Тектонические и тектонофизические условия образования малых интрузий II
На многочисленных примерах М.Б.Бородаевской была подтверждена схема В.С.Коптева-Дворникова и О.С.Полквой о двух разновременных группах жильных пород: первого (аплиты, аплитовидные и порфировидные жильные граниты и пегматиты) и второго (дайки диоритовых порфиритов, спессартитов) этапов, рассматриваемых как производные глубинных частей тех же магматических очагов. Все это указывает на то, что жизнь глубинных частей магматического очага не заканчивается с застыванием легкоплавких кремнекислых его дериватов в верхних частях интрузивных тел. М.Б.Бородаевской подчеркивались флюидонасыщенность отдельных частей малых интрузий и наличие автомагматических брекчий. Важным наблюдением было практически повсеместное сопровождение малых интрузий дайками во вмещающих породах, трактуемое как свидетельство трещинообразования в доинтрузивное и одновременное с интрузиями время, а также важная рудолокализующая роль этих структур.
Все петрогенетические и структурные черты малых интрузий и сопровождающих их даек, выявленные и описанные М.Б.Бородаевской, могут быть использованы для разработки концепции магматизма, первоначальной основой которого являются очаги базальтоидных магм. Если учесть, что М.Б.Бородаевская, как и Ю.А.Билибин, весьма широко понимала термин "малая интрузия", далеко выходящий за рамки образований комплекса самостоятельных малых интрузий, то даже с позиций связи колчеданообразования с вулканизмом можно считать приемлемой формулировку: "Медно-колчеданное оруденение находится в парагенетической связи с малыми интрузиями субвулканической и гиповулканической фаций глубинности, входящими в дифференцированные формации: контрастно-дифференцированную липарит-базальтовую и последовательно дифференцированную базальт-андезит-дацит-липаритовую". Этот вывод можно распространить и на магматические тела, формирующиеся в связи с базальтоидными очагами на ранней, рифтогенной, стадии развития подвижных поясов (трактуемых в качестве терригенно-сланцевых авгеосинклиналей), с которыми связано образование гидротермально-осадочных колчеданно-полиметаллических месторождений. В том же широком понимании малых интрузий как небольших по размеру интрузивных тел ограниченной глубинности становления можно рассматривать ядра рециклинговых гидротермальных систем.
Рассмотрим проблему формирования малых интрузий с более общих тектонических и тектонофизических позиций.
Тектонофизические условия зарождения базальтоидных очагов и развития связанных с ними малых интрузий разного состава. Одним из важных параметров геологических систем являются их размеры. Как было отмечено выше, размерные параметры малых интрузий четко не оговаривались. При обсуждении проблемы использовались лишь термины "батолиты", "крупные интрузий", "малые интрузий", "дайки". Разграничение между понятием "батолит" и "крупная интрузия" можно принять согласно предложению, сделанному Батолитовой комиссией (США, 1932 г.), специально занимавшейся этим вопросом: батолитом предложено называть массивы, диаметр которых превышает 20 миль (32 км). Это предложение, сделанное на основе эмпирических обобщений, удивительно соответствует другим эмпирическим и генетическим выводам автора относительно формирования очаговых структур: магматогенно-рудные узлы, иначе очаговые и надочаговые структуры, а также крупные базальтоидные вулканы часто размещаются через шаг, кратный приблизительно 30 км. Генетически это явление обусловлено волновой природой зарождения адвективных ячеек в обстановке плотностной инверсии при вязкости всплывающего вещества порядка 10^14 пуаз, т.е. в субсолидусном состоянии, предваряющем выплавление базальтоидных магм (для сравнения, вязкость льда около 10^13 пуаз).Таким образом, массивы магматических пород, существенно превышающие 30 км, могут представлять собой либо слияние образований над несколькими смежными базальтоидными очагами, либо не иметь к ним отношения, как например крупные батолиты метасоматических гранитов.
Поясним тектонофизическую сущность зарождения базальтоидного магматического очага и связанных с ним частных магматических тел более кислого состава. Так как скорость кондуктивного теплопереноса существенно уступает скорости конвективного переноса, то наиболее вероятными и геологически более обоснованными считаются модели зарождения магм за счет декомпрессии и конвективного переноса. Конвекция может быть ограниченной по фазе, т.е. лишь частичным всплыванием вещества с распространением его в стороны (или без) при компенсационном погружении окружающей среды. Такое явление В.В.Белоусов предложил называть адвекцией. Адвекция глубинных масс большой плотности неизбежно сопровождается декомпрессией.
В связи с тем что кривые солидуса магм на графиках давление - температура далеко отстоят от геотермы древних континентов и адиабатической температуры в литосферной части мантии и сближаются лишь на больших глубинах, при декомпрессии эти кривые сближаются, в первую очередь, на глубинах симатических слоев Земли. Поэтому именно в глубинных симатических слоях формируется астеносфера, адвективные поднятия которой и зарождающиеся магмы формируют фрактальную систему, состоящую из все более мелких по размерам, расположенных одни над другими поднятий (диапиров), обладающих все меньшей вязкостью. Поднятия с поперечником 50-150 км (III размерный порядок) развиваются при вязкости около 10^17-10^18 пуаз, 10-30 км (IV порядок) - 10^14 пуаз, I-3, 5 км (V порядок) - 10^11-10^12 пуаз, 0, 1-0, 3 км (VI порядок) - 10^8-10^9 пуаз и менее. Эти ориентировочные параметры получены путем расчета условий подобия конвекции.
С учетом того что коэффициенты температуропроводности пород весьма близки, при сходном разуплотнении в подобных процессах (равенстве чисел Рэлея) уменьшение вязкости на три порядка должно сопровождаться уменьшением размерного параметра (мощности, линейного размера волнового осложнения поверхности) на один порядок. Этот вывод подтверждается тем, что если от вязкости 10^20 пуаз, присущей астеносферным линзам под структурами типа окраинных морей поперечником 1-2 тыс. км (II размерный порядок), экстраполировать вязкость для более мелких систем (III, IV до V порядка, т.е. до размера кремнекислых экструзивных куполов или штоков поперечником 1-3, 5 км), то получим вязкость 10^11-10^12 пуаз, присущую обсидиану при Т 800-1000шС, риолиту при Т 800шС во время извержения вулкана Трайдент на Аляске в 1953 г. (данные Е.В.Артюшкова, Х.Рамберга, Г.Макдоналда). Расчеты сделаны для условий, при которых вязкость перекрывающего слоя не более чем в 100 раз превышает вязкость адвектирующего слоя.
В связи с тем что зарождение базальтоидных магматических очагов начинается в практически твердой среде, на ранних фазах развития их размещение не определяется разрывной тектоникой, равно как и хрупкостью или пластичностью вмещающей среды. Поэтому тезис, что "самостоятельные" малые интрузии "проявляются всегда в обстановке более или менее значительной консолидации геологических структур, когда магма получает доступ в верхние слои литосферы по системам глубоких расколов", вероятно, не является обязательным условием.
Отсутствие сквозных разломов на начальных этапах развития магматических очагов, очевидно, - одно из благоприятных, если не необходимых, условий для выплавления в верхней части очагов магм сиалического состава, обладающих пониженной плотностью, а потому повышенным стремлением к адвекции. Именно с такого рода выплавлением можно связать большие объемы гранитоидных магм, ассоциирующих с базальтоидными, учитывая малые объемы возможных непосредственных дифференциатов в последних. Если принять ориентировочные температуры базальтов на глубинах около 100 км, по координатам их ликвидуса, порядка 1460ш, температуры приповерхностных базальтов, например Гавайских вулканов, 1035-1190ш (Макдоналд, 1975), начало анатектического гранитообразования в пределах 665-740ш при давлении 2 кбар (Винклер, 1969), а теплоту кристаллизации "сухих" расплавов основного состава 70-100 кал/г, значительно превышающую теплоту кристаллизации водосодержащих кислых расплавов - 30-40 кал/г, при соизмеримых теплоемкостях 0, 25-0, 32 кал/г-град, то станет очевидным, что у первичных основных магм есть резерв для выплавления вторичных кислых из сиалической коры.
Вместе с тем, внедрение малых интрузий и сопровождающих их даек во многом определяется каркасом надочаговых радиальных и концентрических разрывов, а силлообразных тел - полостями надочагового отслаивания. При этом распределение магматических тел (пути движения и области локализации) во многом диктуется магматогенной тектоникой, при которой внедрение осуществляется путем адвекции и по синмагматическим разрывам. Зарождение радиально-концентрического каркаса в надочаговой области подчиняется полю напряжений при активном воздействии очага как мягкого штампа, исследованного М.В.Гзовским на моделях. Однако последующее перетекание (внедрение) магм резко меняет распределение активных усилий и направление перемещений блоков. Перетекание магмы из апикальной части очага в надочаговую область сопровождается просадками пород кровли, расчленением очага на камеры с разной гипсометрией кровли, что обеспечивает скопление наименее плотных флюидонасыщенных кремнекислых магм в приподнятых камерах. В результате может происходить практически одновременное извержение магм разного состава из разных камер.