Средне-палеозойское развитие Урало-Казахстанской складчатой системы

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 пулл-апартового 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.