Коллизионные обстановки возникают на завершающих стадиях закрытия
океанических бассейнов в результате столкновения континентов (микроконтинентов)
с островными дугами или с другими континентами (микроконтинентами). В
первом случае образуются относительно низкие горные сооружения и новый
желоб с океанической стороны дуги, а во втором — высочайшие горные
системы (Гималаи) и обширные области деформаций, замещающих зону желоба
[99]. Линия столкновения может фиксироваться сутурой с офиолитовым
меланжем, олистостромами, ультрамафитами, а в глубокоэродированных
районах — глаукофановыми сланцами (зонами высокобарического
метаморфизма).
Коллизия — длительный процесс, протекающий в условиях сжатия и общего
поднятия рельефа и завершающийся, по-видимому, повторным орогенезом или
тсктоно-магматичсской активизацией. В результате этого процесса
уменьшается площадь зоны столкновения за счет тектонического скучивания,
происходят значительные вертикальные и горизонтальные перемещения блоков
земной коры по крупным разломам, исчезают или значительно сокращаются
структуры с корой океанического типа, образуются собственно коллизионные
обстановки.
Наиболее существенное и определяющее в этом процессе, вероятно,
тектоническое скучивание. Последнее выражается в пологом надвигании—пододвигании
относительно тонких тектонических пластин континентальной и отчасти
океанической коры, главным образом по границам слоев разной
компетентности, т. е. по зонам физических неоднородностей (58 ]. При
этом отдельные пластины разнородных образований, по-видимому,
вдавливаются и опускаются в глубинные области земной коры, где под
действием высоких температур и давления подвергаются региональному
метаморфизму и частичному плавлению. Образуются анатектические расплавы
кислого состава, поднимающиеся по зонам растяжения в верхние горизонты
земной коры и формирующие магматические комплексы.
В результате коллизии возникают внутриконпшентальные и значительно реже
окраинно-континентальные орогенные пояса, сочетающие в себе горные
сооружения с крупными аккумулятивными структурами типа впадин, прогибов,
вулкано-плутонических зон.
Характеризуются такие пояса резкоконтрастным средне- или высокогорным
рельефом, широким развитием чешуйчато- и вееронадвиговых дислокаций,
сложным тектоническим строением, обусловленным нарушением первичных
соотношений между структурно-вещественными комплексами обстановок,
существовавших до столкновения, их деструкцией и даже перемешиванием,
значительно утолщенной земной корой (до 50—80 км), а также активной
сейсмичностью, связанной с продольными фокальными зонами и поперечными
разломами с очагами землетрясений глубиной до 250 км.
Специфическими аккумулятивными структурами (обстановками) этих областей,
зависящими в какой-то степени и от конфигурации окраин сталкивающихся
литосферных плит, являются внутренние бассейны, межгорные впадины,
краевые прогибы, депрессии, вулкано-плутонические зоны и рифты.
Внутренние бассейны на субокеанической коре представляют собой морские
бассейны, полностью или частично изолированные от Мирового океана. К ним
относятся Средиземное, Черное и Каспийское моря, а также, вероятно,
Карибский бассейн и море Банда с Арафурским и Тиморским шельфовыми
морями [86]. Типичным примером является Средиземное море, восточная
часть которого характеризуется расчлененным подводным рельефом с линейно
вытянутыми котловинами, центральным валом, желобами и грядами островов,
а западная — единой котловиной с нерасчлененным рельефом абиссальной
равнины. Все части Средиземного моря и его обрамления отличаются
повышенной сейсмичностью с рассредоточенным распределением очагов
землетрясений и короткими линейными зонами с относительно глубокими
очагами (до 300 км), приуроченными только к желобам и напоминающими
сейсмофокальные зоны Вадати—Заварицкого—Беньофа.
В пределах разных частей внутриконтинентальных морей земная кора
относится как к континентальному нормальной и сокращенной мощности, так
и к океаническому типам. Последняя рассматривается либо как оставшаяся
кора океана или окраинного бассейна, либо как вновь образованная в
результате рассеянного спрединга.
Во внутренних бассейнах распространены отложения, относящиеся к
формациям красных желваковых известняков, слоистых известняков,
терригенных турбидитов и контуритов, кремнистокарбонатной, галититовой,
а также занимающие дно котловин под рыхлыми отложениями значительной
мощности вулканиты формаций натриевых базальтов и трахибазальтовой.
Межгорные впадины относятся к конседиментационным тектоническим
структурам, возникшим в период интенсивного горообразования на
консолидированном основании, в частности на террейнах (срединных
массивах). Длина этих структур достигает 400, а ширина 200 км.
Заполняющие их отложения достигают мощности до 10 км и могут быть
представлены следующими формациями: мергельно-известняковой,
кремнисто-карбонатной с сульфатами, извести яково-песчано-алевролитовой
сероцветной, карбонатно-терригенно-туффитовой, молассоидной,
алеврито-пес-чаной красноцветной, угленосной лимнической и др. На
подстилающих образованиях эти отложения залегают обычно со значительным
стратиграфическим перерывом и существенным структурным несогласием.
Деформации в них связаны с расколами основания и проявляются в виде
глыбово-складчатых структур. Характерны коробчатые и гребневидные
складки, куполовидные антиклинали, широкие плоскодонные синклинали. Оси
складок ориентированы в различных направлениях. Широко распространены
флексуры, сдвиги и надвига.
Во многих межгорных впадинах отмечаются проявления вулканической
деятельности, иногда достаточно интенсивной. Установленные в них
субаэральные и аэральные вулканиты принадлежат к базальтовой,
трахибазальтовой, базальт-андезито-вой, андезитовой и дацит-риолитовой
формациям.
Краевые прогибы располагаются в пограничной зоне между платформой и
горным сооружением. Это линейно вытянутые асимметричные структуры
протяженностью свыше 1000 км со спокойным магнитным полем и резкой
гравитационной ступенью, разделяющей их внешние и внутренние зоны.
Гравитационные аномалии обусловлены резким увеличением мощности
отложений и их повышенной плотностью. Внешнее крыло этих прогибов обычно
представляет собой пологую и широкую моноклиналь на платформенном
основании, а внутреннее - узкий, глубоко про-шутый (до 10—15 км) трог,
осложненный складками и надвигами, но которым большая его часть
перекрыта аллохтонными пластинами. Выполнены прогибы отложениями
различных мсшасс, как морских, так и континентальных, среди которых
иногда отмечаются дайки и силлы базальтов.
Вулкано-плутонические зоны располагаются вдоль крупных разломов в
центральных и краевых частях горных областей. Представлены они как
сопряженными, так и изолированными друг от друга линейно вытянутыми и
изометричными вулканариями, в пределах которых распространены
разнообразные вулканические и плутонические породы преимущественно
кислого и щелочного состава и перекрывающие их базальты, иногда также
слагающие самостоятельные вулканические плато или потоки по речным
долинам. По формационной принадлежности пород, обилию пирокластического
материала, аэральному происхождению вулканитов, расположению наиболее
щелочных разностей магматитов в периферических частях зон и некоторым
другим признакам коллизионные вулкано-плутонические зоны наиболее близки
к вулкано-плутоническим поясам андского типа. Основные различия между
ними заключаются в том, что коллизионные зоны характеризуются несравнимо
меньшими объемами магматических продуктов, более широким
распространением пород кислого (особенно гранитов) и щелочного состава,
более высокой щелочностью пород и более ярко выраженной бимодальной
тенденцией в вулканических формациях. Кроме того, гранитоиды и вулканиты
этих зон относятся к парамагнитному, а не ферромагнитному классу и
характеризуются слабой магнитной восприимчивостью, варьирующей в
пределах 10—40 ед. 10-5 СИ. В магнитном поле очень четко выделяются
отрицательные аномалии небольшой интенсивности.
Слагающие эти зоны эффузивы относятся к известково-щелочной, субшелочной
и щелочным сериям и принадлежат к формациям базальт-андезит-риолитовой,
андезитовой, трахириолит-трахиба-зальтовой, щелочных базальтоидов и
фонолитов, щелочных базальтоидов и лейцитофиров, калиевых
базальтов—трахитов (шошонитовой). Кроме того, отечественные
исследователи [17, 56, 64] считают, что в этих зонах могут проявляться
базальт-анде-зитовая, рисшитовая, дацит-риолитовая, трахибазальтовая,
трахи-андезитовая и трахириолитовая вулканические и
тоналит-гранит-гранодиоритовая, гранитовая, монцонит-сиенитовая,
гранит-грано-сиенитовая, лейкогранитовая, аляскитовая,
щелочно-гранитовая, нефелиновых (миаскитовых) щелочных сиенитов,
сиенит-габбровая, кальсит-нефелин-сиенитовая плутоническая и
вулкано-плутоническая формации.