Магматизм как явление конденсации-кристаллизации трансмантийного флюидного потока

Аналогичные тренды силификации с усложнением структурных мотивов силикатов, приводящих к выделению в системе кислорода, приведены А.А.Годовиковым [14, с. 277]: «Общие закономерности образования силикатов... находятся в полном соответствии с их кристаллохимическими особенностями и, в частности, со степенью поликонденсации ^Ю4]^4--тетраэдров, определяющей последовательность смены одних минералов другими по мере развития того или иного процесса. Поликонденсацию ^Ю4]^4-тетраэдров схематически можно представить как результат силификации, т.е. реакции присоединения кремнезема или гидролиза, т.е. реакции взаимодействия с Н - (Н2О) или отщепления О^2-.» Автором приведены примеры реакций силификации: 3^Ю4]^4- - ^Ю2] ^ 2^Ь0т]^6-, 2^Ь0т]^4- - 2[Й02] ^ 3[Й20б]^4-, ^20т]^б- - 2[Si02] ^ [Si40п]^б-, ^40„]^б- - 2[Si02] ^ 3[SІ205]^2-; гидролиза: 2^Ю4]^4- - 2Н - ^ [SІ207]^б- - Н2О и др.; отщепления О^2-: ^мОп]⁶^ 2[SІ205]^2- - О²и др., отражающих последовательность кристаллизации оливин ^ пироксен ^ амфибол ^ слюда по мере поступления в систему кремнезема, в каждой из которой происходит отщепление (высвобождение) кислорода, а в присутствии водорода - образование (ОН)и в длительном тренде Н₂О. А.А.Годовиков подчеркивает, что «появление дополнительных анионов 0^2-, ОН^-, обеспечивающих необходимое катионное окружение... особенно существенно для многовалентных катионов типа А1^{3 -} , Fe^{3 -} и тем более Т^ ^- , 2Г⁴⁴, №^{5 -} ...».

Подчеркнем, что силификация, поликонденсация протекает «по мере поступления в систему кремнезема». Магматические структуры ультраосновных пород указывают на последовательность кристаллизации: оливин ранний, пироксен более поздний, но при этом нет признаков замещения первого вторым. Это значит, что Si04-тетраэдр (ни кремний, ни кислород) оливина не участвует в построении пироксена. Отсюда, если речь идет о замкнутой системе, т.е. кристаллизации порции расплава, возникает проблема реализации вышеприведенных схем «прогрессирующей силификации», необходим процесс привноса, «увеличивающий количества Si02» в системе. В порции расплава исходное количество кремнезема фиксировано, можно говорить только об относительном его увеличении. Однако «кристаллизационная дифференциация» не решает эту неувязку - в её модели для природных систем возникает проблема комплементарности вулканических серий, здесь источником кремнезема может быть «освобождающася от неудобных атомов Mg (Fe) тетраэдрическая масса» [1]. Но последнее означает разложение оливина. Тогда в цепочке оливин ^ пироксен ^ амфибол (биотит) должны иметь место реакционные взаимоотношения, и отражены в структуре горных пород. Но структуры магматических пород указывает не на реакционные взаимоотношения ранних и поздних минералов, а на порядок кристаллизации: более поздние породообразующие минералы приспосабливаются к более ранним, более идиоморфным минералам, выполняют пространство между ними, для кристаллизации амфиболов остаются только интерстиции. Ветви вилки Боуэна, будучи временными последовательностями, являются порядками кристаллизации, а не реакционными рядами, не рядами разложения и замещения.

Привнос в систему кремнезема является причиной поликонденсации, что в свою очередь запускает кристаллохимический процесс высвобождения кислорода, увеличения в системе его концентрации (активности, фугитивности, потенциала). Длительный тренд конденсации-кристаллизации создает О2-тренд: в концентрационном тренде магма эволюционирует в сторону литофильных составов, параллельно возникает окислительный тренд эволюции магмы и формирования «трансмагматиче ско го » флюида. Отсюда понятно появление в длительном тренде Fe^{3 -} , А1^{3 -} , Т^ - и других высокозарядных катионов, соответственно, образование при высоких температурах поздних авгита, эгирина, титаномагнетита, а при появлении гидроксила образуются роговые обманки и тетраферрибиотит. Т.о. роговая обманка, как на это указывал Н.В.Белов, появляется как закономерное структурное преобразование пироксенового мотива и появления Fe^{3 -} (и ОН^-), т.е. как следствие 02тренда конденсации. Кислородный тренд - это процесс кристаллохимического перераспределения привнесенного кремнеземом кислорода в системе конденсирующейся-кристаллизующейся магмы, важнейшим породоминералообразующим следствием которого является образование (ОН)^--иона, высоковалентных катионов (в первую очередь А1^{3 -} , Fe^{3 -} , Т^ - ), СО2, соответственно, образование (при этом позднее) авгита, эгирина, роговой обманки, слюд, карбонатов, в конечном итоге щелочных агпаитовых пород и карбонатитов, насыщенных высокозарядными элементами, а также алмазоносных кимберлитов.

А.Г.Гончаров [17] методом мессбауэровской спектроскопии выполнил оценку содержания Fe^{3 -} в структуре породообразующих минералов мантийных ксенолитов трубки Удачная. Установлено, что в оливинах почти отсутствует Fe^{3 -} , в редких случаях его доля ^е³ - /^е) достигает 1-3%, в ортопироксенах - не более 56%, в гранатах, шпинелях и клинопироксенах - 4-12%. Здесь отражена явная корреляция увеличения /0₂ с трендом кристаллизации оливин ^ ортопироксен ^ клинопироксен, гранат, шпинель. Рисунок 4а (линия 1) [17, с. 12] иллюстрирует увеличение /02 в тренде гранат ^ шпинель от -4 до - 1 лог. ед., при этом при давлении 2 ГПа и фугитивности кислорода -1 лог. ед. и выше происходит не только синтез СО2, но и переход его в газовую фазу. Это означает, что в самом процессе магмообразования в колонне конденсации при указанных величинах давления и /О2 появляется возможность нуклеации алмаза по кавитационному механизму Э.М.Галимова [12]. Оценочный критерий коренной алмазоносности площадей - изопахита гранитного слоя 20 км и выше [3] - получает теоретическое оправдание: в колонне конденсации магмы при мощности перекрывающих гранитов не менее 20 км в длительном тренде конденсации будет зарождаться алмаз. Н.В.Соболев [27] отмечал исключительно широкое распространение лерцолитов среди ксенолитов ультрабазитов в кимберлитах. Дж.Доусон [19] указывал, что высокие количества несовместимых химических элементов ^Ь, Ва, К, Б, СО2, Р2О5) присутствуют именно в основной массе кимберлитов, и выделял данный факт как проблему «источника» кимберлитовых расплавов. Первоначально в качестве последнего он рассматривал флогопитсодержащий гранатовый лерцолит, затем с учетом работ P.J.Willie (1979), D.H.Eggler, R.F.Wendlandt (1979) - флогопит-карбонатгранатовый лерцолит. Уточним: алмаз содержащий флогопит-карбонат-гранатовый лерцолит, основная масса породы, высокие количества несовместимых химических элементов в последней - продукты длительного концентрационного, барического и О2-трендов, а кимберлит является серпентинизированным (в мантии) флогопит-карбонат-гранатовым лерцолитом, протрузивно (диапировый процесс по В.И.Михеенко [26]) внедренным в кору. Здесь также очевидна проблема прогноза алмазоносности по минералогическим критериям, связанная с разбросом содержаний Cr, Al, Ca в парагенетических алмазу минералах, рассмотренную Н.В.Соболевым [27]: высокохромистые пиропы, диопсиды, шпинели всегда присутствуют в алмазоносных кимберлитах, но их присутствие в кимберлитах необязательно сопровождается наличием алмаза. Высокая хромистость указанных минералов - это реализация максимального барического тренда, отсутствие при этом алмаза - результат укороченного тренда конденсации, редуцированного О2-тренда, не дошедшего до синтеза СО2.

Магмообразование. Процесс магмообразования - процесс конденсационно-кристаллизационный во времени и барический по разрезу колонны, его эволюция - явление концентрационное: по мере роста концентрации химических элементов, привносимых ТМФП, состав магмы изменяется от ультраосновной до кислой, с минералообразованием во времени и в разрезе колонны последовательности оливин ^ пироксен ^ амфибол, слюда ^ плагиоклаз. Появление свободных анионов O^2-, OHсвязано с кристаллохимическим перераспределением кислорода и «особенно существенно для многовалентных катионов типа Al³ - , Fe³ - , Ti⁴ - , Zr⁴⁴, Nb⁵ - , также REE³ - », в том смысле, что в процессе длительной поликонденсации [SiO4]⁴-тетраэдров и усложнения кремнекислородных радикалов появляются высоковалентные формы элементов, в первую очередь минералопородообразующие Al³ - и Fe³ - . Отсюда авгит, эгирин (появление Fe³ - и Al³ - ), роговая обманка (№, К, О^2-, ОН^-, Fe^{3 -} ), слюды (К, ОН^-, А1^{3 -} , Fe^{3 -} , Ti^{4 -} ), в т.ч. тетраферрибиотит, титаномагнетит, гематит, полевые шпата (№, К, А1³ - ), карбонаты (СО2) появляются в длительном тренде конденсации, являясь поздними образованиями. Еще раз подчеркнем, что привнос в систему ТМФП кремнезема увеличивает его концентрацию, начинаются и усложняются процессы поликонденсации, что приводит к перераспределению кислорода и образованию тренда минералообразования в условиях повышения его активности. Весь тренд конденсации-кристаллизации оказывается концентрационным, который начинается с роста в системе количества кремнезема и затем элементов всей таблицы Д.И.Менделеева. Первым кристаллизуется оливин (дуниты), затем, как результат повышения концентрации кремнезема и наряду с магнием железа, не изменяющего соразмерность октаэдров и тетраэдров, появляются ромбические энстатиты -- в нижней половине колонны кристаллизуются гарцбургиты. С повышением концентрации крупноионного кальция, образующего крупные октаэдры, несоразмерные с кремнекислородными тетраэдрами, возможность образования пироксенового мотива реализуется по [9, с. 91] через волластонитовую цепочку, с понижением симметрии до моноклинной, образуется подсемейство Са-пироксенов, а повышение концентрации алюминия приводит к кристаллизации в зависимости от давления (мощности магматической-гранитной пробки) плагиоклаза, шпинели, граната - в верхней половине колонны конденсации образуются полиминеральные лерцолиты, в голове колонны - габбро, нориты, троктолиты, магматические эклогиты. Усложнение кремнекислородного радикала ведет к повышению фугитивности кислорода, в составе перечисленных пород появляются флогопит, биотит, амфибол, магнетит. При увеличении длительности конденсации в связи с привносом высокотемпературного флюида температура магм под пробкой будет повышаться - более кислые (литофильные) магмы будут более высокотемпературными.

Конденсационно-кристаллизационный тренд является одновременно и концентрационным (временной, длительно конденсирующийся), и барическим (по разрезу колонны и мощности пробки, магматической или гранитной), и кислородным (высвобождение кислорода в цепочке эволюции структурных мотивов кремнекислородного радикала).

Соответственно, длительный тренд конденсации приводит к накоплению в магмах компонентов, получивших названия литофильных, некогерентных (несовместимых), крупноионных, высокозарядных, высокоокисленных летучих (СО2, Н2О, SOз). Сказанное относится к химическим элементам, фиксирующимся при конденсации ТМФ в магме, затем в кристаллах, остальные компоненты ТМФ образуют «трансмагматический» флюид. Очевидно, что тектонически сорванная и перемещенная в кору чешуя (при замыкании рифта-геосинклинали) описанного разреза колонны конденсации будет представлять собой офиолиты.

Верхние 30-40 км разрезов мантийной колонны конденсации, образованной в океаническом рифтогенезе (лептогеосинклинальные условия) представлены в разрезах офиолитов и частично в бортах океанических рифтов, разрезы колонн конденсации континентальных рифтов (эвгеосинклинальные условия) - в протрузивном виде в кимберлитовых «трубках», здесь же в ксенолитах ультрабазитов и эклогитов и в щелочных базальтах. Ряд исследователей (Т.Н^гееп,1967; Р.Г.Колман, 1973; С.Г.Савельева, 1987) [28] выделяли два генетических типа гипербазитов: «тектонизированные» реститовые перидотиты и кумулативные перидотиты. Первые представляют собой блоки или фрагменты мантийных кристаллических пород, встречаются в тектоническом или протрузивном залегании, несут следы твердофазовых реакций, структурные и текстурные особенности (высокотемпературная перекристаллизация с образованием гранулированных участков, приводящая местами к полосчатости в распределении оливинов и пироксенов) указывают на твердопластичное перемещение их в верхние горизонты коры (Савельева, 1987). Эти гипербазиты рассматриваются как реститы от выплавления базальтов. Однако петрографические исследования пород офиолитов систематически указывают на магматические, ростовые, кристаллизационные структуры, при этом нет выделения «реститовых» структур. Т.И.Фролова, И.А.Бурикова [28, с.73] указывают, что отличить «тектонизированные» кумулативные гипербазиты от «тектонизированных» реститовых гипербазитов практически невозможно. При этом наличие реститовых гипербазитов признается не всеми исследователями. А.А.Маракушев (1988) все гипербазиты рассматривал как производные магматических расплавов. Авторы [28, с.71], ссылкой на Г.Л.Кашинцева (1991), выделяемые «кумулативные» перидотиты, дуниты, оливиниты, верлиты и пироксениты, слагающие нижние части разреза непрерывных ассоциаций, указывают на неглубокие магматические камеры (3-5 км от поверхности) их образования. Во-первых, заметим, что с глубины 3-5 км в зонах спрединга уже залегают ультраосновные породы, начинается мантийный разрез, во-вторых, в приведенном перечне пород отражен разрез офиолитов. При этом для пород характерны ритмичные переслаивания разных видов пород, наличие хромитовых прослоев и постепенная смена вверх по разрезу габброидными. Возникает вопрос, эти полнокристаллические габброиды, постепенно переходящие в «кумулативные» породы, можно относить к «кумулативным» базальтам? Единство колонны конденсации здесь подчеркивается единством генезиса ассоциаций: ультрабазиты нормальной щелочности преобладают и ассоциируют с базальтами толеитовой серии, а субщелочные амфиболовые гипербазиты ассоциируют с субщелочными габброидами. Частый раздвиг (частая разгерметизация) в океанических рифтах делает время конденсации крайне укороченным, соответственно преобладают магматиты с минимальным содержанием некогерентных (литофильных, крупноионных, высокозарядных) элементов, при минимальной окисленности флюида (мизерное количество ОН^-, СО2, SO2).

В качестве примера колонны конденсации, сформированной в условиях континентального рифтогенеза, приведем разрез Пайерского покрова в системе надвиговых пластин восточного склона Полярного Урала, описанный Е.Е.Лазько [23, с. 38]: а) гарцбургиты (массивные и полосчатые гарцбургиты и «лерцолиты»); б) жильные ультрамафиты (дуниты, орто-клинопироксениты, вебстериты, амфиболовые ультрамафиты) и габброиды в гарцбургитах с хромитовыми скоплениями и примыкающей к гарцбургитам зоной краевых дунитов; в) такситовый комплекс (ферродуниты, верлиты, оливиновые, мономинеральные и полевошпатовые клинопироксениты, вебстериты, троктолиты); г) габброноритовый комплекс. Т.о. колонна конденсации снизу вверх с последовательными переходами представлена гарцбургитами ^ пироксенитами ^ габброидами, т.е. проявлены концентрационный и барический тренды: оливин ^ пироксен ^ плагиоклаз. Появление среди поздних минералов амфибола, слюды, магнетита указывают на реализацию О2-тренда. Привнос в систему вещества перманентным ТМФП увеличивает давление в конденсирующейся магме, что в сочетании с приливным динамическим влиянием гранитных блоков плечей континентального рифта (геосинклинальной рамы) приводит к эпизодическому образованию жильных магматитов. Под гранитами в начале тренда конденсации в дунитах будет кристаллизоваться хромит, а при продвинутом О2-тренде уже в пироксенитах (в главном источнике «избыточного» кислорода) будет кристаллизоваться поздний магнетит, образуя косьвит с сидеронитовой структурой. Продолжающееся динамическое влияние гранитных блоков (как приливное оно является перманентным) приводит к перекристаллизации, формированию полосчатости «при высокотемпературном пластическом течении пород на глубине, сопровождавшемся механической сегрегацией вещества в горячих породах разреза» - под гранитами формируется слой, получивший название «детачмента», и в конечном итоге внедрению ультрабазитов в современное положение «в виде твердого горячего блока» - тектонической чешуи. При этой интенсивной деформации ультрабазитов, несмотря на образование в них гранобластовых микроструктур, признаки магматической структуры оказались сохраненными. Учитывая постоянно «сорванный» характер контактов альпинотипных массивов, широкое развитие сопряженного с ультрамафитами меланжа и отсутствие высокотемпературных изменений вмещающих пород, Е.Е.Лазько [23, с.59] присоединяется к гипотезе «тектонического внедрения ультрамафитов во вмещающие породы в твердом состоянии из-под коровых областей, либо в качестве меланократового фундамента офиолитовых ассоциаций (надвинутые реликты океанической коры)». Но природу гарцбургитов он рассматривает как реститовую, т.к. «магматическая природа гарцбургитов проблематична». На это заметим: проблематично выплавление расплава в мантии. Идея «реститовой» природы гарцбургитов возникла у петрологов как модельная гипотеза, как результат образования магмы при плавлении мантийного субстрата. Но при петрографическом исследовании ультрабазитов офиолитов их магматическая природа ни у кого не вызывает сомнения, у петрографов нет «реститовой» структуры.

Важным моментом является то, что факторы, определяющие тренды конденсации - соотношение мощности пробки (магматической, гранитной) и режима раздвига рифта (интенсивность растяжения, длительность цикла, частота импульсов),доступны исследованию всеми геологическими методами. У геологов появляется реальная возможность генетической трактовки магматизма на основе геологических материалов и соответствующего прогноза, связанного с ним и с трансмагматическими флюидами рудообразования. В моделях «мантийных источников» особенности магматизма полностью оторваны от развития геологических структур, какие-либо прогнозы на их основе невозможны - в этом абсолютная неконструктивность плюм-плейттектоники и основанной на ней петрологии. Проблема магматизма в рамках плюм-плейттектоники сводится к подбору особых состава мантии и режима выплавления для каждой порции магмы, при точности анализов в ррт-ррЬ - для каждого образца. Последний момент указывает, что в современной петрологии достоверность научного вывода подменена точностью измерения. Состав магмы задается составом неоднородного «мантийного источника» и причинно не связан с поверхностными геологическими структурами, т.е. не должен коррелировать с их особенностями, с любыми формами геологического районирования. Но фактически такая связь однозначно намечается, что указывает на неконструктивность модели плюм-плейттектоники, в ее рамках невозможно по геологическим структурам земной коры прогнозировать состав магмы и «трансмагматического» флюида, их рудоносность. В предлагаемой модели факторами эволюции состава магматитов, «трансмагматического» флюида являются доступные исследованию геологические объекты: интервал мантийных глубин колонны конденсации (5-70 км), строение и мощность вулканической постройки и осадочновулканогенной толщи, мощность гранитов, перекрывающих колонну конденсации на начальных стадиях рифтогенеза или в плечах рифта (раме геосинклинали), режим раздвига (рифтогенеза), особенности структурообразования.

Геологические проявления модели. Проиллюстрируем сказанное на фактическом материале из литературных данных, главным образом из обобщающих работ. Прежде всего отметим, что по литературным данным о газовом режиме Земли, газовой составляющей гидротерм, фумарол, конденсатов вулканических газов выявляется общая тенденция окисления трансмантийного флюида: метано-водородный ^ водно-сульфатно-углекислотный в ряду структур океан ^ континет. Уточнение структурной привязки выявляет корреляцию направленной окисленности флюида с возрастанием мощности пробки (магматической постройки, гранитной плиты), перекрывающей ТМФП, локализованный в актуализированных регматических разломах в ряду структур: осевой рифт СОХ ^ магматические холмы и хребты в долине рифта СОХ ^ океанические вулканические острова (ОО) и подводные магматические хребты ^ островные дуги (энсиматические ^ энсиалические) ^ рифты континентов (гранитных плит) [7].

Подобная тенденция выявляется в этом же ряду структур в связи с изменением (возрастанием) в магматических породах содержания литофильных элементов, в первую очередь крупноионного калия [4]. В [4] были учтены данные А.Е.Дж.Энгель, С.ДжЗнгель (1966), ВАКутолина (1967), С.М.Кравченко (1971), НЛДобрецова (1975), Е.Е.Милановского (1976), А.В.Мишиной, Ю.ГЗориной (1981), В.ГКазьмина (1985), ГЛАвдейю и др. (1987), А.О.Глико, А.Ф.Грачева (1987), И.М.Сборщикова и др. (1991), но эта тенденция выявляется фактически во всех публикациях по магматизму, если учитывать положение последнего в указанном ряду структур, особенно очевидное для «переходной» зоны океан ^ континент.

Эрлих Э.Н. [29, с. 13] привел сводку петрохимических данных по вулканизму островных дуг («переходных зон») и выделил два устойчивых типа базальтов: 1) толеитовые базальты островных дуг, выдвинутых в сторону океана (ЮЛА: энсиматические ОД), близкие к нормальным океаническим толеитам; 2) высокоглиноземистые базальты внутренних вулканических зон (ЮЛА: энсиалические ОД, наличие гранитов в цоколе) с повышенным содержанием щелочей. Этот ряд он сопоставляет с рядом Куно: телеитовые базальты ^ высокоглиноземные базальты, с добавлением высокоглиноземных щелочных базальтов. По-видимому, впервые тенденцию накопления щелочей от океанических к континентальным проявлениям магматизма выявил в конце 50-х годов Г.С.Горшков [29, с.14]. Энгели (Engel, Engel, Havens, 1965) [29] установили общую закономерность увеличения щелочности базальтового вулканизма океанов с переходом от толеитовых базальтов океанического дна к щелочным оливиновым базальтам по мере увеличения мощности вулканических построек (ОО). Т.о., для океанических (безгранитных) областей ведущим является концентрационный тренд: проявлена роль привноса глинозема и щелочей по мере наращивания магматической пробки (ОО). С переходом к энсиалическим островам удлиняются тренды конденсации, что сопровождается увеличением накопления в магмах калия (щелочей, литофильных), начинает проявляться О2-тренд: в магматитах появляются амфибол, магнетит. Э.Н.Эрлих [29, с. 15] связывал накопление щелочей в магмах с «диффузией летучей фазы из глубинного очага к поверхности», которая тесно связанна с тектоническим режимом вулканической зоны или участка локализации вулканического центра: в случае свободного поступления летучих на поверхность (значительная степень раскрытия трещин или постоянная «прочистка» канала) накопление будет минимальным, и, напротив, оно будет резко возрастать по мере стабилизации тектонического режима. Можно сказать, что здесь описана связь состава магматитов с привносом флюида и режимом раздвига в вулканической зоне. Деталь, указывающая на привнос калия на фоне кристаллизации магмы и образования вкрапленников [29, с.15]: «Возрастание щелочности не отражается на составе вкрапленников - лишь в основной массе появляется калиевый полевой шпат». Поскольку вкрапленники - это ранние оливин и пироксен, очевидно, что они кристаллизовались при низком содержание калия и других литофильных элементов, позже привнесенных и фиксированных в основной массе - последняя есть продукт концентрационного тренда. Отмечен также О2тренд [29, с. 16]: «Нарастание величины отношения Fe2Oз/Fe2Oз - FeO по мере увеличения дифференцированности пород базальт-андезитовых серий указывает на возрастающее парциальное давление кислорода в ходе кристаллизации». Поскольку «увеличение дифференцированности» сопровождается ростом вулканической постройки, т.е. мощности магматической пробки, определяющей длительность конденсации, последнее и приводит к развитию О2-тренда. Причину выявленного последовательного убывания основности магматических пород «по мере увеличения зрелости подвижных тектонических систем от островных дуг, выдвинутых в сторону океана (тип Бонин), до тектонических систем типа Камчатки, т. е. по мере увеличения мощности земной коры» необходимо уточнить: по мере увеличения мощностей магматической пробки и гранитов.

Эти же закономерности подтверждаются уже в современном обобщении В.И.Коваленко и соавторов [21, с. 361], которые на основе анализа обширного банка данных о составе расплавных включений и закалочных стекол из разных геодинамических обстановок, установили, «что средний состав океанических и континентальных мантийных плюмов умеренно обогащен по сравнению с ДМ (ЮЛА: деплетированная мантия) наиболее некогерентными элементами (K, U, Ba, La), включая летучие (H2O, Cl, F)». Поскольку фактически «мантийные плюмы» - это исследованные образцы магматитов, сказанное означает, что состав последних, начиная от СОХ и в сторону континентальных структур, обогащается литофильными и летучими компонентами. По данным [21, табл.1], среднее арифметическое (в скобках среднее геометрическое) содержание (для петрогенных в мас. %, для остальных в ppm) в базальтах в ряду структур СОХ ^ океанические острова (ОО) ^ континентальные внутриплитные обстановки (КР) соответственно составляют: Н2О: 0,29 (0,30) ^ 0,43 (0,52) ^ 1,96 (1,56); для крупноионных (>1А): K₂O: 0,19 (0,14) ^ 0,52 (0,57) ^ 2,94 (2,01); Rb: 3,83 (1,43) ^ 15,7 (12,0) ^ 92,7 (73,6); Sr: 134 (129) ^ 321 (298) ^ 1220 (944); Ва: 29,6 (16,1) ^ 119 (98) ^ 3040 (1880); La: 5,51 (4,40) ^ 12,7 (5,7) ^ 46,3 ; Ce: 12,5 (11,3) ^ 30,1 (19,9) ^ 98,4 ; Pr: 2,15 (1,76) ^ 3,19 (2,75) ^ 7,79 (5,61); Nd: 10,6 (10,4) ^ 16,5 (14,3) ^ 27,8 (27,3); Sm: 3,57 (3,46) ^ 4,11 (3,76) ^ 7,41 (6,41); Eu: 1,28 (1,21) ^ 1,66 (1,20) ^ 2,08 (1,63); для высокозарядных: Zr: 94,1 (90,9) ^ 115 (124) ^ 309 (175); Nb: 4,74 (2,39) ^ 22,5 (15,5) ^ 30,2 (20,6); Hf: 2,45 (2,38) ^ 3,96 (3,90) ^ 3,90 (2,95); Та: 0,30 (0,28) ^ 0,82 (0,83) ^ 1,45 (0,61); Тк 0,44 (0,36) ^ 1,53 (1,07) ^ 6,32 (2,15); и: 0,16 (0,09) ^ 0,44 (0,41) ^ 2,08 (1,37). Здесь очевидна корреляция составов магматитов с мощностью пробки, магматиче ской (ОО), затем гранитной (КР). Авторы [21, с. 380] установили, «что при переходе от магм СОХ через магмы ОО к магмам КР дисперсия составов возрастает», при этом поля составов «в значительной степени перекрываются», и далее (с. 381): «Составы базитовых магм всех геодинамических обстановок образуют единое поле с положительной корреляцией на диаграммах (рис. 11) К2О-С1, К20-Р, С1-Н2О». Здесь «единое поле» отвечает единому концентрационному тренду, удлиняющемуся при переходе к континентальным (гранитным) рифтам, а прерывание этого тренда на «любом» отрезке конденсации импульсами раздвига приводит к возрастанию дисперсии составов.

В капитальном обобщении А.Д.Щеглова и соавторов [11] указано, что образование вулканических поясов на восточной окраине Азии проходило многократно, обнаруживая пространственную и временную зональность по отношению к впадине Тихого океана, что объясняется «спецификой зоны перехода от океана к континенту». Главная «специфика» указанной зоны перехода, соответственно, фактор проявления магматизма - утонение гранитов в сторону океана. Авторы установили [11, с. 373], что в целом общая эволюция магматизма континентальных вулканических поясов, как и поясов островных дуг, имеет гомодромную направленность. Для начального цикла вулканизма всегда характерно преобладание лав основного или среднего состава, среди продуктов второго цикла лавы и игнимбриты кислого состава преобладают либо распространены в равных соотношениях с андезитами и андезито-базальтами, третий цикл представлен преимущественно кислыми вулканитами. Повидимому, не вызовет возражения утверждение, что гомодромная направленность магматизма отвечает росту мощности вулканической толщи от первого к третьему циклам, т.е. магматической пробки и соответствует удлинению конденсационных трендов. Но оказывается, что при общем гомодромном характере вулканизма континентальных поясов, на него периодически накладывается антидромная направленность. Это, в контексте данной статьи, несомненно связано с периодическим проявлением импульса раздвигарифтогенеза. Импульсы разгерметизации прерывают тренды конденсации и на предшествовавшие кислые извержения накладываются вулканиты более основного состава. Авторами приведен интересный факт: антидромный тип магматизма раннего цикла проявляется в кислом составе вулканогенного материала молассоидных отложений, лежащих в основании вулкано-структур. Факт интересен не только в геологическом отношении, но и в методологическом. Авторами описаны геологические факты, выявленные геологическими методами, которые указывают на совершенно определенную связь с ними проявления типов, характера, эволюции магматизма. Другими словами, по развитию геологических структур можно ожидать (прогнозировать) эволюцию магматизма. Здесь возникает вопрос, если «источник» магматизма находится глубоко в мантии, каким образом связать с ним появление кислых магматитов в материале верхней молассы. Как увязать появление верхней молассы с составом «мантийного источника», степенью плавления, наличием в точке плавления метасоматоза и т. п. Ответ на этот вопрос -- это иллюстрация меры отрыва плюм-плейт-тектоники и сопряженной с ней петрологии от реальности. Геологическая информация, геологическое содержание карт и «мантийный источник» должны быть генетически связанными. Но этого нет в рамках плюм-плейттектоники, например, нет ответа на вопрос, почему при наличии конвекции всему ряду структур океанический рифт - континентальный рифт (СОХ-ОО-ОД-КР) всегда соответствует свой «мантийный источник», почему «истощенная» мантия постоянно оказывается именно под СОХ и закономерно обогащается в верхней горизонтальной ветви в направлении структур с мощными гранитами. «Ранняя стадия» и «верхняя моласса» указывают на раннюю сводовую стадию рифтогенеза, с началом формирования рифтовой долины и выдвигов-плечей рифтов формируется моласса, с появлением разлвиговых трещин извергаются кислые магматиты, накапливающиеся перед этим в подошве гранитной плиты. Дальнейшая эволюция магматизма уже будет определяться накоплением (увеличением мощности) осадочновулканогенной толщи, определяющей гомодромный тренд и наложением импульсов раздвига развивающегося рифта, определяющего наложение антидромной тенденции и развитие контрастных базальт-риодацитовых комплексов. Авторы [11, с. 375)] указывают, что четкая цикличность в развитии вулканизма окраинно-континентальных поясов, повторяется в самых разных районах, отстоящих один от другого на расстояние многих сотен (тысяч) километров. При этом первый цикл магматизма имеет антидромный характер: образуются и внедряются «сначала кислые, а затем более основные расплавы». Для начального периода второго цикла характерны уже эффузивы риодацитового состава, для среднего периода второго цикла - андезитовые составляющие вулканоплутонических комплексов. В поздний период второго цикла в образовании магм, по мнению авторов, принимают участие высокотемпературные калий-содержащие растворы, «относительно богатые рудными элементами, в том числе и калифильным оловом», формируются «оловоносные шошонитовые или латитовые магмы». Авторы допускают, что в очаги нормальной андезитовой магмы возможен привнос калия, олова и других рудных элементов, а также плавление кислой коры, в связи с чем образуются калиевые оловоносные гранитоидные магмы. Как видим, особенности развития магматизма таковы, что требуют привноса в магматический очаг петрогенных и рудных компонентов, в нашем случае это привнос ТМФ в колонну конденсации. Третий цикл вулканизма представлен кислыми эффузивами - результат сформировавшейся мощной вулканогенной толщи - мощной пробки, наложение на которую импульсов раздвига приводит к возникновению контрастных комплексов. Сложная латеральная зональность вулканических поясов в направлении от континента к океану, установленная авторами по содержанию калия в магматитах (в целом снижение калиевости вулканитов по направлению к побережью), указывает на влияние блокового характера коры, т.е. мощности гранитного слоя в блоках. Так при переходе от от Самаргинского пояса к Восточно-Сихотэ-Алиньскому окраинноконтинентальному и далее к Курильской островной дуге в базальтах и андезитах происходит уменьшение содержания титана и щелочей и возрастает содержание кальция, железа и незначительно магния. Петрохимическую зональность самой Курильской островной системы: Западная зона (ЮЛА: западное плечо рифта) характеризуется резким повышением содержания натрия и калия в вулканитах, которое сильно снижается в Главной зоне (ЮЛА: рифтовая зона), а затем опять возрастает в Восточной (ЮЛА: восточное плечо рифта), по-другому не объяснить - здесь описана петрохимическая зональность западного и восточного плечей с рифтом между ними. Образование вулканических поясов авторы связывают с «ювенильными щелочными флюиднотепловыми потоками» - если не пытаться увязывать их с «выплавлением» магмы из мантийного вещества, то это прямое указание на ТМФП. Поскольку, по мнению авторов [11], континентальная окраина Азии в соответствии с геологическими данными является областью широкого проявления кайнозойского внутриплитного вулканизма, связанного с зонами растяжения, добавим, что по Е.Е.Милановскому и А.М.Никишину [25] это область Западно-Тихоокеанского рифтового пояса, а в нашей интерпретации - это арьергардная область гранитной плиты Азиатского континента, приливно смещающегося на запад над данным рифтовым поясом.

В контексте этой статьи приведем ряд фактов из широкого обобщения («справочника по магматизму») Т.И.Фроловой, И.А.Буриковой. Авторы пишут [28, с. 11], что «Все типы серий, кроме известково-щелочных, развитых лишь на континентальной коре, встречаются на земной коре любого типа. Этот факт, также как и наличие в известково-щелочных сериях ксенолитов континентальной коры, позволяет предположить участие последней в их генезисе». Поскольку «известково-щелочные» серии, содержащие ксенолиты континентальной коры, обычно представленные гранито-гнейсами, маркируют ОД - «переходные по мощности коры», выстраивается ряд от океана к континенту в соответствии с мощностью гранитов, и оказывается, что в этом направлении существенно увеличивается разнообразие составов магматитов. «Толеиты СОХ обеднены крупноионными редкими элементами (КИРЭ или LILE) группы К ^, Rb, Ва, РЬ, Sr, La) по сравнению с толеитами других обстановок, в том числе и океанических плит (океанических островов);... все они некогерентны,... концентрируясь в стеклах» [28, с. 24]. Последнее («в стеклах», в «основной массе») указывает на то, что накопление некогерентных элементов начинается с удлинением конденсации и появлением магматической пробки (вулканические океанические острова), а интенсивный режим раздвига СОХ, частая разгерметизация очага конденсации определяет крайне низкий уровень их накопления. «Содержания высокозарядных элементов с высокой валентностью (ВЗЭ или HFSE), (Zr, Hf, U, Th, Nb, Та, Ti, Y, P) низки в наиболее примитивных базальтах СОХ (NMORB) и увеличиваются параллельно с увеличением К» [28, с. 25]. «Все имеющиеся данные однозначно свидетельствуют о небольших содержаниях летучих компонентов в расплавах океанических толеитовых базальтов при относительно восстановленном их характере с величинами fo в интервале буферных минеральных равновесий JW-QFM (Кадик, Луканин, Лапин, 1990)» [28, с. 25]. «Существенно водородный тип флюидов установлен в САХ (вытяжки природных газов из афировых базальтов, Золотарев, 1982), выходы на дно гидротермальных струй в пределах ВТП (Welham, Graig, 1979). Содержания воды в закаленных стекловатых разностях базальтов ВТП не превышают 0,10,7% и обнаруживают корреляцию с К. Определение содержания воды во включениях стекла с газом в оливинах и плагиоклазах из базальтов САХ показало ничтожные величины - 0,02» [28, с. 26]. Т.о., частый раздвиг в СОХ при минимальной магматической пробке определяет крайне низкое содержание литофильных элементов в толеитах, но уже в последних начинает проявляться корреляция (ОН)-К. По вариациям содержаний элементов-примесей выделяются «бедные элементами-примесями (NMORB), обогащенные ими (E-MORB), промежуточные или переходные (T-MORB) (Bryan et al., 1976; Schilling et al., 1983). Базальты типа EMORB по сравнению с N-MORB несколько богаче щелочами...; относительно обогащены высокозарядными элементами (Th, U, Zr, Ti, Hf, Nb, Та)». Авторы связывают вариации состава толеитовых базальтов СОХ с тремя факторами: структурно-морфологическими особенностями хребтов, географическим положением базальтов и временем их образования [28, с. 28]. С указанным следует согласиться, но эти факторы выглядят косвенными (косвенно отражают сочетание режима раздвига и мощности пробки). С оглядкой же на принятую парадигму магматизма возникает вопрос, как эти факторы предопределили особенности плавления вещества мантии, тем самим привели к образованию базальтов ^Т-Б-МОКВ? «Вариации, связанные со структурными особенностями хребтов, определяются условиями генерации, типом и размером промежуточных очагов, быстротой поступления магм на поверхность». Очевидно, что последнее увязывается с частотой раздвига. <^-МОКВ характерны для спокойных, топографически более низких участков хребтов и для их осей с малой мощностью земной коры». Каким образом указанные поверхностные структуры влияют на плавление в мантии неясно, но «топографически более низкие участки» и «осевые части СОХ», «приподнятые участки рифтовых долин,... вулканические поднятия с утолщенной корой в их пределах, местами образующие острова,... любые аномалии строения СОХ» характеризуют скорость спрединга, соответственно интенсивность поступления ТМФ, размеры вулканической постройки (мощность магматической пробки) и «характеризуются появлением базальтов Ти Е-типов» - начинающих обогащаться литофильными, крупноинными, высокозарядными элементами. При «выплавлении» базальтов под каждой «любой аномалией строения СОХ» необходимо размещать здесь не менее «аномальную» мантию. «Вариации составов в зависимости от географического положения связаны, очевидно, с латеральной гетерогенностью мантийного источника (Пущаровский, Пейве, 1987)» - эта «гетерогенность мантии» принимается во многих петрологических моделях, но как ее закономерно распределить в ряду структур океан ^ континент, и как ее сохранить (в частности «вертикальную расслоенность мантии»), в условиях многократного перемешивания мантии за геологическое время? Но в рамках парадигмы плюм-плейттектоники и петрологии другого объяснения нет. Если учесть, что на состав выплавок влияют «любые аномалии строения СОХ», появляется сомнение в факторе «неоднородности мантии». Здесь однозначно можно указать, что отличия САХ, СИХ, ВТП, в т.ч. по их простираниям - это режим (скорость, частота импульсов) раздвига (спрединга), определяющий интенсивность поступления ТМФ и длительность конденсации. В конечном итоге авторы делают вывод: «Вопрос об исходной магме океанических толеитовых базальтов остается открытым» [28, с. 35]. Добавим: с «открытым вопросом» остается вся теория современной петрологии, базирующейся на конвекции (плюмах, диапирах), пестром составе вещества мантии, степени плавления, кристаллизационной дифференциации - непротиворечивыми модели оказываются только ad hoc. Например, для отдельного сегмента осевой зоны спрединга, но стоит перейти к рядом расположенным вулканическим холмам в той же рифтовой долине, как становится ясным, что все исходные факторы согласовать между собой невозможно. Современная петрология, как и плюм-плейттектоника, превратились в теории-мультипликации: череда моделей для данного случая.

Вулканические серии океанических островов весьма разнообразны по щелочности, но сложены генетически родственными вулканитами, основные породы преобладают над средними и кислыми, широко развиты контрастные серии при минимальных содержаниях пород средней кремнекислотности, роль кислых и средних дифференциатов здесь значительно выше, чем среди базальтов СОХ. Т.е. с переходом к ОО увеличивается роль «кристаллизационной дифференциации», но в последней существует систематическая проблема: в генетически единой серии присутствуют «исходные» и «дифференциаты», но нет «комплементарных» членов. Очевиден вывод, что появление и увеличение размеров вулканической постройки - магматической пробки увеличивает кислотность магматитов, а в сочетание с режимом раздвига - их разнообразие. Натриевая субщелочная (фонолитовая) серия широко распространена преимущественно в наземной обстановке - последнее указывает на крупные размеры вулканической постройки. «По мере увеличения щелочности уменьшается роль подводных и возрастает роль наземных пород» [28, с. 44]. С увеличением размеров вулканической постройки, на крупных островах в пределах СОХ (о-ва Пасхи, Вознесения, Исландия), в сочетании с мощным раздвигом, получает распространение оливин-толеит-кварц-трахитовая (риодацитовая) серия, с увеличивающейся долей кислых магматитов. При редуцированном раздвиге на трансформных разломах (это также актуализированные регматические разломы [6]) (о-ва Кергелен, Тристан-да-Кунья, Гоф, Гаваи, Таити) вверх по разрезу увеличивается щелочность магматитов с добавлением калия (калиевые субщелочные базальт-трахиты), оливиновые, богатые авгитом анкарамиты, нефелиниты (о-ва Тринидад, Фернанду-ди-Норонья, Зеленого Мыса, верхи вулканов Гавайских островов). По мере нарастания мощной магматической постройки указанных островов развивается О2-тренд: появляются высокозарядные А1^{3 -} , Бе³⁴, Т1^{4 -} (входящие в т.ч. в четверную координацию), окисленные анионы (ОН), СО₂, в составе магматитов появляются титанистый авгит, керсутит, титаномагнетит, нефелин, лейцит, появляются карбонатиты. Остров Фернанду-ди-Норонья, где проявлена крайне щелочная ассоциация с карбонатитами, связан с шельфом Бразилии, в его цоколе, по-видимому, имеются граниты, суммирующиеся к мощности магматической пробки.

Характеризуя магматизм ОД авторы указывают [28, с. 92], что вследствие цикличности магматизма и различий в геологической обстановке реальные ряды формаций различных дуг значительно более сложны, с повторением и выпадением отдельных их членов. Порядок появления формаций при эволюции ОД следующий: базальтовая ^ бонинитовая ^ андезитобазальтовая ^ дацитовая ^ (базальт)-андезит-дацит-риолитовая ^ (андезит)-дацит-риолитовая ^ риолитовая (игнимбритовая) ^ трахибазальт-трахидацитовая (шошонит-латитовая) ^ трахибазальттрахиандезит-трахитовая (трахидацитовая) - комендитовая субщелочная ^ оливин-базальтовая ^ наземных ареальных базальтов. Обратим внимание, что этот ряд проявляется как при эволюции ОД, конкретной вулканической зоны или центра, так и отдельной вулканической постройки, и отражает рост последней (наращивание мощности магматической пробки). Приведен «классический» концентрационный тренд, который может быть прерван раздвигом на любом звене, создавая тем самым «сложную, с повторением и выпадением отдельных членов» реальную магматическую ассоциацию. В целом по авторам [28, с. 98] «островодужный вулканизм в большинстве случаев эволюционирует от однородных толеит-базальтовых формаций к дифференцированным известково-щелочным и имеет преимущественно гомодромный характер. Последний нарушается на поздних этапах развития островных дуг, когда известково-щелочной вулканизм вновь сменяется базальтовым, часто со щелочной тенденцией. В ОД с мощной континентальной корой имеет место и антидромный характер магматизма». Смена известковощелочного вулканизма базальтовым не является «нарушением тенденции», нарушается (прерывается) здесь концентрационный тренд новым импульсом мощного раздвига. Но указание на «мощную континентальную кору» интересно тем, что в более точном выражении это «гранитная кора», тогда вырисовывается возможная роль подплавления подошвы перекрывающих гранитов. «Редкие глобулярные текстуры, обычно с более кислым составом глобулей по сравнению с матрицей, преимущественно в дацитах и риолитах» могут быть как ликвационными (отражение концентрационного тренда), так и небольшими порциями подплавленных в подошве гранитов.

В петрографической части Т.И.Фролова, И.А.Бурикова [28, с. 100] отмечают, что для вулканических пород СОХ характерны вкрапленники Р1 - 01, ранний оливин в вулканитах ОД также присутствует, но преобладает парагенезис Р1 - Срх. Клинопироксен здесь указывает на реализацию более длительного концентрационного тренда при переходе от СОХ к ОД, т.е. с появлением в мощности пробки гранитной составляющей. Но кристаллизация пироксена определяет развитие О₂-тренда, появление окисленных катионов и гидроксила. В [28, с. 102] указано: в толеитах гидроксил-содержащие минералы отсутствуют, но появляются в андезитах: поздние авгит, роговая обманка, биотит, титаномагнетит - минералы, содержащие А1^{3 -} , Рє³^ Ті^{4 -} . При этом хромит представлен во вкрапленниках, а титаномагнетит развит в основной массе - явное отражение развития О₂-тренда. На это же указывает эволюция клинопироксенов в сторону салита и фассаита (А1^{3 -} ), вплоть до эгирина ^е^{3 -} ) в кислых «дифференциатах» (т.е. в продвинутых конденсатах), появление нефелина, лейцита (^(ГҐ)А1^{3 -} ). Наряду с магнетитом появляются апатит, циркон, сфен (содержат окисленные формы Fe^{3 -} , Zr^{4 -} , Ti^{4 -} , P^{5 -} , (ОН)^-). Как видим агпаиговый ход кристаллизации в магме (фемические минералы кристаллизуются позже салических) реализуется при развитии О2тренда.