Глава 2.2. Структурно-эволюционная модель развития сдвиговых магматических дуплексов

Глава 2.2. Структурно-эволюционная модель развития
сдвиговых магматических дуплексов
Модель формирования сдвиговых магматических дуплексов удобнее рассмотреть
в ее полном виде на примере формирования осадочно-вулкано-плутонической СМД
(класс SVP). Все остальные классы являются "усеченными" вариантами класса SVP.
В модели выстраивается весь эволюционный путь магматических тел  от
мобилизации расплава в источнике до постмагматических петрологических и
структурных трансформаций.
Очевидно, что для перемещения расплава из участка его зарождения в участок,
где он застынет, должны существовать и соответствующие силы, управляющие
движением, и "свободное место", куда расплав может двигаться. Из-за анизотропии
континентальной коры и девиаторных напряжений во время плавления сегрегация
расплава начинается с формирования взаимосвязанной объемной сети расплавных
каналов, так что источник становится проницаемым. При градиенте давления расплав
направляется в сторону дилатантных участков [Sawyer, 1994], расположенных
определенным образом в самом очаге и окружающей его области, испытывающей
сдвиго-раздвиговую деформацию.
Поверхностным выражением этой деформации на начальном этапе развития зон
присдвигового растяжения является формирование осадочных прогибов пуллапартового типа, которое, как правило, продолжается недолго. В большинстве
известных
вулкано-тектонических
депрессий
обнаруживаются
базальные
синтектонические терригенные комплексы, образованные именно на начальном этапе
развития СМД, еще до начала вулканической деятельности. Таким образом,
начальный этап развития присдвиговых зон растяжения (предмагматический)
сводится к формированию осадочных прогибов. Структурные парагенезы, возникающие в таких случаях, достаточно хорошо изучены и описаны [Audin, Nur, 1982, Mann,
et al., 1983 и др.]. Поверхностные структуры присдвигового растяжения (осадочные
мульды, вулкано-тектонические депрессии, их комбинации) могут образовываться
либо как "чистые" пулл-апарты – на изгибах крупных сдвигов, либо как впадины
присдвигового проседания, по сути небольшие пассивные рифты – в зонах кулисного
перекрытия сдвигов.
В дальнейшем, на вулканическом этапе инициальные присдвиговые отрывы,
возникшие в приповерхностных, "холодных" горизонтах, вскрывают магматические
очаги, локализованные вблизи границы пород с хрупким и пластическим
деформационным поведением, что может приводить к активной вулканической
деятельности. На плутоническом этапе разрывные каналы достаточно быстро
залечиваются застывающими расплавами с образованием или единичных даек, или,
при длительном развитии таких зон, их роями, кинематически близкими к
комплексам параллельных даек. Латеральное выклинивание таких роев,
напоминающее в плане "конский хвост", происходит при переходе отрывов в сдвиги.
В более глубоких и более "теплых" горизонтах магматическое заполнение
инициальных присдвиговых отрывов может длительное время оставаться жидким,
причем весьма вероятно, что за счет перманентного прогрева эта граница с течением
времени будет более или менее устойчиво подниматься. Таким образом, в области
прогрессирующего глубинного раскрытия возможно развитие присдвиговой
магматической камеры, импульсно заполняемой расплавом в течении периода
сдвигания, что может привести к возникновению многофазных плутонов. В
кинематическом смысле такая камера аналогична пулл-апарту.
Режим присдвигового растяжения реализуется на разных уровнях земной коры
разными механизмами  вязко-пластичным течением в нижних горизонтах и хрупким
растаскиванием блоков в верхних, подобно рифтовому растяжению в модели Вернике
[Tevelev, Grokhovskaya, 1995; Тевелев, Тевелев, 1996, 1999]. Граница пород с хрупким
и пластическим деформационным поведением является корневой зоной листрических
сбросов, ограничивающих приповерхностные структуры растяжения. Вблизи этой
границы и локализуются транстенсивные магматические камеры. Стандартная
геометрия листрических сбросов вблизи указанной реологической границы такова,
что при раздвигании ограниченных разрывами блоков здесь постоянно должны
образовываться "трамплинообразные" зоны зияния  потенциальные ловушки для
инфильтрующихся в область пониженных давлений магматических расплавов.
Первоначальное магматическое заполнение слабопрогретых, почти плоских ловушек,
отвечающих корневым зонам сбросов, формирует краевые серии; далее
дайкообразные массивы эволюционирует в объемные тела, что, по структурным
признакам, связывается с понижением давлений в раме магматической камеры
[Fowler, 1994]. Заполнение магматической камеры связывается с активным
ритмичным всасыванием порового расплава в область пониженных давлений
расширяющейся магматической камеры, синхронным ритмике процесса растяжения.
В вулканических структурах постепенное опустошение камер, начинающееся
сверху, приводит к возникновению антидромных вулканических серий и
формированию вулкано-тектонических депрессий. Разрывные каналы залечиваются
застывающими расплавами с образованием единичных даек, или (при длительном
развитии) их роев, аналогичных комплексам параллельных даек.
При дальнейшем растяжении хорошо прогретой ловушки образуется постепенно
увеличивающаяся камера, ступенчатая в профиле за счет вязкого скалывания
отодвигающегося блока; заполнение камеры остается жидким или частично жидким в
течение всего периода активного растяжения. Подобно большинству частных
рифтовых впадин и пулл-апартовых бассейнов, многие камеры развиваются
асимметрично, удлиняясь лишь в одну сторону, что особенно очевидно для случая
многофазных массивов с последовательной латеральной миграцией фаз [Sutcliffe,
1989], или асимметричных по нашей классификации. Структурный контроль развития
взаимосвязанных пулл-апартов и магматических образований (конседиментационно
развивающихся локальных прогибов, вулканических центров, вулкано-тектонических
депрессий и камер интрузивов) приводит к тому, что все они обладают структурным
подобием.
На завершающих этапах консолидации массивов динамическая обстановка в
окрестностях магматической камеры модифицируется как за счет внутренних
факторов, связанных с перераспределением напряжений в пространственной системе
твердая фаза  остаточный расплав  газовый флюид, так и с изменением рисунка
движений в разрывной сети, контролирующей локализацию камеры (что обычно
связано с изменением знака движения по генеральному сдвигу). Как и в аналогичных
приповерхностных структурах, обычно это приводит к смене локальных обстановок
растяжения на обстановки сжатия и развитию соответствующих деформационных
парагенезов. В простых случаях формируется молодые сколы, а также сопряженные с
ними отрывы и частные зоны рассланцевания. В более сложных – интрузивные
массивы испытывают интенсивную тектонизацию, которая захватывает, как правило,
эндо- и экзоконтактовые части интрузивов, а также концентрируется в зонах
контактов между различными фазами внедрения, т.е. на границах пород с различной
реологией, вследствие чего в этих зонах породы различных фаз часто бывают
тектонически перемешаны. Поверхности рассланцевания здесь часто гофрированы,
смяты в мелкие складки.
Магматические тела, образующиеся в зонах глубинного присдвигового
растяжения, могут первоначально находиться на значительном удалении от оси
соответствующих приповерхностных структур, однако последовательное развитие
этой системы приводит к пространственному сближению и даже совмещению
поверхностных структур растяжения и магматических камер. В условиях общего
утонения коры при растяжении, завершение формирования магматической камеры
происходит на меньшей глубине и соответственно в более мягких Р-Т условиях по
сравнению с его началом; реактивация сдвиговых зон может привести к
тектоническому "откапыванию" интрузивных массивов.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Основные выводы
Представленная диссертационная работа является обобщением огромного
массива новых фактических данных по стратиграфии, магматизму и тектонике двух
важнейших горнорудных регионов Урало-Монгольского складчатого пояса –
Южного Урала и Центрального Казахстана в рамках общего регионально-исторического подхода.
Восточная часть Южного Урала представляет собой систему крупных более или
менее однородных блоков (мегаблоков), разделенных узкими шовными зонами
сдвиговой природы, которые являются преимущественно сутурами. Покровноскладчатая структура Восточно-Уральского мегаблока формировалась в несколько
этапов, начиная со среднедевонского (тельбесского) и кончая раннепермским
(уральским). Пакеты тектонических пластин, залегающие на фундаменте ВосточноУральского мегаблока, сложены различными комплексами карбона и девона, причем
наиболее древние породы часто слагают верхние пластины, а наиболее молодые –
нижние. В Сухтелинском аллохтоне совмещены тектонические пластины
ордовикских базальтоидов и девонских вулканогенно-осадочных пород.
Палеозойские плутоны распределены в пределах мегаблока зонально: тоналитплагиогранитовые каменноугольные – в восточной половине, монцонитграносиенитовые раннепермские – в западной половине, гранит-лейкогранитовые –
осевой части.
Складчатая структура Зауральского мегаблока сформировалась, в основном, в
тельбесскую фазу тектогенеза. Мегаблок сложен аккреционным комплексом
тельбесид, состоящим из ордовикских океанических базальтов, нижнесилурийских
черных сланцев и верхнесилурийско-раннедевонских рифогенных известняков, на
который наложены рифтогенные базальтоиды раннего карбона.
Покровно-складчатая
структура
Жаман-Сарысуйского
мегаблока
была
сформирована в течение позднего силура – среднего девона. В позднем силуре имели
место доскладчатые надвиги, во фронтальных частях которых образовывалась
олистострома, а в середине живета они были деформированы вместе со вмещающими
толщами, а затем перекрыты красноцветными молассами и вулканическими
комплексами позднего живета.
Строение Токрауского мегаблока определяется многократной сменой режима
магматической деятельности, связанной с этапами структурных перестроек БалхашИлийского вулканического пояса: от момента заложения островодужной системы в
фамене до полного затухания магматизма к концу перми. История развития пояса
распадается на 3 стадии: 1 – островодужная (фамен – ранний карбон), 2 – окраинноконтинентального пояса (средний – поздний карбон) и внутриконтинентального пояса
(пермь). На 1 стадии преобладал вулканизм щелочно-известкового, натрового типа,
преимущественно эксплозивный и гранитоиды тоналит-плагиогранитового ряда. Для
второй стадии характерны вулканиты гомодромного ряда, калиево-натриевого типа с
индексом эксплозивности от 0 до 100% и гранитоиды гранодиорит-гранитового ряда.
На 3 стадии главную роль играли существенно калиевые контрастные серии
вулканитов (преимущественно, эффузивы и игнимбриты), а также плутонические
комплексы монцонит-граносиенитововго и гранит-аляскитового ряда.
В пределах Урало-Казахстанской складчатой области достаточно хорошо
синхронизированы все структурные перестройки начиная со среднего девона, а также
проявления однотипной магматической деятельности. Складчатые деформации
тельбесского, саурского и саякского этапов, зафиксированные во всех регионах, поразному отражаются на истории развития отдельных структурных зон. Фазы
тектогенеза напрямую связаны с развитием соответствующих островных дуг и
придуговых бассейнов и их последовательной аккрецией к континенту. Наиболее
явно конкретные фазы тектогенеза выражены именно в придуговых бассейнах
(практически все тектонотипы и паратектонотипы разных фаз тектогенеза это бывшие
преддуговые и задуговые бассейны).
Сдвиговые деформации играют важную роль в истории развития как складчатой
области в целом, так и ее отдельных регионов, создавая сложную мозаику
транспрессивных и транстенсивных структур. Эта роль оказывается принципиальной,
когда речь идет об эволюции магматизма, поскольку выясняется, что многочисленные
проявления магматической деятельности связаны с транстенсивной тектоникой.
Подавляющая часть каменноугольных и пермских интрузивов и вулканотектонических структур сформировалась в условиях присдвигового растяжения, т.е.
все они является в этом смысле синкинематическими.
Защищаемые положения
1. Восточно-Уральский мегаблок имеет покровно-складчатое строение. Его
краевые зоны сложены пакетами синформно изогнутых тектонических пластин, в
которых часто наблюдается "обратная последовательность" стратифицированных
комплексов карбона. Пакеты обычно подстилаются, а иногда и перекрываются
серпентинитовым меланжем. Породы самых нижних пластин часто метаморфизованы
до фации зеленых сланцев. В Сухтелинском аллохтоне чередуются тектонические
пластины двух типов: 1) ордовикский кремнисто-базальтовый комплекс; 2) девонский
кремнисто-вулканогенный островодужный комплекс. Возраст стратифицированных
образований доказан фаунистически.
2. В пределах Урало-Казахстанской складчатой системы синхронно проявлены
три главных этапа тектогенеза, каждый из которых выражен двумя сближенными во
времени (12-15 млн. лет) импульсами (фазами), разделенными периодом
стабилизации: тельбесский (середина живета + граница франа и фамена); саурский
(середина визе + граница раннего и среднего карбона) и саякский, или уральский
(конец ассельского века). Этапы тектогенеза связаны с перестройками в кинематике
плит и наиболее четко, т.е. в структурные несогласиях, проявлены вблизи
конвергентных плитных границ (в придуговых бассейнах, меньше в самих
вулканических поясах), а во внутриплитных бассейнах выражены очень слабо.
Одновременность фаз тектогенеза увязывается с синхронностью (по "независимым"
изотопным датировкам) этапов магматической деятельности, когда конкретным
хронологическим интервалам соответствуют формационно близкие комплексы.
3. Разномасштабные участки девонских и каменноугольных магматических
поясов Урало-Казахстанского ороклина (от целых сегментов до конкретных
магматических тел) были сформированы в условиях транстенсивной тектоники. В
наиболее простых случаях в зонах локального присдвигового растяжения
формировались отдельные дайки и однофазные интрузивные массивы, а в наиболее
сложных моделируется сопряженное транстенсивное развитие приповерхностных
впадин (осадочных, вулканогенно-осадочных или вулканических) и полихронных
плутонов. Разработанная модель объясняет не толькоплановую форму магматических
тел, включая и способ расположения внутри их пород разных фаз внедрения, но и
решает в целом проблему пространства для магматитов.
4. Средне-позднепалеозойские вулкано-плутонические пояса юго-восточной и
западной окраин Казахстанско-Тяньшаньского палеоконтинента в ходе своего
развития претерпели геодинамические трансформации в ряду островодужный пояс –
окраинно-континентальный пояс – внутриконтинентальный пояс, связанные с
основными этапами складчатости и деформацией преддуговых прогибов. Следствием
этих трансформаций была смена характера магматической деятельности, а также
трансформации преддуговых прогибов в задуговые.