Структура Гималайской и Кавказской коллизионных зон определенно свидетельствует о возникновении горизонта парциального выплавления гранитоидов внутри коры. Гималаи и прилегающее Тибетское плато играют ключевую роль в исследованиях коллизионных орогенов, поэтому там в последние годы были проведены работы по комплексным геофизическим проектам PASSCAL Tibetan plateau experiment (1991-1992), INDEPTH (1992-1995) и др. [Owens and Zand, 1997], которые позволили с высокой точностью выявить строение земной коры региона. Здесь выделяются складчатая область Гималаев (структуры закрывшегося океана Тетис с разновозрастными, вплоть до позднедокембрийских, террейнами), и область Тибета, образованная при аккреции террейнов Лхаса и Цянгтатанг (мезозоиды и палеозоиды на докембрийcком основании), террейна Сунпан-Гандзи (индосиниды, сформированные в перми-триасе) и террейн Цайдам (герциниды) (рис. 1)

Рис.1   Геолого-геофизический профиль Гималаи-Тибет

(по [Nelson et al., 1996], с дополнениями [Хаин, 1984, Owens and Zand, 1997] и изменениями).

1- 3. Континентальная кора: 1-области Тетиса, 2 - Индии, 3 -  Тибета;

4. Нижняя мафическая кора: а - с сейсмической скоростью Vp = 7.2-7.5 км/сек^-1 , б - то же, Vp = 6.3-7.5 км/сек^-1.

5. Области парциального плавления в коре: а - при термальной релаксации в утолщенной при коллизии коре, б - за счет поступления тепла из аномальной мантии.

Разломы: 1- Главный фронтальный надвиг, 2- Главный центральный надвиг, 3- Южно-Тибетский детатчмент, 4- Главный Гималайский надвиг, 5- сутура Цангпо,6- сутура Бангонг, 7- сутура Чиньша, 8- Северо-Куньлуньский разлом.

НГ - Низкие Гималаи, ВГ - Высокие Гималаи.

..........Вследствие коллизии Азиатской и Индийской плит, начавшейся 55 млн.лет назад [Guillot et al., 1999], мощность коры южнее сутуры Цангпо (см. рис. 1) возросла до 70 км. Средняя скорость продольных волн в этой коре составляет 6.0 км. сек^-1 [Nelson et al., 1996], что соответствует представлению о разнородных складчатых толщах, занимающих большую часть мощности коры. Индийская литосфера продвигается к северу под южный Тибет по Главному Гималайскому надвигу (см. рис. 1). Во фронтальной части Тибета (террейн Лхаса) установлена мощость коры до 80 км и выявлена граница слоя пониженных скоростей на глубине 15-20 км, которая представляется исследователям [Owens and Zand, 1997, Nelson et al., 1996 и др.] кровлей слоя внутрикорового парциального плавления, ниже которой располагается тело с повышенной электропроводностью [Owens and Zand, 1997] при ориентировочной мощности расплавленного горизонта 10 км [Nelson et al., 1996]. Жесткая высокоскоростная мантия, отсутствие неогеновых (до современных) мафических вулканитов указывают на разогрев и парциальное плавление коры в результате интенсивного утолщения коры и последующей термальной релаксации за счет коровой теплогенерации по модели [England and Thompson, 1984], а не вследствие интрузий мантийных расплавов [Owens and Zand, 1997]. Прямым подтверждением разогрева в коре и, возможно, существования расплавов на глубине, являются горячие источники, повсеместно в южном Тибете. На севере Тибетского региона средняя мощность коры значительно меньше, 55 км, а скорость продольных волн 6.4 км/сек^-1 [Nelson et al., 1996] вероятно свидетельствует о значительной доле в ней кристаллических комплексов. Подстилающая мантия обладает аномальными свойствами (низкая скорость региональной верхнемантийной Р-волны, анизотропия распространения или местами отсутствие отражений S-волн), что объясняется напряженным состоянием и повышенной температурой [Nelson et al., 1996]. В нижней коре террейна Сунпан-Гандзи (см. рис. 1) необычно низкие скорости S-волн указывают на парциальное плавление, обусловленное высокой температурой подстилающей мантии и внедрением неогеновых щелочных базальтоидов [Owens and Zand, 1997].

        Кавказская коллизия [Lipman et al., 1993] локализована на значительно меньшем пространстве (рис.2). Вдоль Главного Кавказского разлома мезозойские островодужные комплексы Закавказской плиты пододвигаются к северу, начиная со среднего миоцена - 30 млн.лет назад - под Скифскую плиту, причлененную, в свою очередь, к Восточно-Европейскому кратону в конце палеозоя [Дотдуев, 1986; Хаин, 1984 и др.]. Северная окраина Закавказской плиты прошла сложную эволюцию аккреции и рифтинга в мезозое, однако известно, что на ее фронте, в зоне поддвига, оказались зажатыми девон-триасовые отложения континентального склона и подножья [Баранов и др., 1990] южной (в современных координатах) пассивной (Гондванской) окраины океана Палеотетис [Казьмин, Книппер, 1989]. Скорость поддвига составляет 1-3 см/год^-1. Утолщенная до 60 км мощности кора [Philip et al., 1989] включает горизонт инверсии плотностей (пониженных скоростей) и потери отражений (волновод), залегающий на глубинах от 11 до 22 км (мощность горизонта 11 км) и содержащий предположительно гранитный расплав (скорость продольных волн Vp=5.8-5.9 км/сек^-1, плотность d=2.5-2.67г/см^-3), которая располагается на северном погружении Главного Кавказского разлома.

Рис. 2      Геолого-геофизический профиль через Главный Кавказский хребет

1 - Магматические, преимущественно гранитоидные тела (цифрами на рисунке обозначены: 1-область магмогенерации,  2-уровень растекания гранитной магмы и гранитоидов в зоне деколлемента, 3-области разгрузки расплава  (Тырныаузский массив).

2 - Континентальная кора нерасчлененная (по [Дотдуев, 1986]).

3-7   Геофизическая расслоенность ( по [Гаретовская и др, 1986]):

3 - Гранито-гнейсовый геофизический слой (Vp=5.8-6.2 км/сек, d=2.5-2.65 г/см3);

4 - Гранулито-эндербитовый слой (Vp=6.4-6.9 км/сек, d=2.7 г/см³);

5 - Гранулито-базитовый слой (Vp=6.9-7.0 км/сек, d=2.94 г/см³);

6 - Зона пониженных скоростей с пребладанием гранитного вещества, частично - расплава

                                                   (волновод, Vp=5.8-5.9   км/сек,   d=2.5-2.67 г/см³);

7 - Верхняя мантия

8 - Мезозойские и кайнозойские отложения

9 - Тектонически перемешанные мезозойские и кайнозойские отложения

10 - Геологические границы и поверхности сейсмических разделов

11 - Главные поверхности надвигообразования (по [Дотдуев, 1986]) и второстепенные разломы

         Во фронтальной части Скифской плиты расположены позднеплиоценовые (возраст 2-3 млн.лет) интрузии и экструзии коллизионного геохимического типа. Характерным представителем является Тырныаузский гранит (Эльджуртинский массив), выплавившийся 2 млн.лет назад, [Журавлев, Негрей, 1993] из корового источника на глубинах 30 км при температурах около 1000⁰С [Ляхович, Устинов, 1995; Хитаров и др., 1980], т.е. из поддвинутой Закавказской плиты в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Островодужные комплексы этой плиты, по крайней мере, Закавказской среднеюрской островной дуги [Казьмин, Книппер, 1989], вероятно соответствуют среднему составу андезитовой коры [Taylor and McLennan, 1985]. Это позволяет проверить гипотезу выплавления с помощью количественного геохимичского моделирования [Arth, 1976 и др.], учитывая, что минеральный состав источника отвечал наиболее распространенному гранулиту состава кварц-плагиоклаз-клинопироксен-ортопироксен-калишпат-гранат [Rosen, 1992].

        Полученные результаты (рис. 3) [Rosen, 1998], показывают высокую вероятность парциального выплавления Тырныаузского гранита из предполагаемого субстрата при наиболее вероятной степени плавления источника около 15 % мас.

Рис. 3.   Нормированные по хондриту (R/CH) содержания редкоземельных элементов в Эльджуртинских   гранитах, модельных составах земной коры, расчетных выплавках и реститах

А - состав гранита, исходного субстрата и расчетных расплавов, цифры в % означают степень плавления

Б - состав реститов, цифры в % означают долю остаточного вещества после удаления расплава

1- Тырныаузский гранит (Эльджуртинский массив) , среднее;

2 - предполагаемый исходный субстрат (по андезитовой модели коры, [Taylor and McLennan, 1985];

3 - ожидаемый рестит (нижняя кора, [Taylor and McLennan, 1985]);

4 -расчетные выплавки и реститы

Удаление гранитного расплава из нижней коры должно вызывать ее базификацию,

что и подтвердилось при моделировании (табл.1).

Таблица 1

Сопоставление расчетных и наблюдаемых отношений редкоземельных элементов

при геохимическом моделировании выплавления Тырныаузского гранита

из субстрата андезитовой коры

        В целом геофизическими методами устанавливается, что в современной коре коллизионных зон существуют стационарные горизонты гранитного расплава шириной до 250 км и мощностью около 10 км. При застывании этого расплава и эрозии вышележащих складчатых комплексов после завершения коллизии, гранитоиды будут составлять большую (по мощности) часть верхней коры возникшего пенеплена. Геохимические расчеты показывают, что выделение гранитной жидкости происходит при небольших степенях плавления источника, причем удаление литофильных элементов с гранитным расплавом определяет базификацию нижней коры с образованием гранулито-базитов.