Геодинамические параметры тектонических структур и изменение химического состава эндогенного вещества
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, *****@***ru
В качестве основных геодинамических параметров, контролирующих состав магматизма и оруденения в крупных тектонических структурах, обычно рассматриваются мощность земной коры или глубина залегания сейсмофокальной зоны, скорость и амплитуда перемещения литосферных плит.
Поиски количественной зависимости состава пород от глубины залегания зоны Заварицкого-Беньофа неоднократно проводились многими исследователями [Пискунов, 1987; Федорченко и др., 1989; Dickinson, Hatherton, 1967; Johnson, 1987 и др.]. Были выявлены высокие корреляционные связи содержаний щелочных элементов и кремнезема с расстоянием до сейсмофокальной зоны. Полученные уравнения регрессии для разных островных дуг оказались различными, при этом было подчеркнуто, что подобные корреляционные зависимости могут быть получены практически для любых фиксированных естественных поверхностей [Пискунов, 1987].
Имеющиеся к настоящему времени материалы по современным островным дугам и активным континентальным окраинам свидетельствуют о возможности существования взаимосвязи между типом четвертичного магматизма и геодинамическими параметрами зон коллизии[Gill, 1981]. Корреляция скорости перемещения плит с содержанием в четвертичных вулканитах островных дуг различных химических элементов проводилась [Абрамович, Клушин, 1978]; для железа, магния, калия [Богатиков Цветков, 1988], [Gill, 1981], [Пискунов, 1987;1988]. Эти результаты в целом противоречивы и рассматриваются в полуколичественном приближении.
При формировании рифтовых структур также отмечается влияние скорости раздвига на состав магматических образований. При развитии континентальных рифтов (Африкано-Аравийская система) с уменьшением скорости раздвига наблюдается увеличение в продуктах магматизма объема риолитовых вулканитов [Казьмин,1985]. В океанической обстановке базальты из районов с низкими скоростями спрединга (Срединно-Атлантический хребет, Красное море) более дифференцированы и обеднены титаном, фосфором, цирконием относительно толеитов из высокоскоростных зон [Альмухамедов и др., 1985; Магматические…, 1985] или показывают очень сложную картину изменения железо-магниевого, калий-титанового и др. [Миронов,1998]. Скорость спрединга коррелируется со структурой базальтов и составом вкрапленников плагиоклаза (более основной в медленноспрединговых зонах) [Morel, Hekinian, 1980]. Заметим также, что геометрические параметры тектонических сооружений зон спрединга зависят от скорости раздвижения [Мирлин, Пшенина,1988; . Francheteau J., Ballard, 1983 и др.].
Существует, как известно [Митчел, Гарсон,1984], определенная зависимость состава оруденения от скорости движения литосферных плит. Для зон срединно-океанических хребтов с высокими скоростями раздвига характерны скопления металлов в сульфидной форме, тогда как в медленноскоростных спрединговых зонах концентрируется преимущественно окисная минерализация железа и фосфора.
В работе [Тишкин, 1996] на материале по островным дугам северо-запада Тихого океана была показана количественная зависимость относительной дифференцированности магматитов (L) от площади (S) и вертикальной протяженности (h) структур (h/S=К), а также от скорости (U) формирования магмопроводящих каналов (накопление упругих, пластических и хрупких деформаций), в качестве которой рассматривалась скорость субдукции:
К = a×(15,95 – U)×pm* (1),
где а = 1,578×10-4 – эмпирический коэффициент; рm* – коэффициент подобия вертикальных размеров структур (р = 2,154… – член геометрической прогрессии pn = a11,032497n-1 [Тишкин,1994]); в общем случае m* = ± 0,1,2...; R2 = 0.97 (здесь и далее в формулах приводятся уточненные эмпирические коэффициенты);
L = b(15,95 – U) (2),
где b = 0,0256; R2 = 0.94 По физическому смыслу L=tga=(Смакс-Смин)/(Амакс-Амин)=DС/DА является скоростью (скоростью накопления наиболее энергетически устойчивых компонентов) и отражает соотношение элементов сеткообразователей (знаменатель) и модификаторов (числитель):
А = В + С = (Еакт-а)/b = 100(STiO2,FeO, MgO, CaO, MnO, H2O/SSiO2,Al2O3,Fe2O3,P2O5)+
100(SK2O, Na2O/SSiO2,Al2O3,Fe2O3,P2O5),
где Еакт – энергия активации вязкого течения; а, b – эмпирические коэффициенты; (макс. и мин., соответственно, максимальные и минимальные значения). Параметр А показывает соотношение в породе оснований и щелочей и находится в хорошем соответствии со структурно-вещественным показателем Сосье-Каррона, обозначаемым в англоязычной литературе NBO/T, а также коррелируется с условным потенциалом и приращением свободной энергии , используемых для оценки основности минералов и пород.
Параметр С, входящий в уравнение основности, отражает содержание в породе наиболее энергетически устойчивых при вязком течении, согласно [Персиков,1984], молекул щелочных полевых шпатов (в случае ультраосновных пород в параметре С следует учитывать кальций, а среди сеткообразователей – хром).
Соотношение индекса относительной дифференцированности состава L с пространственными характеристиками магмопроводящих каналов, как на уровне островных дуг, так и для рифтовых зон и интрузивных массивов, выглядит следующим образом:
L = (S/10n)-2/3 (n = ±0,1,2,3;
L/K = LS/h = S1/3p2n/hpm*=(b/a)pm* = const×pm* (4),
(const = 162,23 – соответствует "линии Хонсю" при m*=0). Число подобия структур:
рm* = p2n/pm (m*, m, n - целые числа). (5).
При этом число m показывает количество структурных уровней, а n – связано с силой, действующей на движущийся объект (магматический расплав) в структуре:
F = F1 + F2; F2 = f(V/U) (6),
где F1 и F2 – перпендикулярно ориентированные силы, совпадающие по направлению, соответственно, с движением объекта и окружающего пространства; V, U – соответственно, скорости движения объекта и окружающего пространства [Тишкин, 1994; Тишкин и др., 2003]. В результате комбинации формул (1-5) получено соотношение:
hm = S01/3 p2n/const×p m*×pm (7).
Из соотношений (1-4) следует, что изменение состава и свойств объекта зависит от его вертикальных и горизонтальных размеров, т. е. от величины действующих сил объекта F1 и окружающего пространства (геодинамического поля1) F2. В результате можно говорить и о связи пространственных параметров объектов с их силовыми (энергетическими) характеристиками. Вместе с тем, дифференциация вещества, в данном случае магматического расплава, в силовом поле может приводить к выделению рудной компоненты[Тишкин и др., 2003]:
А* = - аL +b (8),
где а, b – эмпирические коэффициенты; А* – энергетическая характеристика состава руд.
Анализ полученных соотношений показал, что с уменьшением скорости деформирования (движения плит) растет индекс относительной дифференцированности L, а в составе вулканических пород увеличивается доля известково-щелочных и субщелочных серий с исчезновением толеитов. При этом увеличивается отношение h/S. В рифтовых зонах (Восточно-Тихоокеанское поднятие, Красное море) также с уменьшением скорости раздвига наблюдается увеличение индекса L.
По приведенным формулам были рассчитаны параметры некоторых дуг и окраинных морей Западного полушария. При этом оказалось, что значения скоростей Мало-Антильской и Южно-Сандвичевой вулканических дуг оказались не сопоставимы со значениями скоростей, определяемых в плито-тектонической модели, что также отражено в составе четвертичного магматизма в этих дугах [Богатиков, Цветков, 1988], параметры которого характерны для дуг с высокой скоростью деформирования. Так рассчитанный по химическим анализам магматических пород Южно-Сандвичевой дуги [Богатиков, Цветков, 1988] параметр L = 0,2, а скорость U = 8,1см/год (в плитотектонической модели – 1.8 см/год). Вместе с тем, значения скорости спрединга в море Скотия, в плитотектонической модели и вычисленные скорости деформирования оказываются близки (7,0 и 7,16 см/год соответственно), также как и в случае с котловиной Восточно-Китайского моря (4,0 и 5,9 см/год) и дугой Рюкю-Кюсю (5,0 и 4,7 см/год).
Полученные эмпирические соотношения накладывают следующие ограничения в геодинамических построениях. Во-первых, скорости движения плит не могут превышать 16 см/год, т. к. при U>16 см/год, согласно формулам (1) и (2), дифференцированности магм не происходит и структуры не образуются (L и К не могут принимать отрицательных значений). Во-вторых, дифференцированность вещества L одинаково связана с вертикальными и горизонтальными размерами, как интрузивных камер, так и вулканоструктур, что указывает на общий механизм дифференциации вещества в этих тектоно-магматических системах. Из этого следует, что модели плавления не корректно использовать «напрямую» при геодинамических построениях.
Приводимые формулы, справедливые для систем с различным составом магматитов, позволили сделать следующее обобщение: тектоно-магматические системы являются геодинамически подобными, если имеют одинаковую скорость распространения геодинамического поля (скорость деформирования U) и подобные размеры S с коэффициентом подобия 10n. Геодинамически подобным тектоническим структурам принадлежат магматические образования с одинаковой относительной дифференцированностью состава L и генетически связанным оруденением, с соответствующими энергетическими параметрами А* [Тишкин и др., 2000]. Из этого следует, что геодинамически подобные структуры, имеющие одинаковую скорость U, будут иметь и подобные времена развития.
Список литературы
, Петрохимия и глубинное строение Земли. Л.: Недра, 1978, 375 с.
, , Эволюция базальтового вулканизма Красноморского региона. Новосибирск: Наука, 1985, 191с.
, Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988, 248 с.
Развитие континентальных рифтов и вулканизм // Континент, и океан, рифтогенез. М., 1985. С.136-150.
Магматические горные породы: Основные породы. М.: Наука, 1985, 487с.
, О нелинейной зависимости интенсивности струкгурообразования от скорости спредпнга в рифтовых зонах океана // Докл. АН СССР, 1988, Т.304, №6. С.
Глобальная тектоническая позиция минеральных месторождении. М.: Мир, 1984, 496 с.
Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984, 159 с.
Соотношение вулканизма островных дуг с параметрами модели плитовой тектоники // Тихоокеан. геология, 1988, №5. С.53-58.
Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987, 237 с.
Квантовая геодинамика – новая парадигма в геологии.// Вестник ДВО РАН. 1994, №4. С.91-102.
Связь геодинамических параметров тектонических структур с составом эндогенного вещества // Тихоок. геолог., 1996, Т.15, № 1. С. 67 – 79.
, , И. Геодинамические параметры формирования золоторудных месторождений с турмалиновой минерализацией в пограничных тектоно-магматических системах Амурского геоблока // Рудные месторождения континентальных окраин. Владивосток: Дальнаука, 2000. С.124-139.
, , М. Перикристаллизация кварцево-жильных агрегатов и вопросы рудогенеза// Тихоокеанск. геология, 2003,Т.22, №2. С.57-72.
, , Вулканизм Курильской островной дуги: геология, петрогенезис. М.: Наука, 1989, 239 с.
Dickinson W. R., Hatherton T. Andesitic volcanism and seismicity around the Pacific,// Science, 1967, V. 157, № 000. P.801-803.
Francheteau J., Ballard R. D. The East Pacific Rise near 21 N, 13 N and 20 S: inferences for along-strike variability of axial processes of the Mid-Ocean Ridge.//Earth and Planet. Sci. Lett., 1983, V.64, №1. P.93-116.
Gill J. B. Orogenic andesites and plate tectonics: Minerals 60. Morel J., positional variations of volcanics and rocks.: Springer, 1981, 390 p.
Johnson R. W. Potassium variation across the New Britain Chaiman and President Circum-Pacific Council for Energy volcanic arc // Earth and Planet. Sci. Lett. 1976. V.31, N1. and Mineral Resources, 1987. P.184-191.
Morel J., Hekinian R. Compositional variations of volcanics along segments of recent spreding riges // Contrib. Mineral. Petrol., 1980, V.72, №4. P. 425-436.
1 Геодинамическое поле –все геодинамическое пространство или логически ограниченная его часть, характеризующаяся совокупностью силовых (энергетических) полей, образующих ее элементарных ячеек всех уровней организации.
