовая
форма
-
:::
~
:::
Р
24,
6-14,4
таморфизм
в
ам
-
ция
(g)
~
CI)
фиболитовой
фа
-
Комп
л
ексы
ле
й
ко-
:1
~
:r:
о
..
ции
кратовых
гранат
-
х
~
о
~
~
rH
i
rCOB
турма
Л
Иllсо
де
ржа
-
:::
'"
Sr
/
Sr
-
щих
д
в
усл
ю
д
яных
.-.
П
328-246
~
-0
,
729-0,755;
ГР§qIИТО'n
м
р
38-32
,8
E
1n
Nd
=-
18,1
-
Sr
/
Sr
6
-0
.7078-
с.
.....
..
-0,764;
'"
-
13
,
4;
:::
:::
E
1nNd
=
16
,1- 10,8
CI)
:::
Eu/
Eu
x
-o.
60
:1
о
о
:о:
.30
18
(
'10
.)
-
11
.5-
..
'"
:о:
:о:
-12,4
е;
е;
'
Х
О
а
Eu/ Eu
x
-O.55
:21
~
..
.-.
42-38
о
N
П
:::
с.
CI)
.....
С
50,5-42
Ск
л
адча-
...
о
:::
тость
,
шарь-
CI)
CI)
~
::f
яжи
о
t::
~
Р
54,9-50
,5
.-.
П
б
:::
CI)
65- 54.9
:1
о
о)
~
f---
t::
р
п
97,5- 65
~
:1
'"
...
'
Х
~
о
U
..
о
~
~
16
тл!;л
иЦА
2
ЗЕМНОМОРСКОГО
ПОЯСА
(СОСТ
.
Е
.
К.
СТАНКЕВИЧ)
процессы
магматизм
Сутурная
зона
Ин
д-
цангбо
Мета
мор
-
Офиолито
-
физм
высо
-
вая
ассоци-
ких
р и
низ
-
ация
ких
Т
Ву
лк
ан
и-
Локальное
ческие ком-
проявле-
п
лекс
ы
в
ние
об
л
астях
Глаукофа
-
Шигадзе,
новые
Кашмир
,
сланцы
Кохистан,
пре
дст
ав
-
ленные
д
о
-
леритами,
базальта-
ми,
д
ацита-
~~
7/
Sr
86_
-0,70383
Eu/Eu
x
-
- 1.03- 0,97
2
-3'1<.
865
Южная
окраина
Тибетской
платформы
Диорит
-
грано
д
иоритовая
формация
(dg)
Реоморфические
малые
те
ла
в
гранитоидах
Карако
рума
(Бальторо)
Sr
87
/Sr
86
= 0,7078- 0,7089
Р
е
г
и
о н
а
л
ь
-
Тоналит-
грано
д
иоритовая
ный
зональ-
формация
(gd)
IIЫЙ
метамор-
Представлена
комплекса
физм
д
о
УРОВ-
ми,
образующими
пояс
ия
амфиболи-
(Трансгималайский)
бато
товой
фации
в
литов
т
р
а
н
с
г
и
м
а
-
Многофазные
зональные
лайском
поясе
массивы
с
гомодромным
батолитов
трен д
ом
д
ифф
е
ренциро
-
ванности
состава
Sr
87
/
Sr
86
_
Андезито-
- 0,
7033-
вая
(ан де-
0,7036
зит-
д
ацит-
0,7
061-
рио
л
ито
-
- 0,7091
вая)
фор
-
.50
]8
(7
0.)-
мация
Пре
дст
ав
-
-
6-7,6
лена
гомо-
Eu/Eu
X
-
Д
ромной
-
1,18-0,62
серией
17
Ясачненский
или
Илиньтасский
вулканический
пояс
хр.
Черского)
,
возникший
с
приближением
пассивной
окраины
Колымо
-
Омолон
ского
массива
к
'
Сибирскому
континенту.
Посл
е
короткого
п
е
риода
вулканизма
произошло
столкновение
массива
с
Сибирским
конти
нентом
и
как
результат
-
выплавка
в
самом
начале
мела
гранит-гранодиоритовых
батолитов
Колымского
пояса
.
В
обоих
р
еги
онах
-
Оле
кма-Становом
и
Яно-Колымском
-
наряду
с
гранитоидами
(-типа
присутствуют
вулканические
и
интрузивные
образования
с
характеристиками,
типичными
для
гранитоидов
S-типа
по
Чеппелу
и
Уайту.
В
позднемеловое
время
коллизионные
магматические
пояс
а
формируются
в
районе
Южного
Анюя
(высокоглиноземистые
андезиты
и
базальты
,
по
данным
Б
.
А
.
Натальина
и
Л
.
М
.
Парфенова).
В
Северо-Буреинском
регионе
Монголо-Охотской
сутурной
зоны
известен
позднем
ез
озой
ский
Умлекано-Огоджинский
вулкано-плутонический
пояс
[Пар
ф
енов,
1984].
С
палеог
е
на
коллизионные
магматиты
в
этом
регионе
практич
ески
неизвестны,
в
то
время
как
широко
развит
магматизм
окраинно-континентальных
поясов,
что
характерно
для
всей
территории
Восточной
Азии
(М.
Takahashi).
Естественно,
что
приведенный
краткий
п
е
речень
бол
ее
или
менее
надежно
документированных
объектов
магматизма
колли
зионной
обстановки
будет
пополняться
новыми
данными
в
процессе
геолого-съемочных
работ,
сопровождающихся
их
детальным
пет
рологическим
изучением.
Более
систематизированную
сводку
предварительных
данных
о
проявлениях
коллизионных
процессов
и
отчасти
соответствующих
магматитов
на
территории
Российской
Федерации
можно
почерпнуть
из
«Геодинамической
карты
СССР
и
прилегающих
акваторий»
(1989),
а
также
двухтомной
моногра
фии
«Тектоника
литосферных
плит»
(30неншайн,
Кузьмин
,
Натапов,
1990).
Г
л
а
в
а
2
МЕТОДИЧЕСКИЕ
ОСНОВЫ
ПЕТРОЛОГИЧЕСКОГО
ИЗУЧЕНИЯ
МАГМАТИЧЕСКИХ
АССОЦИАЦИЙ
ЗОН
КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ
КОЛЛИЗИИ
ПРИ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ
СЪЕМКЕ.
ОПРЕДЕЛЕНИЕ
ДИАГНОСТИЧЕСКИХ
ПРИЗНАКОВ
МОДЕЛИ
РАЗВИТИЯ
КОЛЛИЗИОННОГО
МАГМАТИЗМА
О
дна
из
ранних
достаточно
обобщенных
моделей
·
(рис.
1)
была
предложена
Н
.
Харрисом,
Дж.
Пирсом,
А.
Тиндлом
(Harris,
Pearce,
Тiпdlе,
1986).
В
ней
рассмотрены
проявления
разнотипноro
гранитоидноro
магматизма
на
определенных
стадиях
сближения
и
столкновения
плит
и
высказаны
предположения
о
возможных
источниках
магматических
продуктов
на
различных
стадиях
коллизии.
Большое
значение
для
реализации
магматических
процессов
имеет
и
доколлизионная
история
регионов
.
Так,
например,
длительное
поглощение
литосферы
ведет
к
аккумуляции
тепла
и
подъему
геоизотерм,
что
способствует
выплавлению
кислых
коровых
магм
(Геодинамические
реконструкции,
1989).
На
предколлизионной
(вулканодужной)
стадии
развиваются
преимущественно
известково-щелочные
интрузии
(в
том
числе
гранитоиды
I-типа),
которые
наследуют
магматизм
вулканической
дуги
и
соответственно
обогащены
LIL-элементами
из
осадков
субдукционной
океанической
литосферы.
Длительность
этоro
пе
риода
контролируется
количеством
океанической
литосферы,
ко
торая
субдуцирована
до
коллизии.
О
тсутствие
доколлизионноro
магматизма
как
в
Альпах,
так
и
в
герцинидах
Западной
Европы,
по
мнению
авторов,
может
служить
доказательством
замыкания
относительно
небольших
океанов.
На
синколлизионной
стадии
образуются
высокоглиноземистые
лейкогранитовые
интрузии,
ко
торые
могут
выплавляться
из
гидратированноro
основания
поддви
гаемой
континентальной
коры.
Характерно
внедрение
мусковитсо
держащих
гранитов
в
периоды
утолщения
земной
корь!.
Летучие
,
выжимающиеся
из
влажноro
осадочноro
клина
при
надвигании
2*
19
земной
коры
,
проникают
в
вышел
е
жащие
слои
и
соз
д
аю
т
условия
для
анатексиса.
Образующийся
коровый
расплав
обогащен
Rb, F,
В
(возможно
,
Та),
которы
е
переносятся
в
летучей
фазе,
и
об
е
дн
е
н
такими
эл
е
ментами,
как
РЗЭ,
Zr
, Hf,
накапливающимися
в
остаточном
расплаве.
Температуры
в
основании
на
д
винутого
слоя
зависят
от
теплового
потока
перед
коллизией
,
мощности
слоя
и
его
температуры.
Степень
развития
гранитов
бу
д
ет
завис
е
ть от
ст
е
п
е
ни
утолщения
земной
коры
во
время
коллизии
.
На
поздней
коллизионной
,
вплоть
до
постколлизионной,
стадии
вновь
появля
ются
известково-щелочные
интрузии
мантийного
г
е
незиса
,
близки
е
к
таковым
вулканических
дуг,
магмы
которых,
однако,
подверглись
интенсивной
коровой
контаминации
и
отлич
а
ются
более
высокими
отношениями
Ta/Hf
и
Ta/Zr.
Они
формируются
подобно
магмам
вулканических
дуг
из
обогащенного
LIL-элементами
мантийного
клина
над
субдуцированной
океанической
литосферой.
Но
возмож
но
,
ЧТО эти
расплавы
являются
результатом
термальной
релаксации
в
нижней
части
коры
или
образуются
в
мантии
при
адиабатич
е
ской
д
е
компрессии
в
верхней
мантии,
не
исключена
также
постко
л
ли
зионная
вторичная
субдукция
.
Магматизм
этой
группы
известен
как
в
Альпийской,
так
и
Герцинской
(Западная
Европа)
коллизионных
зонах
и
в
обоих
случаях
происходит
через
40-50
млн
л
е
т
после
коллизии
.
Постколлизионная
стадия харак
теризуется
развuтием
щелочных
интрузий
,
которые
могут
выплав
ляться
из
мантийной
литосферы
вблизи
коллизионных
зон и
которые
несут
повышенные
концентрации
как
литофильных
,
так
и
сидерофильных
элементов,
т.
е
.
имеют
внутриплитовые
геохи
мические
характеристики.
Эти
породы
могут
развиваться,
проникая
из
любой
области
мантии
,
не
гидратированной
при
субдукционных
процессах,
и
проявляться
на
любой
стадии
коллизионного
процесса
,
если
структуры
литосферы
позволяют
проникать
соответствующим
мантийным
летучим
или
магмам
в
з
е
мную
кору
.
Следует
дополнить
данные
этой
обобщенной
модели
упомина
нием
о
том,
ЧТО
в
зонах
наибольш
е
й
напряженности
динамики
коллизионного
процесса
мощны
е
пояса
синколлизионных
батолитов
сопровождаются
синхронным
глубинным
высокотемперат
у
рным
ме'Гаморфизмом
.
Структурно-геологическая
позиция
поясов
бато
литов
и
связанных
с
ними
м
е
таморфических
образований
опреде
ляется
их
приуроченностью
к
границам
столкнувшихся
континен
тов
и
наибольшему
утолщению
земной
коры.
Вулканизм
в
зонах
максимальной
континентальной
коллизии
(гиперколлизии)
обычно
подавлен
,
однако
на
некотором
удалении
от
фронта
столкновения
и
максимального
утолщения
земной коры
проявл
е
н Достат
.
очно
мощный
и
разнообразный
вулканизм,
разви
вающийся
в
поздне-постколлизионных
условиях,
как
правило,
на
сильно
раздробленной
и
относительно
маломощной
(40-50
км)
коре,
проницаемой
для
вулканических
расплавов.
Так
,
в
пределах
Анатолийско-
Кавказского
отрезка
Альпийско-
Гималайского
колли
зионного
пояса
«
<
тетисная
коллизия
»
)
на
некотором
расстоянии
20