Средне-палеозойское развитие Урало-Казахстанской складчатой системы

ЧАСТЬ 2. МАГМАТИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОН ПРИСДВИГОВОГО РАСТЯЖЕНИЯ

Глава 2.1. Структуры зон присдвигового растяжения и сжатия Центрального Казахстана и Южного Урала Общие представления

Детальный структурно-геологический анализ условий формирования разновозрастных магматических тел, откартированных и изученных в большом количестве как в Центральном Казахстане, так и на Южном Урале, показал, что большинство из них были сформированы в условиях транстенсивной тектоники и что их инициация, развитие и окончательное становление были связаны с функционированием разномасштабных сдвиговых зон. В терминологии Вудкока [Woodcock, Fisher, 1986] присдвиговые транстенсивные и транспрессивные структурные ассоциации называются соответственно сдвиговыми дуплексами растяжения и сжатия. Структурно-магматические образования, сформированные в условиях присдвигового растяжения, мы называем сдвиговыми магматическими дуплексами (СМД) [Тевелев и др., 1995, 1996; Tevelev et al., 1995].

Идея о том, что сдвиговые движения могут компенсироваться синкинематическими магматическими телами появилась достаточно давно [Суворов, 1963], но модель формирования со-сдвиговых компенсационных магматитов была разработана в общих чертах позднее. Развитие модели оказалось важным по крайней мере в трех аспектах: (1) понимание обстановок локализации и контроля 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, в т.ч. в контроле распределения связанных с ними полезных ископаемых. Важнейшие направления исследований по этой теме отражены в работах: (1) о транстенсивных магмоподводящих каналах в зонах косой субдукции [Tobish, Gruden, 1995; McNulti et al., 1998 и др.]; (2) о механизмах внедрения разномасштабных интрузивных тел в сколовые зоны областей чистого сдвига [Tikoff, Teisier, 1992; Тевелев, Тевелев, 1996, 1997 и др.], а также областей простого сдвига [Tevelev et al., 2000; Тевелев, 2002 и др.]; (3) об эволюции деформаций в присдвиговых магматических камерах [Tommasi et al., 1994; Хиари, Тевелев, 1997; Тевелев, 2002 и др.], (4) о динамических условиях образования коллизионных вулканитов [Demina, Koronovsky et al., 1995; Koronovsky et al., 1997].

Развиваемая нами идея первоначально сформировалась при изучении позднепалеозойских магматических комплексов Северного и Северо-Западного Прибалхашья [Тевелев и др., 1995, 1996]. Детальное геологическое картирование различных объектов в пределах рассматриваемого региона, проведенное за последние 25 лет, показало, что смещения по разновозрастным позднепалеозойским диагональным разрывам включают средне- и малоамплитудную сдвиговую составляющую, что существует достаточно жесткая зависимость ориентировок разрывных нарушений и их кинематики: в северо-западных разрывах устанавливаются правосдвиговые смещения, а северо-восточных - левосдвиговые. Кроме того, была установлена корреляция между ориентировками структурных элементов и динамическими условиями их образования: зоны интенсивных дислокаций, фиксирующие условия сжатия, как правило, субширотны, а границы интрузивных фаз в пределах одного массива, пучки даек и цепочки палеовулканов, формирующиеся в условиях растяжения, чаще всего субмеридиональны.

Рис. 2-1. Простейшая модель формирования сдвиговых дуплексов растяжения в обстановке сжатия

Такая ситуация предоставляет возможность простой кинематической интерпретации развития структур Северного Прибалхашья. Позднепалеозойская структура этого региона развивалась в условиях относительно однородного поля напряжений с меридиональной ориентировкой оси главного сжатия и широтной - оси главного растяжения. По преимуществу хрупкое деформирование верхней коры сопровождалось формированием двух основных сдвиговых (сколовых) систем: северо-западной системы правых и северо-восточной системы левых сдвигов, а также комплементарной им сети локальных субмеридиональных структур растяжения и субширотных структур сжатия (рис. 2-1). Локальные структуры присдвигового сжатия и растяжения, в том числе структуры разных возрастных генераций, могут интерферировать самым различным образом.

Вместе с тем, правосторонние и левосторонние сдвиги на изученной территории распределены неравномерно, здесь отчетливо выделяются правосторонние и левосторонние домены, в пределах которых преимущественно развиты сдвиги одного направления смещения и, соответственно, одного простирания, что приводит к концентрации в этих доменах однотипных СМД. Практически повсеместно СМД сопровождаются синкинематичными транспрессивными структурами, чаще всего расположенными в пределах тех же доменов.

В простейшем случае структуры присдвигового растяжения имеют в плане форму параллелограмма, в котором границы диагональных ориентировок представлены трансферами (обычно косыми сдвигами), а субмеридиональные границы - отрывами, сбросами или флексурами.

Классификация сдвиговых магматических дуплексов

Материал, накопленный относительно сдвиговых дуплексов в Центральном Казахстане и на Южном Урале позволил составить классификацию сдвиговых магматических дуплексов по различным основаниям [Тевелев, Тевелев, 1999].

А. Типы СМД по продолжительности существования: 1) монохронные; 2) полихронные (формировавшиеся за несколько импульсов внедрения).

Б. Типы СМД по соотношению магматизма и осадочного процесса. Собственно магматические сдвиговые дуплексы (тип М) представлены почти исключительно магматическими образованиями: либо только интрузивами (класс Р), либо только вулканитами (класс V). При длительном развитии зон присдвигового растяжения возникают сложные вулкано-плутонические СМД (класс VP). Наиболее сложно устроены осадочно-магматические сдвиговые дуплексы (тип SM), а среди них - осадочно-вулкано-плутонические (класс SVP).

В. Морфологические типы СМД. Морфология сдвиговых магматических дуплексов очень разнообразна, хотя она и подчиняется нескольким общим геометрическим параметрам, которые в простых моделях зависят либо от соотношения сколов и отрывов, либо от угла изгиба сдвига. Морфологическая классификация СМД может быть проведена по нескольким основаниям (рис. 2-2, 2-3).

Рис. 2-2. Морфологическая классификация сдвиговых магматических дуплексов

По характеру зональности среди плутонических СМД выделяются: симметричные (центробежные и центростремительные); асимметричные и смешанные (рис. 2-4). Принципиальное различие в развитии этих типов СМД заключается, видимо, в том, что центростремительные развиваются более быстро, осевые части внедрившихся массивов не успевают окончательно застыть, и очередной отрыв возникает внутри массива. При формировании центробежных СМД повторные смещения по сдвигу происходят с существенным отставанием во времени, массив успевает застыть полностью и следующий отрыв возникает в зоне контактов массива с рамой.

Г. Типы СМД по отношению к механическим обстановкам: 1) формирующиеся в механической обстановке чистого сдвига; 2) формирующиеся в механической обстановке простого сдвига. Первые, как правило, имеют в плане более или менее равные противоположные стороны с четко выраженными сдвиговыми границами; вторые чаще имеют веерообразную, каплевидную форму и прижаты к генеральному сдвигу в виде кулис.

Д. Экзотические типы сдвиговых магматических дуплексов

Кроме описанных СМД, хорошо интерпретирующихся в рамках классических представлений о сдвиговых зонах, существуют магматические структуры с нестандартной геометрией: (1) круглые, (2) секторные, (3) сетевидные.

Круглые магматические структуры. Существует некоторое количество совершенно круглых массивов, внедрившихся в обстановке транспрессии. Способ их формирования пока остается неясным. Кинематические аналоги таких круглых массивов существуют в осадочных пулл-апартах [Mann et al., 1983].

Секторные магматические структуры плановыми очертаниями напоминают равнобедренный треугольник или сектор. Они могут образовываться по крайней мере тремя способами (рис. 2-5).

Сетевидные магматические структуры формируются по системе сопряженных отрывов, в результате чего образуют в плане "крупноячеистую сеть" (рис. 2-6А). Такая структура может быть объяснена общим хрупким (рафтовым) растяжением коры, при котором возможно раскрытие взаимно перпендикулярных трещин отрыва (рис. 2-6Б). Растяжение может быть инициировано расположением данного участка над горячей точкой.

Структуры присдвигового растяжения участка весьма разнообразны (рис. 2-7). Наиболее простой из них является линейный интрузив Каратас (1), который представляет собой мощную (до 300 м) субмеридиональную дайку гранит-порфиров протяженностью 5 километров. Оба торца дайки ограничены разрывами запад-северо-западного простирания, а в середине она "смещена" таким же разрывом, имеющим вид левого сдвига, который не прослеживается, однако, за ее пределы. Раскрытие магматической камеры дайки Каратас происходило в зоне растяжения, приуроченной к субмеридиональному отрезку правого сдвига северо-западного простирания и структурно реализованной как сдвиговый дуплекс растяжения с магматическим заполнением. Амплитуда сдвига составляла 400 м.

Интрузив Тасарал (2) представляет собой совокупность сближенных, плотно прилегающих друг к другу даек гранит-порфиров по меньшей мере четырех возрастных генераций, общей мощностью до 1 км и протяженностью до 15 км. Простирание тела - северо-северо-западное, на обоих концах плавно переходящее в запад-северо-западное. На изгибах интрузив расщепляется в серию выклинивающихся даек, образующих "конские хвосты". Интрузив Тасарал формировался в условиях растяжения на субмеридиональном изгибе правого сдвига северо-западного простирания путем пульсационного заполнения дискретно расширяющейся магматической камеры. В структурном смысле этот дуплекс - кинематический аналог комплекса параллельных даек. Амплитуда сдвига до 1000 м.

Дайковый пояс Белькудук (3) представлен серией гранит-порфировых даек нескольких возрастных генераций, прорывающих граниты Южно-Шокшанского массива позднедевонского возраста. Мощности отдельных даек изменяются от 1-2 до 15-20 метров, а суммарная достигает 200-300 метров. Пояс имеет генеральное северо-северо-западное простирание, на северном и южном концах плавно переходящее в запад-северо-западное, на котором дайки и выклиниваются. Дайки разделены скринами вмещающих гранитов более мощными, чем дайки. Общий контур поля распространения даек имеет в плане форму параллелограмма с северо-северо-западным простиранием длинной стороны и запад-северо-западным - короткой.

По нашим представлениям, дайковый пояс Белькудук сформировался в условиях присдвигового растяжения и пульсационного заполнения серии локальных отрывов, возникших в субмеридиональной "зоне перехвата" при развитии кулисообразного правого запад-северо-западного сдвига амплитудой 300-400 м.

Диорит-гранодиорит-гранитные массивы кокдомбакского комплекса Сортуз (4) и Кендыкты (5) расположены в южной части района. Они прорывают вулканогенно-терригенные комплексы фундамента. Массив Сортуз имеет четко выраженное северо-восточное простирание (длина около 8 км, ширина от 0,6 до 1,5 км). Породы разных фаз внедрения сменяют друг друга по простиранию интрузива. Так диориты первой фазы сосредоточены в центральной части массива, гранодиориты второй фазы - в юго-западной, граниты третьей - в северо-восточной. Массив Кендыкты в первом приближении имеет в плане форму параллелограмма с субмеридиональной и северо-восточной ориентировкой сторон. Он сложен преимущественно диоритами, гранодиориты локализованы в центральной части массива, а небольшие тела гранитов откартированы по юго-западному контакту интрузива. Устанавливается, что формирование описанных интрузивов происходило в пульсационно раскрывающихся зонах присдвигового растяжения, комплементарных левым сдвигам северо-восточного простирания. Для этого времени выделяется южный домен, в котором эти сдвиги преобладали.

Неплюевский участок расположен в центральной зоне Восточно-Уральского мегаблока. В пределах участка находится Неплюевский гранитоидный массив, который прорывает рымникскую свиту раннего ордовика. Он имеет в плане форму косого параллелограмма с длинными сторонами (18-20 км) северо-западного простирания и короткими (12-14 км) - широтного (рис. 2-8А).

Гранитоиды имеют четкие рвущие контакты, часто содержат ксенолиты вмещающих пород. Вместе с тем, вдоль субмеридиональных границ массива почти повсеместно наблюдаются зоны рассланцевания как в самих гранитоидах, так и в породах рамы. Широтные контакты, напротив, нормально интрузивные. В строении массива участвуют гранитоиды нескольких фаз внедрения. Расположение тел различных фаз внутри массива также широтное - контакты между гранодиоритами 2 фазы и гранитами 3 фазы простираются от западного до восточного контактов массива, который в целом имеет общие для всех фаз субмеридиональные ограничения.

По предложенной модели (рис. 2-8Б) Неплюевский массив формировался в качестве сдвигового магматического дуплекса в зоне локального растяжения, связанной с кулисно расположенными левыми сдвигами северо-северо-западного простирания. Ширина зоны перехвата составляет около 10 км, а общая амплитуда смещения - до 20 км. Неплюевский сдвиговый магматический дуплекс можно классифицировать как продольно-линейный, полихронный, близкий к симметричному, центробежный. Полученные в самое последнее время Rb-Sr датировки трех фаз внедрения Неплюевского плутона [Попов, Тевелев и др., 2003] позволяют оценить время между импульсами внедрения, а, соответственно - между импульсами сдвигания: гранодиориты 2 фазы - 345,7; граниты 3 фазы - 341,65; лейкограниты 4 фазы - 340,3. Таким образом, если говорить об интервалах между датированными фазами внедрения, то между первой и второй промежуток большой (4 млн. лет), а между второй и третьей - небольшой (1,35 млн. лет). Если учесть, что начальная фаза внедрения не датирована, то можно с уверенностью говорить об общей продолжительности формирования крупного многофазного плутона в 6-7 млн. лет. При общей амплитуде сдвига 20 км средняя скорость смещения составляла примерно 0,3-0,4 см в год, что соответствует скоростям смещения по современным континентальным сдвиговым зонам.

Джангельдинский участок. Джангельдинский участок расположен в юго-восточной части Жаман-Сарысуйского мегаблока, его ядром является одноименный плутон, который вытянут в субмеридиональном направлении на 25 км при ширине 5-6 км (рис. 2-9). Джангельдинский массив прорывает силурийские терригенные отложения. Он сложен породами трех фаз внедрения: 1 - мелкозернистые диориты, габбродиориты; 2 - гранодиориты и 3 - крупно-среднезернистые слабопорфировидные граниты, слагающие центральную часть массива.

Контакты массива, как правило, тектонические. Местами вдоль них отмечаются зоны бластомилонитов, участки рассланцевания. По нашей модели (рис. 2-10) формирование Джангельдинского массива происходило в условиях субмеридионального сжатия и развития кулисной системы левосторонних сдвигов северо-восточного простирания. Этот СМД представляет собой неординарный случай, поскольку протяженность "зоны перехвата" между частными сдвигами составляет почти 25 км. Импульсное внедрение интрузивных пород происходило по отрыву, комплементарному сдвигам. В первую фазу произошло внедрение мелких тел габброидов, во вторую фазу (амплитуда сдвига 3-5 км) - основного тела гранодиоритов. Следующий тектонический импульс (амплитуда 1-2 км) последовал, видимо, достаточно быстро, поскольку вторичный отрыв возник уже внутри массива и граниты внедрялись вдоль его оси. Это типичный поперечно-линейный, полихронный, симметричный, центростремительный СМД.

Каменский участок. Каменский участок расположен в восточном борту Восточно-Уральского мегаблока, на его границе с Копейской шовной зоной, в бассейне р. Уй (рис. 11). Геологическаяситуация здесь в принципе довольно однообразная: вулканиты шошонит-латитовой формации позднего девона и терригенные толщи турнейского возраста прорваны четырьмя массивами габбро-тоналит-плагиогра-нитового кособродского плутоническо-го комплекса (Каменская группа массивов): Кособродским, Каменским, Новоук-раинским и Редутовским. Массивы Ка-менской группы удивтельно похожи друг на друга: они вытянуты меридионально и имеют удлиненно-каплевидную форму с узким концом, направлен-ным на юг. Размеры массивов 15-17 x 4-5 км.

	Рис. 2-11. Схема строения массивов Камен-ской группы: Кособродского (А), Каменского (Б), Новоукраинского (В), Редутовского (Г). 1 - плагиограниты; 2 - разгнейсованные плагиограниты; 3 - тоналиты, гранодиориты; 4 - габбро, габбродиориты; 5 - тектонически перемешанные габброиды и тоналиты; 6 - интрузивные контакты; 7 - границы тектонизированных разностей; 8 - разрывы.
	Рис. 2-12. Кинематическая модель формирования СМД Каменской группы (классификационный тип: поперечно-линейный, полихронный, симметричный, центростремительный) 1 - габброиды; 2 - гранодиориты; 3 - плагиограниты; 4 - направление перемещения блоков при раскрытии СМД, 5 - направление перемещения блоков при тектонизации массивов. А - 1 фаза, внедрение габброидов по начальному отрыву; Б - 2 фаза, внедрение гранодиоритов по отрыву внутри тела габброидов; В - 3 фаза, внедрение плагиогранитов по отрыву внутри тела гранодиоритов. Г - Смена направления смещения по генеральному сдвигу, тектонизация массивов

Все они под острым углом прижаты к Копейской сдвиговой шовной зоне. В этих массивах габбро и диориты первых фаз внедрения расположены в периферических частях, а плагиограниты третьей фазы - в центральных, т.е. они имеют "центростремительное" строение. Анализ общей геологической ситуации, деформационных обстановок и кинематики мезоструктур внутри и в обрамлении массивов показывает, что внедрение гранитоидов связано с левосторонними сдвиговыми движениями по Копейской шовной зоне, при которых в более жестком Восточно-Уральском мегаблоке возникали меридиональные зоны углового раскрытия, импульсно заполняемые магматическим расплавом (рис. 2-12). Вероятно, фазы внедрения сменяли друг друга быстро и очередные зоны отрывов (и порции внедрения) проходили внутри предшествующих. Последующая тектонизация массивов связана, с изменением направления смещения по генеральному сдвигу и вызванной этим трансформацией транстенсивных присдвиговых зон в транспрессивные. Наиболее интенсивно тектонизированы эндоконтактовые части плутонов: породы рассланцованы, местами - гнейсированы. Зоны контактов пород различных фаз внедрения (т.е. пород с различными реологическими свойствами) оказываются и наиболее рассланцованными. Ядра плутонов обычно представлены нетектонизированными, массивными плагиогранитами.