Отчет 1998 года по гранту РФФИ 96-05-65519

– региональных структурно-геологических карт областей распространения сдвиговых магматических дуплексов (на основе авторских исследований и обобщения имеющихся материалов);

– геологических и структурно-геологических карт СМД (детальные геологические, структурно-геологические и геофизические карты СМД, главным образом, авторские или созданные с использованием материалов авторов проекта).

– данных детального анализа пород и минералов-индикаторов динамических обстановок формирования СМД (данные аналитического изучения минеральных фаз и минеральных ассоциаций, индицирующих особые – динамически неустойчивые, сингулярные – этапы развития магматических тел СМД, включая парагенезы из контактовых зон, критических зон, зон рудной минерализации и пр.; данные термобарометрии; схемы петрологической и скрытой расслоенности массивов);

Детальный структурно-геологический и петрологический анализ большого числа разновозрастных магматических тел, откартированных и изученных нами в различных регионах бывшего СССР (Балтийский щит, Центральный Казахстан, Южный Урал и др.), позволил нам прийти к заключению, что многие из них были сформированы в условиях транстенсивной тектоники и что их инициация, развитие и окончательное становление были связаны с функционированием разномасштабных сдвиговых зон. Хотя изученные разрывы сдвиговой кинематики, ассоциированные с магматическими комплексами, имели различную динамическую природу (континентальные трансформы, включенные в древние рифтовые системы Балтийского и Канадского щитов, соскладчатые и послескладчатые системы хрупких коровых сколов тельбесид Центрального Казахстана, транстенсивные области Палеоурала и др.), образовавшиеся тела обладают выраженным морфологическим и структурно-геологическим сходством. Мы считаем это следствием сходных режимов развития их магматических камер и взаимосвязанного структурного оформления глубинных и приповерхностных магматических комплексов. Выяснилось, что существуют разные пути структурно-вещественной эволюции присдвиговых образований. По аналогии с приповерхностными структурами, в качестве их общего названия мы используем предложенный Вудкоком термин “сдвиговый дуплекс” (Woodcock, 1986). Структурно-геологический анализ многочисленных дуплексов, содержащих магматические тела, убеждает нас, что последние развиваются только в условиях локального присдвигового растяжения.

Идея о возможной компенсации сдвиговых движений синкинематическими магматическими телами появилась достаточно давно. Так, А.И. Суворов в 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. Модель сосдвиговых компенсационных магматитов была предложена заново в 80-90 гг., когда всерьез, на уровне деформационных и петрологических механизмов, были поставлены вопросы связи геометрии и петрологии магматических тел с динамикой их рамы. Ее развитие оказалось важным по крайней мере в трех аспектах: а) понимание обстановок локализации и контроля плановой формы присдвиговых магматических тел, а также их динамических связей с поверхностными осадочными и вулканическими комплексами; б) естественное решение проблемы пространства для магматических массивов; в) признание роли деформационной составляющей в эволюции интрузивных тел, в т.ч. в контроле распределения полезных компонентов. Это работы о транстенсивных магмоподводящих каналах в зонах косой субдукции (Tobish, Gruden, 1995 и др.), исследования роли свободных перекрытий крупномасштабных Р-сколов во внедрении крупных магматических масс (Tikoff, Teisier, 1992), работы по механизмам внедрения разномасштабных интрузивных тел в сколовые зоны областей преимущественно чистого сдвига (Тевелев, Тевелев, 1996, 1997 и др.), исследования динамики становления основных-ультраосновных массивов в континентальных рифт-трансформных системах (Quick, Denlinger, 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.). Структурно-магматические образования, сформированные в условиях присдвигового растяжения, мы называем сдвиговыми магматическими дуплексами (СМД).

За отчетный период создана вполне современная компьютерная база данных по сдвиговым магматическим дуплексам. В первой части (база библиографии) она является оригинальной разработкой сотрудников кафедры исторической и региональной геологии геологического факультета МГУ (М.В. Коротаев и др.) и заполнена авторами проекта (содержит более 200 работ, относящихся к теме проекта), а во второй (петро- и геохимия магматических пород) – использует стандартное программное обеспечение (содержит более 4000 анализов по различным регионам Урало-Монгольского складчатого пояса). Пакет программ GEOCOLLECTION (оригинальная разработка) позволяет визуализировать и анализировать петро- и геохимические данные с помощью построения бинарных и тройных диаграмм, а также путем построения геологических колонок по разрезам вулканических толщ, расслоенных интрузивов и по скважинам.

– (M) магматические: (P) плутонические; (VP) вулкано-плутонические; (V) вулканические;

– (SM) осадочно-магматические: (SP) осадочно-плутонические; (SV) осадочно-вулканические; (SVP) осадочно-вулкано-плутонические.

Сдвиговые дуплексы типа М развиваются достаточно быстро. В один или несколько быстро сменяющихся этапов в участках присдвигового растяжения происходит формирование либо камер интрузивов с их магматическим заполнением (подтип Р), либо сквозных магмоподводящих зон, по которым магма извергается на поверхность (подтип V). В простейших случаях конструктивное развитие дуплекса на этом заканчивается. Примеры таких структур многочисленны среди палеозойских интрузивов, а также среди вулканических комплексов изученных регионов. При более длительном развитии зон присдвигового растяжения в областях активного магматизма возникают сложные вулкано-плутонические СМД (подтип VP), для которых характерно двухстадийное развитие: на начальной стадии формируется локальный вулканогенный прогиб, кинематически аналогичный пул-аппарту, а на заключительной образуется интрузив (также, как в чистом подтипе Р). Примеры структур подтипа VP имеются в пределах палеозойского вулканических поясов Урало-Казахстанского региона.

Наиболее сложно эволюционируют осадочно-магматические сдвиговые дуплексы (тип SM), а среди них – осадочно-вулкано-плутонические (подтип SVP). Их развитие происходит в 3 основных стадии: на начальной развивается локальный осадочный бассейн, близкий к пулл-аппарту; на средней стадии в пределах этого бассейна возникают вулканические постройки, а на заключительной формируются линейные плутоны, часто многофазные. Наиболее типичным представителем структур подтипа SVP является Толкудукская мульда с одноименным массивом в Северо-Западном Прибалхашье. Подтипы SP и SV являются частными случаями описанного подтипа с выпадением вулканического или плутонического элементов.

а) по соотношению длин сторон выделяются: продольно-линейные (длинная сторона структуры расположена по сдвигу, а короткая – по отрыву); изометричные (стороны примерно одинаковы по длине); поперечно-линейные (длинная сторона структуры расположена по отрыву, а короткая – по сдвигу). В первом случае амплитуда сдвигания существенно больше полосы сдвигания, а в последнем – существенно меньше.

б) по количеству отрывов, одновременно формирующихся в общей сдвиговой зоне выделяются: одинарные (простые) и множественные (рассеянные). Смысл разделения достаточно прозрачен, многочисленными примерами одинарных СМД являются отдельные крупные дайки, монофазные плутоны и линейные вулканы, а примерами множественных СМД – рои одновозрастных даек, участки ареального вулканизма с сетью мелких субпараллельных магмоподводящих зон.

в) по характеру зональности (для плутонических СМД) выделяются: симметричные (центробежные и центростремительные); асимметричные и смешанные. Под симметричными понимаются плутоны с зеркальным расположением пород разных фаз внедрения, причем ось симметрии оказывается параллельной отрывам. В массивах центробежного типа более поздние фазы внедряются по контактам застывших ранних фаз (Степнинский и Ялтырский плутоны на Ю. Урале), а в массивах центростремительного типа – по оси массивов, сформированных в раннюю фазу (по типу комплексов параллельных даек). Примерами последних могут служить поперечно-линейный СМД Джангельды и продольно-линейный СМД Сортуз (Ц. Казахстан), а также массивы Каменской группы (Ю. Урал). 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. В асимметричных плутонических СМД образования поздней фазы внедряются по одному из отрывов, что может быть связано с описанной ниже общей асимметрией развития СМД. Пример – Чернореченский массив (Ю. Урал). Смешанные СМД представлены сложно построенными многофазными плутонами, имеющими в структуре черты и симметрии, и асимметрии.

– формирующиеся в механической обстановке чистого сдвига;

– формирующиеся в механической обстановке простого сдвига.

– монохронные (короткоживужие, сформированные в течение одного импульса магматической деятельности);

– полихронные (долгоживущие, формировавшиеся в течение нескольких импульсов магматической деятельности или даже в течение нескольких этапов).

Средний этап (вулканический) – постепенное раскрытие сдвигового дуплекса (чаще всего, рассеянного типа) – приводит к прорыву расплава на поверхность и формированию локальной вулкано-тектонической депрессии. В приповерхностных "холодных" горизонтах с преимущественно хрупким деформационным поведением инициальные присдвиговые отрывы вскрывают магматические очаги, локализованные вблизи границы пород с хрупким и пластическим деформационным поведением, что может приводить к активной вулканической деятельности.

В заключительный этап (плутонический) присдвиговое раскрытие достигает более глубоких и, соответственно, более "горячих" уровней и локализуется в меньшем количестве конкретных зон; под мощной покрышкой вулканитов формируются плутонические массивы. Магматическое заполнение инициальных присдвиговых отрывов может длительное время оставаться жидким, причем 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 всего периода активного сдвигания, что может привести к возникновению многофазных плутонов гомодромного ряда.

(1) Степнинский монцонит-граносиенит-гранитный плутон (данные будут опубликованы в статье, сданной совместно с В.С. Поповым и В.И. Богатовым в журнал "Геология и Разведка"). Степнинский плутон (Ю. Урал) имеет плановую форму вытянутого и изогнутого овала размером примерно 30 на 15 км и четкое зональное строение: ядро его образовано монцонитами, монцодиоритами, кварцевыми монцодиоритами и кварцевыми сиенитами, которые прорваны дугообразными интрузивными залежами граносиенитов, биотит-амфиболовых и биотитовых гранитов. Почти замкнутое внешнее кольцо сложено самыми молодыми лейкогранитами. Все исследователи, которые изучали Степнинский плутон, отмечали обилие меланократовых включений в сиенитоидных и гранитоидных породах первого ритма (Ферштатер и др., 1975, 1994 и др.). Эти включения интепретировались как ксенолиты и останцы вмещающих пород. Наши наблюдения показали, что ксенолиты и останцы роговиков и скарнов действительно можно видеть в разных частях плутона, однако, большая часть меланократовых включений имеет иную природу и связана с сосуществованием жидких магматических расплавов, отвечающих по составу монцонитам и габбро, с одной стороны, и кварцевым сиенитам, граносиенитам и меланогранитам, с другой. В результате образуются характерные гетеротакситовые породы, состоящие из затвердевших темных струй базитового материала, перемежающихся с более светлыми сиенитоидами и гранитоидами. Базитовые струи, которые затвердевали раньше более кремнекислой матрицы, нередко распадались на отдельные более или менее изометричные включения. В целом, наблюдаемые гетеротакситовые текстуры несут все характерные признаки гибридных пород, возникших в результате смешения основных и кислых магм (Попов, 1984). О том же свидетельствуют и геохимические параметры, в частности, слабое уменьшение Fe/Mg отношения с ростом кремнекислотности ясно указывает на то, что рассматриваемый тренд действительно отражает смешение двух валовых составов, а не является результатом фракционирования магнезиальных минералов. Породы массива несут отчетливые признаки одновременного внедрения и механического смешения низкомагнезиальных базитов шошонитового типа, которые можно рассматривать как дифференциаты мантийных магм, и более кремнекислых кварцевых сиенитов, граносиенитов и меланогранитов, по всем признакам связанных с коровыми источниками. Смешение мантийных и коровых магм происходило как на путях подъема, так и в самих интрузивных камерах. Приведенные данные свидетельствуют о том, что в крупных сдвиговых зонах транстенсивные участки могут "проникать" весьма глубоко, инициировать проявления магматической деятельности на всю глубину литосферы и поддерживать достаточно долгоживущие интрузивные камеры, заполняемые разноглубинными расплавами (кинематическая модель развития плутона как СМД рассмотрена ниже).

Плутоны Каменской группы (данные Е.П. Щулькина, 1986 г., Ф.А. Пискунова 1966 г., а также наши) удивительно похожи друг на друга. Они вытянуты меридионально и имеют удлиненно-каплевидную форму с узким концом, направленным на юг. Размеры их также примерно одинаковы – 15-17 на 4-5 км. В этих многофазных массивах габбро, диориты и гранодиориты первых фаз внедрения располагаются, как правило, в периферических частях плутонов, а плагиограниты третьей фазы – в центральных.

Анализ общей геологической ситуации, структурных рисунков района расположения массивов Каменской группы и кинематики мезоструктур позволяет с большой степенью достоверности восстановить историю формирования этих плутонов. Они начали формироваться как сдвиговые магматические дуплексы в субмеридиональной зоне левосдвиговой кинематики в механических условиях простого сдвига. Косо к генеральному сдвигу была расположена серия сопряженных с ним крупных зон отрыва, совокупность которых можно рассматривать как множественный (рассеянный) дуплекс растяжения, только очень большой. Постепенное раскрытие этих зон отрыва привело к импульсному заполнению их магматическим расплавом и формированию серии поперечно-линейных, симметричных (центростремительного типа) плутонических СМД.

(2) Степнинская группа плутонов представлена массивами одноименного раннепермского плутонического комплекса и расположена в западной части Восточно-Уральского мегаблока, вблизи его границы с Магнитогорским мегаблоком (Степнинский, Ялтырский и др.). Эти плутоны внедрялись в участках локального присдвигового растяжения, которые развивались в механических условиях чистого сдвига на широтных отрезках сопряженных систем правосторонних сдвигов (сколов) СВ простирания и левосторонних сдвигов (сколов) СЗ простирания (динамическая обстановка субширотного сжатия). Один из наиболее интересных, но пока малоизвестный плутон этой группы – Ялтырский – имеет плановую форму субширотно вытянутого параллелограмма с боковыми сторонами СВ простирания, размеры 22 на 8 км и (подобно Степнинскому) зональное строение: в ядре плутона выходят габброиды, а большая часть его сложена монцонитоидами (с четкими признаками механического смешения магм), которые по южному и северному эндоконтактам прорваны гранитами. Анализ общей геологической ситуации, структурных рисунков района расположения плутона и кинематики мезоструктур позволяет построить модель его формирования. Ялтырский массив внедрялся в пределах широтной зоны присдвигового растяжения, приуроченной к крупному правостороннему сдвигу СВ простирания. Фазы смещения по этому сдвигу, видимо, отделялись друг от друга достаточно длительными перерывами, что определило формирование поперечно-линейного, симметричного СМД центробежного типа. Интересно, что с севера Ялтырский плутон контактирует с Астафьевской зоной смятия, сформированной здесь в раннем-среднем карбоне, когда сдвиг имел левостороннюю кинематику, а, следовательно, описываемая транстенсивная зона была транспрессивной. Для Степнинского плутона, строение которого описано выше, предполагается аналогичная модель формирования, но уже в пределах транстенсивной зоны, связанной с левосторонним сдвигом СЗ простирания. Особенностью этого массива является наличие большого количества пластинообразных блоков вмещающих пород, конформных контактам плутона, что вообще характерно для симметричных СМД центробежного типа, в которых внедрение каждой последующей фазы происходит на участках контактов пород предшествующих фаз внедрения с вмещающими образованиями.

Наиболее вероятным современным геодинамическим аналогом "Уральского палеоокеана" являются бассейны западной Пацифики (Вудларк, Манус, море Бисмарка) с большим количеством континентальных блоков и происходящими одновременно и относительно независимо процессами рифтинга и спрединга. Дальнейшее развитие такого рода областей может приводить к формированию встречных зон субдукции и, как следствие, к коллизии, в описываемом случае – к тельбесской коллизии, во многом определившей современную тектоническую зональность региона. Общая посттельбесская геодинамическая обстановка на Урало-Казахстанском континенте также определялась наличием встречных зон субдукции: "уральской", косо погружающейся под него с северо-запада на юго-восток и "казахстанской", падающей под него с юго-востока на северо-запад (в современных координатах). Относительно стабильный режим блоковых движений сопровождался неоднократной сменой знака движения в региональных структурных зонах, обусловленной полярными изменениями тектодинамических обстановок – от общего растяжения до общего сжатия. Предполагается, что это чередование отражало меняющееся во времени соотношение скорости общей конвергенции (коллизии) и скорости субдукции примерно так, как это описывается в модели Ройдена – Берчфила (Royden, Burchfiel, 1989). Следствием полярной смены тектодинамических обстановок явилась неоднократная смена знаков смещения по региональным сдвигам, что, в свою очередь, определило наблюдающиеся трансформации локальных присдвиговых транспрессивных зон в транстенсивные и наоборот.

В моделях сдвиговых магматических дуплексов выстраивается весь эволюционный путь магматических тел - от мобилизации расплава в источнике до постмагматических петрологических и структурных трансформаций (основные положения раздела будут доложены на XXXII тектоническом совещании в феврале 1999 г.).

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 (Тевелев, Тевелев, 1996; Tevelev, Grokhovskaya, 1995). Граница вязкого и хрупкого деформационного поведения пород является корневой зоной листрических сбросов, ограничивающих приповерхностные структуры растяжения. Стандартная геометрия листрических сбросов вблизи указанной реологической границы такова, что при раздвигании ограниченных разрывами блоков здесь постоянно должны образовываться почти плоские, "трамплинной" формы зоны зияния - потенциальные ловушки для проникающих в область пониженных давлений магматических расплавов. Первоначальное магматическое заполнение таких слабопрогретых ловушек, отвечающих корневым зонам листрических сбросов, формирует дайкообразные камеры, которые в дальнейшем эволюционирует в объемные тела, что (по структурным признакам) связывается с понижением давлений в раме магматической камеры (Fowler, 1994). В вулканических структурах постепенное опустошение камер сверху вниз приводит к возникновению антидромных вулканических серий и формированию вулкано-тектонических депрессий.

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), однако отмечаются и другие способы заполнения камеры (центробежный, центростремительный и пр.). Заполнение магматической камеры связывается с активным ритмичным всасыванием порового расплава в область пониженных давлений расширяющейся транстенсивной зоны, синхронным ритмике процесса растяжения. В кинематическом смысле такая камера аналогична пулл-апарту; ее эволюция приводит к формированию многофазного плутона гомодромного ряда. Структурный контроль развития взаимосвязанных пулл-апартов и магматических образований (вулканических центров, вулкано-тектонических депрессий и камер интрузивов) приводит к тому, что сдвиговые магматические дуплексы имеют в плане форму параллелограмма, в котором диагональные к растяжению границы представлены трансферными сдвигами, а перпендикулярные - отрывами, а также разрывными или пластическими сбросами.

3.8. Хотя сдвиговые магматические дуплексы как определенный и обособленный класс геологических образований изучался практически впервые, исследование разных аспектов их строения и тектонической эволюции имеет уже свою "современную историю" (если не считать упомянутой ранее работы А.И. Суворова, 1963): в первую очередь – это работы по сдвиговой тектонике, включающие теоретические и полевые исследования кинематики и динамики сдвигов (Holm, Norris, Craw, 1989; Wilcox, 1986; Christy-Blick et al., 1984 и мн. др.), тектонике и структурной эволюции присдвиговых бассейнов, в том числе пулл-апартов (Mann, Hampton et al.; 1983, tеn Brink, Ben-Avraham, 1993 и мн. др.), тектоническому развитию и динамике присдвиговых структур сжатия (Foster, Gleadow, Mortimer, 1994; Sutherland, 1994; Bazhenov, Burtman et al., 1993), обобщающие работы по теории сдвиговых дуплексов (Woodcock, 1986; Oldow, Bally et al., 1990; McBride, 1994 и др.), исследования динамических характеристик трансформных разломов особенно континентальных (Тевелев, 1990 и др.) и, наконец, исследования общих вопросов коровой аккреции в условиях транстенсивной тектоники (Richard, 1994, Molnar et al., 1994 и др.). Вместе с тем, работ, обобщающих изучаемое явление, не просматривается.

Руководитель проекта

Тевелев Ал.В.