Идея о возможной компенсации сдвиговых движений синкинематическими магматическими телами появилась достаточно давно. Так, А.И. Суворов в известной работе посвященной тектонике Спасской зоны Центрального Казахстана (Суворов, 1963), отмечал наличие своеобразных зон растяжения вблизи сместителя сдвига, заполненных либо продуктами поверхностного разрушения пород, либо магматическими телами (например Топарский массив и поперечные мульды с верхним девоном - карбоном). Развитие этой идеи оказалось важным по крайней мере в трех аспектах:

1. понимание обстановок локализации и контроля плановой формы присдвиговых магматических тел, а также их динамических связей с поверхностными осадочными и вулканическими комплексами;

2. естественное решение проблемы пространства для магматических массивов;

3. признание роли деформационной составляющей в эволюции интрузивных тел, которая может быть существенной или даже определяющей в формировании некоторых магматических образований и контроле распределения полезных компонентов.

На уровне структурно-деформационных механизмов и деформационно-петрологиче­ских моделей эти проблемы стали решаться только в 90 г.г. сразу в нескольких исследовательских группах. Это работы Тобиша с соавторами о транстенсивных магмоподводящих каналах в зонах косой субдукции (Tobish, Gruden, 1995; Tobish et al., 1993, и др.), исследования Тикова и Тесье о возможном использовании для внедрения крупных магматических масс свободных перекрытий крупномасштабных Р-сколов (Tikoff, Teisier, 1992), работы по механизмам внедрения разномасштабных интрузивных тел в сколовые зоны и их связям с поверхностными присдвиговыми структурами (Тевелев и др., 1995, 1996 а,б и др.), детальные исследования геохимии коллизионных вулканитов (Demina, Koronovsky et al., 1995, Koronovsky et al., 1997), исследования динамики становления основных-ультраосновных массивов в континентальных рифт - трансформных системах и связях их строения с деформационным режимом развития их магматических камер (Quick, Denlinger, 1994, Quick et al., 1994, Tevelev, Grokhovskaya, 1995, 1996 и др.), а также работы по эволюции деформаций в присдвиговых магматических камерах (Tommasi, et al., 1994, Хиари, Тевелев, 1997, и др.).

Модели развития присдвиговых магматических камер

В моделях развития присдвиговых магматических камер выстраивается весь эволюционный путь магматических тел - от мобилизации расплава в источнике до постмагматических петрологических и структурных преобразований. Очевидно, что прежде, чем расплав будет сегрегирован из рестита и выведен из источника, должны существовать и соответствующие силы, управлющие движением расплава, и место, куда расплав может двигаться (Sawyer, 1994).
Континентальная кора анизотропна и, в большинстве случаев подвергается девиаторным напряжениям во время плавления. В этих условиях сегрегация расплава начинается с формирования взаимосвязан­ной объемной сети расплавных каналов, так что источник становится проницаемым. Расплав направляется, при градиенте давления, из рестита в сторону дилатантных областей, расположенных вполне определенным образом в самом источнике и окружающей его области, испытывающей сдвиго-раздвиговую деформацию. Источник непрерывно дрениру­ется от расплава, и, вероятно, не содержит расплава более того, что требуется для сохранения проницаемости (<5 %). Похоже, что источник оста­ется однородным и пластичным даже при больших степенях парциального плавления. Последовательные выплавки, происходящие из одного и того же источника, показывают прогрессивное увеличение степени частичного плавления. Необходимы особые условия быстрого пла­вления (или отсутствие пороговых напряжений) для того, чтобы в континентальной коре расплав смог накопиться в источнике до такой степени (более 26 объемных % ), что начнет разру­шаться твердый матрикс и может возникнуть магматический диапиризм (Sawyer, 1994)

Предполагается (Tevelev, Grokhovskaya, 1995), что 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 (Wernike, 1985). Граница вязкого и хрупкого деформационного поведения пород является корневой зоной листрических сбросов, ограничивающих приповерхностные структуры растяжения (рис.2, слева). Мы полагаем, что стандартная геометрия листрических сбросов вблизи указанной реологической границы такова, что при раздвижении ограниченных разрывами блоков здесь постоянно должны образовываться воронкообразные в разрезе 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 (рис., 1); переход от первой стадии дайкообразного массива к объемным телам характерен для самых различных по составу интрузивных комплексов и, по структурным признакам, связывается с понижением давлений в раме магматической камеры (Fowler, 1994). 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 (рис.2, 2-3). Магматическая камера в этой модели рассматривается как глубинный аналог пулл-апарта

Синкинематические деформации

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). Магматические комплексы с двумя и более инициальными магматическими центрами являются, вероятно, результатом слияния сопряженных присдвиговых структур, аналогично двух- или многоцентровым пулл-апартам. Заполнение магматической камеры связывается не столько с гидростатическим всплыванием, сколько с активным ритмичным всасыванием порового расплава в область пониженных давлений расширяющейся магматической камеры, синхронным ритмике процесса растяжения. 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. Как и в аналогичных приповерхностных структурах, обычно это приводит к смене локальных обстановок растяжения на обстановки сжатия и развитию соответствующих деформационных парагенезов.

Типичные деформационные образования и парагенезы (как магматические, так и постмагматические), развитые в присдвиговых гранитных массивах, были описаны А.Томасси с соавторами на примере гранитоидов Дом Филичиано (Южная Бразилия) панафриканского возраста (Tommasi, et al., 1994), которые двумя последовательными фазами были внедрены в крупную сдвиговую зону, параллельную орогенному поясу. Микроструктуры показывают, что эти гранитоиды испытали прогрессивную деформацию по мере эволюции от жидкого до твердого состояния в условиях уменьшающейся температуры.
Магматическая деформация определяется сосуществованием равновесных калиевого полевого шпата, плагиоклаза, слюд и/или турмалина с недеформированным кварцем. Субмагматические деформации характеризуется такими особенностями, как трещины, изгибы таблитчатых минералов, или реакциями замещения, затрагивающими только ранние кристаллизованные фазы. Высокотемпературные деформации уже твердых тел характеризуются интенсивными миграциями границ зерен в кварце, замещением мирмекитовым калиевым полевым шпатом и динамической перекристаллизацией как калиевого полевого шпата, так и плагиоклаза. Финальная низкотемпературная деформация характеризуется замещением полевого шпата слюдами.
Предполагается, что во многих сдвиговых зонах синкинематические магматиты компенсируют большую часть деформаций. Важно отметить, что само по себе внедрение магмы в зону крупномасштабного сдвига глубоко меняет реологическое поведение континентальной коры. Оно запускает существенное термомеханическое размягчение (ослабле­ние) разломной зоны, которое может существовать достаточно долго для того, чтобы аккомодировать крупномасштабные смещения (Tommasi, et al., 1994). Поэтому тесная связь деформаций и синкинематического магматизма вероятно представляет важный фактор, контролирующий механическое поведение континентальной коры в различных геодинамических обстановках