Глава 2.2. Структурно-эволюционная модель развития сдвиговых магматических дуплексов
реклама
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.
