Упрощенная HTML-версия
66
ными осадочно-вулканогенными комплексами, до относительно глубоких
уровней литосферы, в результате чего сиалические массы попадают в зоны
высоких температур и подвергаются глубоким метаморфическим преобра-
зованиям вплоть до частичного плавления. В результате этого в процессе
тектонического скучивания и связанного с ним увеличения мощности коры
(до 50–80, иногда до 120 км) в нижних горизонтах скученной коры форми-
руются крупные объемы кислых анатектических расплавов. Из-за гравита-
ционной неустойчивости они поднимаются в верхние горизонты коры, чем
обеспечивают широкое проявление регионального метаморфизма и образо-
вание гранитных плутонов.
Наряду с горизонтальными движениями, зоны надвигания тектониче-
ских покровов одновременно являются и зонами интенсивных вертикаль-
ных движений, определяющихся процессами изостатического выравнива-
ния. Разрушение молодых горных хребтов в процессе изостатического под-
нятия приводит к формированию мощных молассовых отложений и к появ-
лению на поверхности все более глубоких горизонтов земной коры надви-
гающейся плиты, в результате чего на дневной поверхности могут оказаться
породы самых глубоких частей земной коры и даже верхних горизонтов
мантии, такие как гранулиты и мантийные ультрабазиты. Формирование
тектонических покровов тыловых надвигов сопровождается блоковыми по-
гружениями по системе сбросов – также путем восстановления изостатиче-
ского равновесия.
Таким образом, коллизионные области представляют собой покровно-
складчатые ансамбли, сформировавшиеся в результате тангенциального
сжатия в процессе схождения литосферных сегментов. В целом, в соответ-
ствии с особенностями деформаций горных массивов выделяются три
крупных этажа (сверху вниз): бескливажный – эпизона, кливажный – мезо-
зона и метаморфогенный – катазона.
В соответствии с геодинамической природой аккретирующих сегмен-
тов литосферы выделяют зоны скучивания океанической коры, зоны столк-
новения островной дуги с континентом, зоны столкновения микроконти-
нентов с континентом и зоны столкновения континентов, среди которых
различаются зоны столкновения континентов Гималайского типа, где одна
из плит, имеющая на своей активной (ведущей) окраине ороген, сближается
с пассивной окраиной континента и надвигается на нее, и зоны столкнове-
ния континентов Кавказского типа, представляющие случай столкновения
двух активных континентальных окраин; под каждой из них функционирует
зона субдукции, в которую поглощается плита с океанической корой, при-
надлежащая закрывающемуся океану.
Структурно-вещественные комплексы, характеризующие коллизион-
ные обстановки, приведены в табл. 2.20.