авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |

«Просьба ссылаться на эту работу как: Романюк Т.В., Ткачев А.В. Геодинамический сценарий формирования крупнейших мировых неоген-четвертичных бор-литиеносных провинций. М. Светоч ...»

-- [ Страница 2 ] --

- 38 3.2. Литий Литий (табл. 3.2.), также как и бор, имеет два стабильных изотопа 6Li и 7Li со значительной массовой разницей (~16%), с существенным в среднем преобладанием последнего (~92.5%). По вариациям его изотопии – 7Li= [(7Li / 6Li)обр. / (7Li / 6Li)станд.) 1)]x1000, и концентрациям в изверженных породах, пока меньше данных, чем по бору, хотя для оценки процесса его рециклинга в субдукционных зонах минимальная статистика уже собрана [Brenan et al., 1998b;

Decitre et al., 2004;

Tomascak et al., 2002;

Zack et al., 2003;

Zack, Marschall, 2003, Chan et al., 1994, 2002, 2006;

Marschall et al., 2007а,б].

Содержание лития в морской воде еще ниже, чем у бора, и составляет 0.15-0.18 м.д.

[Morozov, 1968;

Broeker, Peng, 1982;

Jabeen et al., 2003]. Среднее же содержание лития в магматических породах вулканических дуг и в океанических базальтах, а также средние валовые значения для континентальной коры (10-20 м.д.) по порядку величины такие же, как для бора. Из формаций, имеющих региональное распространение, наибольшим обогащением по литию характеризуются морские осадки и верхний слой океанической коры, подверженный воздействию морской воды.

Изотопия морской воды для лития, как и для бора, положительная - 7Li = +32 [Chan et al., 2002] и значительно выше величин 7Li, фиксируемых для любых земных пород. Так, в базальтах океанических островов, отражащих изотопию примитивной мантии, 7Li оценено от +3 до + [Chan, Frey, 2003;

Tomascak et al., 1999а,б;

Ryan, Kyle, 2004;

Nishio et al., 2005] при среднем значении +3.4 [Elliott et al, 2006]. Свежие БСОХ наблюдаются значения 7Li от +1.6 до +5.6 [Elliott et al., 2004, 2006;

Chan et al., 1992;

Moriguti, Nakamura, 1998], что в принципе совпадает со значениями, характеризующими примитивную мантию. Надежно установлено, что в ходе реакции с морской водой базальты верхнего слоя океанической коры обогащаются литием, при этом исходные магматические минералы и стекло замещаются вторичными филосиликатами [Seyfried et al., 1984;

Berger et al., 1988;

Mengel, Hoefs, 1990].

Специальные исследования геохимии лития, в т.ч. изотопной, были проведены в керне скважины 504B (Программа океанического бурения ODP) около побережья Коста-Рики [Chan et al., 2002], которая является на настоящий момент самой глубокой скважиной (1.8 км), пробуренной через океаническую кору. Она прошла через вулканическую формацию (подушечные лавы), переходную зону, комплекс параллельных даек и еще 0.5 км по габбро.

Самый верхний слой вулканических пород – базальтов, которые подвергались воздействию морской воды при низких температурах, обогащен литием (5.6–27.3 м.д.) и характеризуется 7Li от +6.6 до +20.8, то есть более тяжелым литием по сравнению со свежими БСОХ, благодаря изъятию лития из морской воды во вторичные фазы – глинистые минералы зон изменения.

В противоположность этому, содержание и изотопия лития в более глубоко залегающих вулканических породах, где затруднена и ограничена циркуляция холодной морской воды, похожи на аналогичные характеристики БСОХ.

В комплексах параллельных даек, циркулируют высокотемпературные флюиды, которые выщелачивают литий из даек и понижают содержание лития до 0.6 м.д.. Гидротермально измененные породы - изотопно легкие по литию, так как 6Li предпочтительно сохраняется в хлоритовых и амфиболовых минеральных фазах. Величины 7Li в высокой степени преобразованных (измененных) пород дайковых комплексов аналогичны величинам 7Li высокотемпературных флюидов срединно-океанических хребтов. Фиксируемая изотопия пород дайковых комплексов весьма разнообразна от 1.7 до +7.9, ее величина контролируется степенью гидротермального изменения пород и их расстоянием от осевых зон низкотемпературных изменений.

Переходная зона между комплексами базальтов и параллельных даек – это область смешивания морской воды с поднимающимися геотермальными флюидами. Она обогащена сульфидной минерализацией. Эта зона характеризуется легкой изотопией Li от -0.8 до +2.1 и в среднем обогащена этим элементом за счет его связывания в минеральные фазы, которое происходит при смешивании холодной морской воды и горячих гидротермальных флюидов. Масштабы этого процесса четко коррелируют с его длительностью: в породах верхней части океанической коры древнее 50 млн лет содержания лития выше (50 м.д.), чем в тех, чей возраст 1-10 млн лет ( - 39 м.д.) [Chan et al., 1992]. При этом в сторону существенного утяжеления изменяется и его средний изотопный состав – средневзвешенное значение 7Li составляет +11.3 [Elliott et al, 2006].

К настоящему времени изотопия лития в морских осадках исследована в скважинах в местах (рис. 3.5а). Валовая изотопия показывает интервал величин 7Li от -4.3 до +14.5. Наиболее высокими значениями характеризуются биогенные карбонаты и кремнезем (от +6 до +14.5), а также медленно накапливавшиеся металлоносные осадки (от +6 до +10). Наиболее легкая изотопия у гидротермально измененных плотных осадков -4.3. Осадки в глубоководных желобах устойчиво характеризуются небольшими положительными значениями: Алеутского – (от +1.3 до +5.6), Каскадного (от +1.6 до +4.5), Центрально-Американского (от +2.1 до +3.8), Южно Сандвичевого (от +2.7 до +4.8). То есть, валовая изотопия лития в морских осадках в значительной степени перекрывается с изотопией верхней мантии и измененной океанической коры.

Масс-балансовые расчеты показывают, что в среднем около двух третей лития в зоне субдукции концентрируется всего в двух литофациях – метаосадочных породах (~35%) и измененных базальтах океанической коры (~32%), а оставшаяся треть более или менее равномерно в остальных слоях [Tenthorey, Hermann, 2004]. То есть основная масса данного элемента состредоточена именно в тех частях, которые наиболее активно дегидратируются в зоне субдукции. Поэтому не удивительны результаты исследования образцов надсубдукционных магматических пород, лабораторных экспериментов с ними и модельных расчетов (см. далее рис.

4.1), свидетельствующие о том, что флюиды и расплавы, продуцируемые при погружении слэба, относительно обогащены литием [Ryan, Langmuir, 1987;

Leeman, 1996;

Ryan et al., 1996;

Marschall et al., 2007а]. При этом установлено, что интенсивность выделения лития из слэба не так сильно зависит от температуры, давления и минерального состава пород в верхней части слэба, как для бора. Концентрация лития во флюиде варьирует приблизительно от 100 до 200 м.д. и достигают самых высоких значений на промежуточных глубинах при Р-Т условиях, соответствующих переходу от фации голубых сланцев к эклогитам (обычно это область под вулканической дугой и/или близкой задуговой областью), а ниже не имеет особых всплесков. Процессы изотопного фракционирования при дегитратации пород слэба в зоне субдукции приводят к изотопному «облегчению» лития в их составе – средневзвешенное значение 7Li для них около -4 [Elliott et al, 2006]. При этом тяжелые изотопы имеют ярко выраженную тенденцию выделяться в дегидратационный флюид, обогащая собой надсубдукционную мантию в самой верхней части субдукционной зоны [Zack, Marschall, 2003;

Zack et al., 2003]. И чем значительней обогащенность погружающегося слэба тяжелым литием, т.е. чем больше 7Li, тем интенсивней происходит вынос этого изотопа в надсубдукционную область. В таком слэбе быстрее происходит инверсия изотопного состава данного элемента с переходом в существенно отрицательную область со значениями 7Li до -10 и даже ниже [Zack et al., 2003;

Nishio et al., 2004].

Накопленный объем данных по изотопии и геохимии элементов надсубдукционных лав демонстрирует чрезвычайное разнообразие в концентрациях различных редких и рассеянных элементов, отражающих широкий спектр температурных режимов и других факторов в субдукционных зонах, влияющих на степень вовлеченности флюидо/расплавных компонент из субдуцируемого слэба в надсубдукционные магматические формации. Однако, по обобщению [Tomascak et al., 2002], изученные концентрации и изотопия лития в надсубдукционных лавах не показывают никаких устойчивых корреляций, которые можно было бы проинтерпретировать как признаки их связи с субдукцией (рис. 3.5б). Во всяком случае, до настоящего времени не выявлено надежных корреляций между концентрациями и изотопией лития с такими индикаторами как соотношения B/Be, B/Nb, Ba/La, Pb/Ce и Li/Y. И только в отдельных редких случаях в лавах вулканических дуг проявляются некоторые количественные и/или изотопно- геохимические особенности по литию. Так, например, четкий тренд, проявленный для лав Вулкано в Эолийской (Липарской) дуге (расположенной севернее о. Сардиния), трактуется как «сигнал-вклад»

континентальной коры (рис. 3.5б). Над «теплыми» субдукционными зонами (т.е. зонами, для которых прогнозируются более высокие температуры, например, Вашингтонский сегмент Каскадной дуги) лавы беднее по литию, чем над «холодными». Отсутствие устойчивых изотопно геохимических закономерностей для лития в дуговых лавах трактуется как его удаление из надсубдукционного флюида во время минерально/флюидного уравновешивания в субдуговой мантии [Ishikawa, Tera, 1997;

Ryan et al., 1995;

Tomascak et al., 2002].

- 40 Таблица 3.2. Содержание и изотопия лития в различных породах 7Li (‰ ) Породы Содерж. Li (м.д.) Источник информации Источник информации CI хондриты 1.49 Anders, Grevesse (1989);

Palme, Jones (2003) Примитивная мантия 1.6±0.3 McDonough, Sun (1995);

Palme, O’Neill (2003) 1.9±2 Ryan, Langmuir (1987) Деплетированная мантия 0.7 1.9 Ryan, Langmuir (1987);

Seitz, Woodland (2000);

Seitz et al. (2003) Мантия, источник БСОХ 1.6 1.8 Ottolini et al. (2004) Мантийные ксенолиты -17 +12 Nishio et al.(2004);

Halama et al.(2007) Континентальная кора 11 13 Rudnick, Fountain (1995);

Taylor, McLennan (1995);

17 18 Wedepohl (1995);

Gao et al. (1998) Верхняя континентальная 20 22 Wedepohl (1995);

Taylor, McLennan (1995);

Gao et al.

кора 35±11 (1998);

Teng et al. (2004) Нижняя континентальная 6 Rudnick, Fountain (1995);

Taylor, McLennan (1995);

кора 11 13 Wedepohl (1995);

Gao et al. (1998) Морская вода 0.18 Morozov (1968);

Broeker, Peng (1982);

Jabeen et al. +32 Chan et al. (2002) 0.15 (2003) Жильные флюиды COX 0.14 9.9 Chan et al. (1994);

Foustoukos et al. (2004) Свежие БСОХ 7 % MgO 3 8 Ryan, Langmuir (1993);

Niu, Batiza (1997) Regelous et +1.5 - +5.1 Chan et al. (1992);

Moriguti, Nakamura (1998);

(N-MORB) 7 % MgO 5 30 al. (1999);

Danyushevsky et al. (2000);

Bach et al. (2001) +2 – +5 Tomascak, Langmuir (1999);

Chan et al. (2002) Океанические базальты 5.6 – 27.3 Chan et al. (2002) +6.6 – +20.8 Chan et al. (2002) (504В, слой 2А), Комплекс параллельных 0.6 Chan et al. (2002) -1.7 +7.9 Chan et al. (2002) даек (слой 2С) (скважина 504В, средняя часть) БОО 3 10 Ryan, Langmuir (1987);

Dostal et al. (1996);

Chan, Frey (2003) Базальты островных дуг 1.0 46.7 Leeman et al. (2004);

Bouman (2004) и ссылки там Магматиты вулканич. дуг 5.0 22.0 Tomascak et al. (2002) +2.1 +5.1±1.1 Tomascak et al. (2002) Серпентиниты морских 0.8 26 Ryan et al. (1996);

Benton et al. (2004) подводных гор Желобовые флюиды 0.06 3.4 You et al. (1995);

Chan, Kastner (2000);

Kopf et al.

(2003b) 150оC 2 Гидротермально- Kelley et al. (2003);

Bouman et al. (2004) 150оC 6 измененные БСОХ Chan et al. (1992) Выветренные базальты 7 - 75 Stoffyn-Egli, Mackenzie (1984);

Chan et al. (1992) Серпентиниты 0.6 8.2 Decitre et al. (2002) Морские осадки: глины 0.3 118 Chan, Kastner (2000);

Bouman (2004) и ссылки там нерасчлененные -4.3 +14.5 Chan et al. (2006) детритные -1.5 +5 Chan et al. (2006) карбонаты 0.2 3.3 Hoefs, Sywall (1997) 6 +14.5 Chan et al. - 41 Рис. 3.5. Содержание и изотопия Li в морских осадках (а) и в надсубдукционных вулканитах (б) по [Chan et al., 2006].

а – гистограмма изотопии лития (7Li) в морских осадках. Б – диаграмма вариаций изотопии лития в лавах вулканических дуг. Дуговые системы:

Никарагуа – Никарагуанский сектор Центрально-Американской дуги, Изу – Дуга Изу-Бонин, Вулкано – вулкан Vulcano, Алеуты – Алеутская дуга, Юж.

Сандв. – Южно-Сандвичева дуга, Каскады – Вашингтонский сегмент Каскадной дуги, Эол. В. – восточный сегмент Эолийской дуги, Эол. З. – западный сегмент Эолийской дуги, Стромболи – вулкан Стромболи в Средиземном море.

Имеющиеся редкие данные по изотопии лития изверженных пород, не относящихся к субдукционным зонам, показывают величины, мало отличающиеся от значений для океанических базальтов. Например, базальты из Антарктики имеют значения 7Li от +3 до + [Ryan, Kyle, 2004]. Один образец щелочного сиенита из северо-восточной Мексики имеет 7Li=+2.1 [Romer et al., 2005]. Исследования серии образцов из области Олдоиньо-Ленгай (Танзания) показали, что примитивные оливиновые мелилититы (магнезиальность Mg# =58–70) содержат 14–23 м.д. Li и показывают величины 7Li от +2.4 до +4.4, высокодифференцированный нефелинит (Mg# =12) имеет содержание лития 57 м.д. и 7Li=+3, а образцы Na-карбонатита, хотя и характеризуются высоким содержанием лития (211–294 м.д.), но также показывают значения 7Li от +3.3 до +5.1 [Halama et al., 2007]. И только единственный образец фонолита с содержанием Li 15 м.д. показал повышенное присутствие легкого изотопа (7Li=0.4), что связывается с влиянием нижнекоровых мафических гранулитов.

В работе [Strandmann et al., 2008] обобщены данные по изотопии лития и магния для более, чем 40 образцов, представленных перидотитами в ксенолитах, перидотитами из перидотитовых массивов и абиссальными перидотитами из разных регионов мира. Выявленная положительная корреляция между этими элементами должна быть результатом фракционирования в одном и том же процессе. Высокая изменчивость 7Li в перидотитах (-4. - 42 +8.0) по сравнению с БСОХ (+3.9 +4.7) трактуется в работе как результат диффузионного фракционирования в мантии.

Кроме того, важно отметить, что относительно маленькие вариации значений 7Li в магмах мантийного происхождения контрастируют с данными по литосферным ксенолитам из надсубдукционных зон, где значения 7Li изменяются от -17 до +12 [Nishio et al., 2004;

Halama et al., 2007]. Это определенно свидетельствует об интенсивном фракционировании лития в этих областях литосферы за счет метасоматоза надсубдукционного клина.

Выводы по главе 3.

Проанализированные данные свидетельствуют о том, что мантия и базальты срединно океанических хребтов весьма обеднены как бором, так и литием (0.1 м.д.). В верхней континентальной коре содержания этих элементов в среднем на два порядка выше мантийных.

Более высокие значения в магматических породах с рассеянным бором и литием (т.е. без выявленных собственных минералов этих элементов) могут возникать только в малообъемных специфических проявлениях типа туфов о.Самос (до 5000 м.д. бора) и Na-карбонатитах комплекса Олдоиньо-Ленгай (до 500 м.д. лития) и рассолах (до 4000 м.д. лития (салары Уюни и Атакама) и 3000 м.д. бора (озера Серлс и Цзабуйе). Рудные концентрации бора в богатейших лимнических отложениях (например, месторождение Бигадич) достигают значений порядка 100000 м.д. Таким образом, в процессе формирования таких КСКМ происходит колоссальное (до 7 порядков) увеличение концентрации рудного элемента по сравнению с фоновыми мантийными значениями, и более чем на 2-3 порядка по сравнению с самыми обогащенными нерудными породами и материнскими рассолами.

Бор и литий имеют по два стабильных изотопа со значительной массовой разницей, соотношение которых существенно варьирует в различных породах. Изотопия морской воды как для лития (7Li = +32), так и для бора (11В = +39) характеризуется намного более высокими положительными значениями, чем любых земных пород. Морские эвапориты, подводные горячие источники и базальты океанической коры, подвергнутые воздействию морской воды, также характеризуются только положительными значениями 11В, в то же время океаническая мантия (11В = -10) и магматиты континентальной коры характеризуются преимущественно отрицательными величинами. Систематические исследования вариаций концентрации бора и величины 11В в современных надсубдукционных лавах показали наличие закономерного изменения изотопного состава бора вкрест субдукционных зон от слабоположительных значений (близ желоба) к существенно отрицательным (задуговая область). Этот тренд трактуется как доказательство выделения флюида из субдуцируемого слэба, который выносит «океанический» тяжелый бор из пород, подверженных влиянию морской воды, в надсубдукционную колонку, откуда он далее попадает в магмы вулканической дуги. Изотопные характеристики лития в надсубдукционных лавах не показывают столь устойчивых закономерностей, которые можно бы было однозначно трактовать, как «сигнал» субдукционно обусловленных компонент. Предполагается, что основная часть лития, выносимого флюидом из слэба, «оседает» в силикатах мантийного клина. Об активном протекании такого метасоматического процесса свидетельствует широкий разброс значений 7Li в ксенолитах надсубдукционной литосферы.

- 43 ГЛАВА МИГРАЦИЯ БОРА И ЛИТИЯ ЧЕРЕЗ МАНТИЙНЫЙ КЛИН Подавляющая часть флюида, выделяющегося из субдуцируемого слэба, участвует в реакции серпентинизации перидотитов мантийного клина, поэтому именно в серпентинизированных перидотитах аккумулируется большая часть рассеянного бора и лития, выносимого флюидами из субдуцируемого слэба. Дегидратация слэба и «уход» флюида вверх – это не одноактный процесс, но серия реакций на различных глубинах, которые генерируют отдельные флюидные импульсы. Эти флюидные импульсы содержат весьма различный набор переносимых ими элементов, включая бор и литий, и взаимодействуют с перидотитами при разнообразных давлениях и температурах, формируя серпентинитовые породы различного типа.

Возможно также повторное взаимодействия флюида с уже однажды серпентинизированными породами. В целом серпентинизация мантийного клина чрезвычайно прерывиста во времени и в пространстве на всех масштабах.

В макромасштабе (сотни метров – километры) размеры и форма локальных очагов, содержание в них бора и лития и их распределение в мантийном клине зависят от многих параметров: от возраста субдуцируемой океанической литосферы («теплые» и «холодные»

субдукционные зоны), от геодинамической истории данного сегмента субдукционной зоны (длительность субдукции, углы и скорости субдукции, эпизоды выполаживания или образования разрывов в слэбе и т.п.), от природы и структуры верхней плиты и т.д.

Специально проведенные исследования [Pabst et al., 2008] также выявили чрезвычайную неоднородность распределения этих элементов на микроуровне. Авторы анализировали содержание бора и лития в различной степени серпентинизированных гарцбургитовых кластах в породах керна глубоководной скважины (ODP Leg 195, Site 1200), пробуренной в преддуговом бассейне около Марианского желоба. Измерения были выполнены с помощью ионного зондирования (SIMS) с очень узким пучком с радиусом 5 микрон. Это позволило выявить вариации содержаний элементов в различных текстурах (в реликтах первичных минералов, т.е оливина и плагиоклаза, в жилах и метаморфических кольцах и др.). Например, для одной из ранних жилок в оболочке получены высокие содержания B вплоть до 90 м.д. и Li 10 м.д. с понижением значений B до ~55 м.д. и Li 0.4 м.д. в центральной части жилы.

Авторы пришли к выводу о том, что во всех изученных образцах серпентинизация начиналась с образования жилок и формирования сеточных колец, замещающих оливин. Во всех изученных текстурных типах доминирующим серпентинитовым полиморфом оказался лизардит.

Серпентинит колец первой генерации имеет различные концентрации B, но всегда высокие содержания Li (10 м.д.). Позднестадийные сеточные центры и поздние (часто содержащие в большом количестве брусит) тонкие жилки показывают наиболее низкие содержания Li вплоть до ~0.1 м.д. и низкие содержания B (10 м.д.).

По оценкам в [Marschall et al., 2007а] величины 11B во флюидах, выделяемых на начальных стадиях дегидратации на малых глубинах, положительны и значительно выше средних значений для мантии и MORB, в то время как флюиды, выделяемые на бльших глубинах быстро достигают отрицательных величин, которые даже ниже, чем в мантии (рис. 4.1). Поэтому хорошо согласуются с модельными расчетами высокие концентрации бора и высокие значения 11B в продуктах извержений серпентинитовых грязевых подводных вулканов [Benton et al., 2001], обычных грязевых вулканов на суше [Kopf, Deyhle, 2002] и породах, заполняющих преддуговые желоба [Kopf et al., 2000;

Deyhle, Kopf, 2002], т.е. в формациях, которые, как установлено, активно подпитываются флюидом, выделяемым из субдуцируемого слэба на малых глубинах. Однако расчетная изотопия бора, выносимого флюидом из субдуцируемого слэба на больших глубинах, плохо согласуется с тривиальными моделями миграции флюидов в мантийном клине. Если бы водная фаза, выделяемая из слэба на всех глубинах, просто уходила бы с расплавами вверх, то тогда бы флюиды, выделяемые, например, на глубинах ~100 км (давление ~3 ГПa) и характеризуемые низкими (отрицательными) значениями 11B, привносили бы и в дуговые магмы бор именно с такой облегченной изотопией. Но положительные значения 11B в дуговых лавах надежно зафиксированы в различных субдукционных зонах.

- 44 Рис. 4.1. Результаты расчетов содержания бора и лития в твердой фазе (а, б, в, г) и выделяемом флюиде (д, е) и изотопии бора (ж, з) для субдуцируемой океанической коры, подверженной метаморфическим преобразованиям, как функции давления (глубины субдукции).

Показаны диаграммы для двух исходных составов, аппроксимирующих океаническую кору: MORB+H2O (а, в, д, ж) и MORB+H2O без K2O (б, г, е, з). По [Marschall et al., 2007а].

- 45 Именно флюиды, выделяемые из слэба на малых глубинах и характеризующиеся повышенными величинами 11B, наиболее вероятно участвуют в реакциях серпентинизации перидотитов мантийного клина [Bebout, Barton, 2002;

Tenthorey, Hermann, 2004]. Часть вещества последних, является исходным строительным материалом для куполов серпентинитовых грязевых вулканов. Однако бльшая часть измененных перидотитов за счет механической связи со слэбом увлекается вниз вплоть до областей, располагающихся под вулканическими грядами.

Таким образом они «затягиваются» на глубины, где серпентин при существующих там Р-Т условиях становится неустойчивым и разлагается с выделением флюида. Этот «вторичный», а возможно, и «многократный» флюид (т.е. прошедший через несколько реакций и/или преобразований, но сохранивший повышенные значения 11B), участвует в выплавлении магм вулканической дуги и других процессах в мантийном клине. То же самое относится к флюиду, фиксируемому в хлоритах и тальке, которые разлагаются с выделением флюидной фазы немного ниже по зоне субдукции, чем серпентин.

На основании изучения ксенолитов, лабораторных экспериментов и модельных расчетов принято считать, что флюиды в мантийном клине и нижней коре движутся по микротрещинам [Kepezhinskas, Defant, 1996;

Miller et al, 2003]. Однако в [Tomascak et al., 2004] высказано мнение о том, что при низких значениях отношения флюид/порода перенос отделившихся из слэба флюидов вверх в перидотиты мантийного клина должен происходить преимущественно за счет перколяционных процессов, то есть просачивания вдоль границ зерен минералов. При этом более вероятен значительный обмен между флюидами и мантийными минералами, и существенное количество лития удаляется из флюида реакцией с силикатами (рис. 4.2). То, что последние активно диффузно реагируют с литием, косвенно подтверждается фиксируемыми повышенными в среднем концентрациями этого элемента в магнезиальных верхнемантийных силикатах [Ryan, Langmuir, 1987;

Eggins et al., 1998].

Поскольку для бора при реакциях изоморфного замещения важен не только состав, но и структура минерала, и поскольку он встраивается в решетку вместо алюминия только в четверной координации [Hawthorne et al., 1996], то при отсутствии благоприятных минеральных фаз (слоистых силикатов) этот элемент может дольше сохраняться во флюиде и мигрировать дальше, что теоретически должно приводить к некоторому разделению концентаций бора и лития в мантийном клине.

Рис. 4.2. Схематическая иллюстрация предполагаемого механизма разделения Li и B в субдукционных зонах, по [Tomascak et al., 2002]. Флюид, выделяемый из слэба, обогащен и литием, и бором, но при его перколяционной миграции через мантийные перидотиты литий частично абсорбируется в Mg-силикаты. В результате субдуговая мантия приобретает изотопно тяжелый литий, а флюид обедняется Li, но остается обогащенным по В.

- 46 Рис. 4.3. Результаты математического моделирования физизико-химических процессов в области субдукции, по [Manning, 2004].

(а) Результаты численного моделирования высвобождения флюида (воды - H2O) и его миграции в субдукционной зоне. Модель включает течение твердофазной мантии, предполагает минеральное уравновешивание в слэбе (MORB–H2O) и петрологическую систему мантийного клина (перидотит – H2O), и аппроксимирует миграцию водного флюида через пористую среду в направлении градиента давления.

Скорость субдукции океанической литосферы 6 см/год, возраст океанической субдуцируемой литосферы 130 миллионов лет. Цвета представляют содержания H2O в породах, черные сплошные линии – изотермы (200°C интервалы, поверхность - 0°C), и пунктирные линии показывают направления течения в мантии.

Положение вулканического фронта – схематично. Содержание воды понижается с глубиной в слэбе, благодаря потери H2O из гидратных минералов. Большие порции мантии частично гидратированы этим флюидом, часть флюида пересекает Мохо и локально достигает поверхности. Высокое содержание H2O в высокотемпературном регионе мантии под вулканической дугой увеличивает вероятность плавления.

- 47 Концепция плавления вещества мантийного клина под влиянием флюида подтверждается многочисленными работами высокоточных ислледований вариаций редкоземельных элементов и изотопных вариаций вкрест и вдоль вулканических дуг [Reiners et al., 2000;

Ishikawa, Tera, 1999;

Ishikawa et al., 2001;

Hochstaedter et al., 2001].

(б) Область, показанная на (а) белым квадратом, и показывающая схематичный путь флюида, выведенного из слэба с содержанием H2O в мантии в (wt.%). Флюид мигрирует в мантийном клине (сплошные оранжевые стрелки), где он абсорбируется за счет формирования гидросодержащих минералов. Движение твердофазной мантии вниз (пунктирные стрелки) вызывает дегидратацию. После многичисленных этапов гидратации и дегидратации флюид проникает в регион, где он стабилен с ангидратными минералами, которые позволяют увеличть расстояние свободного перемещения флюида.

(в) Диаграмма давление – температура, показывающая условия на поверхности раздела между субдуцирцемым слэбом и мантией (серая заливка) в северо-западной и юго-восточной Японии [Peacock, Wang, 1999], самая холодная из которых (левая сторона серой заливки) соответствует результатам на (а).

Траектории течения флюида соответствуют результатам на (а) и (б). Также показаны P и T некоторых композиций флюидов: открытие значки соответствуют флюидам, уравновешенным коровыми минеральными ансамблями, залитые зачки – с мантией. CR – Коста Рика;

MP – Марианские острова, подводная гора Пакман (Pacman Seamount);

MC – Марианские острова, подводная гора Коническая (Conical Seamount);

EC - эклогит MORB;

JP – жадеитовый перидотит;

GP – гранат–ортопироксен;

LH – лерцолит.

(г) Схема изменений в композиции флюида вдоль пути его течения на (в). Концентрация силикатных фаз выделенных из матрицы породы увеличивается вниз по течению как следствие повышения температуры, приводя к растворению вещества слэба. Выделенные из слэба совместимые элементы теряются близко к слэбу, но несовместимые элементы могут быть перенесены в область источника магм вулканической дуги.

Детали узора распределения элементов в действительности гораздо более сложные, благодаря изменениям стабильности минералов и привносу флюидов.

Рис. 4.4. Результаты численного моделирования развития плюмов в субдукционной зоне (как чисто перидотитовых, так и смешанной природы с включениями продуктов плавления осадков и фрагментов океанической коры), развивающихся под действием флюидов, выделяемых из субдуцируемого слэба. По [Gerya et al., 2006].

- 48 При преобладании механизма движения по трещинам (повышенные отношения флюид/порода), реакция между флюидом и стенками трещин гораздо более ограничена, по сравнению с перколяционным механизмом. В этом случае бор и литий не разделяются и продвигаются вместе с флюидом. Но на больших глубинах из-за огромного литостатического давления существование открытых трещин, а, следовательно, и такого механизма, маловероятно.

Модельные расчеты концентраций бора и величин 11B во флюиде лучше согласуются с моделями субдукционных зон, в которых миграция флюидов и связанная с этим магмогенерация объясняются усложненными многоэтапными схемами (рис. 4.3). В частности, петролого-термо механическое моделирование [Gerya, Yuen, 2003;

Gerya et al., 2006;

Castro, Gerya, 2008;

и др.] свидетельствует о том, что часть пород верхней плиты и надсубдукционного мантийного клина может затаскиваться слэбом на большие глубины - так называемая, «субдукционная эрозия» (рис.

4.4). Там породы, из которых возможно выплавление низкотемпературных магм, т.е. те, которые исходно имели значительную долю глинистых фаз и мелкообломочных агрегатов из продуктов разрушения кремнекислых пород, начинают продуцировать расплавы и формируют магмосодержащие массы различного состава и размераОни с разной скоростью всплывают и мигрируют в мантийном клине (рис. 4.5), взаимодействуют с окружающей средой, подвергаются фракционированию и т.п. в течение миллинов лет [Peacock, 1990;

Moran et al., 1992;

Bebout et al., 1993, 1999;

Brenan et al., 1998a;

Schmidt, Poli, 1998;

Poli, Schmidt, 2002;

Elliott, 2003;

Paquin et al., 2004;

Scambelluri et al., 2004;

Schmidt et al., 2004, Castro, Gerya, 2008]. Часть из них проявляется в магматизме активных окраин, а часть застывает в мантийном клине и наряду с зонами метасоматизации становится резервуарами обогащенного некогерентными элементами вещества в подкоровой мантии. Состав водосодержащих минеральных фаз в этих зонах сильно зависит от катионного состава сформировавших их флюидов. Наиболее распространенные магнезиальные гидратные фазы – серпентины и хлориты, а в подкоровых областях еще и амфиболы. При высокой активности калия, в подобных резервуарах может доминировать и такой минерал как флогопит.

Фенгит же здесь маловероятен из-за низкой глиноземистости субстрата.

Эти резервуары, достаточно стабильные при термодинамических условиях, в которых они возникли, могут быль активизированы при изменении Р-Т режима во вмещающей среде – снижении давления и/или увеличении температуры.

Рис. 4.5. Концептуальная модель некоторых предполагаемых процессов в субдукционной зоне, которые приводят к возникновению диапиров различной природы, мигрирующих в мантийном клине. По [Yin et al., 2007].

- 49 Выводы по главе 4.

Надсубдукционная литосфера обогащается бором и литием от аккреционной призмы до глубокой задуговой области за счёт выноса этих элементов из верхней части субдуцируемой океанической литосферы. Распределение этих элементов чрезвычайно неоднородно и на микроуровне (отдельные прожилки) и в макромасштабе (сотни метров – километры). Возможные пути миграции этих элементов и пропорциональность их участия в разных областях промежуточной аккумуляции могут несколько различаться из-за того, что они по-разному распределены в породах субдуцируемого слэба, и их поведение в водном флюиде и силикатных расплавах также не идентично. Скорее всего, основная часть лития относительно равномерно распределяется в надслэбовой части субдукционной колонки, фиксируясь в мантийных магнезиальных силикатах, в то время как распределение бора, имеющего большое сродство к флюидной фазе и потому активнее участвующего в мобилизационных процессах, более неоднородно с ярко-выраженными промежуточными очагами обогащения - комплексы аккреционной призмы, маленькие плюмы и т.д. Но и часть лития, мобилизованного наряду с бором из пород слэба и надсубдукционного клина в расплавы, в этих «очаговых» структурах также консервируется. То есть, хотя бы частичное пространственное совмещение повышенных концентраций бора и лития в надсубдукционной мантии вполне реально.

- 50 ГЛАВА ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ РЕГИОНА АНАТОЛИЙСКОГО ПОЛУОСТРОВА И ФОРМИРОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРОВИНЦИИ В 5.1. Геодинамическая эволюция региона Анатолийского полуострова Месторождения бороносной провинции В1 располагаются в Турции, в северо-западной части Анатолийского п-ова (рис. 5.1), который вместе с примыкающими к нему южными частями Балканского п-ова, Мраморного и Эгейского морей является сегментом гигантской мезозойско кайнозойской коллизионной зоны – Альпийско-Гималайского складчатого пояса, образовавшегося вследствие конвергенции между северными (Северная Евразия) и южными (Африка+Аравия+Индия) континентальными массами, разделенными в мезозое океаном Нео Тетис. Коллизионный шов, тянущийся через весь Анатолийский п-ов и образовавшийся при закрытии в конце мела – начале кайнозоя фрагмента этого океанического бассейна, являвшегося, вероятно, одним из его морей, называется сутура Измир-Анкара-Эрзинкан-Нео-Тетис. Иногда западный и восточный сегменты этого шва именуют сутура Измир-Анкара и сутура Анкара Эрзинкан, соответственно. На Балканах продолжением данного коллизионного шва является сутура Вардар. Сутуры Битлис и Загрос – это позднекайнозойские зоны столкновения Аравийской плиты с Северной Евразией.

В широкой зоне, примыкающей к сутуре Измир-Анкара с обеих сторон, детально изучены и описаны мезозойские и кайнозойские комплексы-индикаторы субдукционных, коллизионных и других геодинамических обстановок (рис. 5.2а), на основании чего реконструированы основные этапы и некоторые детали позднемеловой и кайнозойской тектоно-магматической эволюции региона, которая существенно неоднородна в пространстве и времени и, в частности, довольно сильно различается для запада и востока Анатолийского п-ова.

По обобщениям [Okay et al., 2001;

Okay et al., 2006] в течение позднемелового времени на территории, соответствующей современным побережьям Черного (юго-запад), Мраморного, Эгейского морей и Анатолийскому п-ову, обособились две континентальные массы: Понтиды на севере и Анатолиды-Тауриды на юге. Эти микроконтиненты были разделены океаническим бассейном Измир-Анкара-Эрзинкан (часть океана Нео-Тетис) с массивом (микроконтинентом?) Кирсехир, располагавшимся внутри этого пространства или являвшимся выдвинутым на север блоком Анатолид-Таурид. Океанический бассейн существовал, как минимум, с позднего триаса (~225 млн лет по радиоляриям из кремнистых пород в прослоях среди пиллоу-базальтов [Tekin et al., 2002]) до конца раннего мела (альбский век, ~100 млн лет).

В Понтидах выделяются три блока: Родопы-Страндья (юго-запад Черного моря), Истанбул (юг Черного моря) и Сакарья (центральные области Анатолийского п-ова + части Мраморного и Эгейского морей). По [Robertson, Ustaomer, 2004] блок Сакарья был какое-то время независимым от северных Понтид континентальным фрагментом и в юрское время представлял собой микроконтинент, отделенный мезозойским Интра-Понтидским океаническим бассейном от южного края Северной Евразии. Этот океанический бассейн раскрылся в ранней юре, закрылся в начале позднего мела (~90 млн лет) и представлял собой, вероятно, залив более широкого Северного Нео-Тетиса, следом закрытия которого является Интра-Понтидская сутура. Понтиды представляют собой реликты комплексов южной активной окраины мезозойской Северной Евразии, под которую субдуцировалась литосфера океана Измир-Анкара-Эрзинкан. В позднемеловое время на территории, в настоящее время соответствующей блоку Сакарья, располагались вулканическая дуга, преддуговый осадочный бассейн и комплексы аккреционной призмы. Позднемеловой надсубдукционный магматизм в Понтидской дуге биостратиграфически ограничен временным интервалом 90-75 млн лет [Okay et al., 2001]. Прекращение надсубдукционного вулканизма связывается с выполаживанием субдукционной зоны вследствие вступления в нее блока Кирсехир и его столкновения с блоком Сакарья в интервале 90-65 млн лет [Okay, Tuysuz, 1999].

Рис. 5.1. Главные тектонические блоки и сутуры Балкано-Восточносредиземноморско-Черноморско-Ближневосточного региона, связанные с позднемезозойско-раннекайнозойской коллизией (по [Okay, 2001] с упрощениями) и положение бороносной провинции В1.

Рис. 5.2. Сводные геолого-тектонические данные, характеризующие бор-литиеносную провинцию В1 и ее кайнозойскую геодинамическую эволюцию. а) Тектоническая схема расположения меловых и раннекайнозойских комплексов, относимых к коллизионному эпизоду, по [Okay, 2001]. Гранитоиды Сутурной зоны и Мраморного моря показаны по [Altunkaynak, 2007]. Положение пяти КСКМ бора показано ромбами по [Erkul et al., 2005]. б) Этапы развития субдукционной зоны и эоценового «слома слэба» под северо-западной частью Анатолийского п-ова в связи с выплавлением эоценовых гранитоидов. По [Altunkaynak, 2007]. А-Т – Анатолиды-Тауриды.

Рис. 5.3. Концептуальная иллюстрация тектоно-магматических событий на пост-колли-зионном этапе по [Dilek, Altunkaynak, 2008]. Не все стадии обязательно осуществляются в орогенах. а) Утолщение коры и анатексис коры. б) Деламинация литосферы, тектоничес-кое растяжение и начало эксгумации коры. в) Астеносферное декомпрессионное плавле-ние и базальтовый вулканизм, если продолжается субдукция, то растяжение в задуговой области вследствие отката слэба (ролл-бэк), массовое формирование разломов в верхней хрупкой части коры.

На ранней стадии коллизии (~85 млн лет) на пассивную окраину блока Анатолид-Таурид были обдуцированы меланжированные комплексы реликтов океанического бассейна (офиолиты), разделявшего столкнувшиеся континентальные массы. В результате этой нагрузки большая часть блока Анатолид-Таурид испытала погружение с образованием осадочного бассейна с пелагической карбонатной седиментацией. Передний край блока Анатолид-Таурид с обдуцированными на него офиолитами вместе с аккреционными комплексами Понтидской окраины Северной Евразии был глубоко затянут в зону коллизии, породы деформированы и метаморфизованы до голубосланцевой фации в течение кампанского века (84-74 млн лет).

В настоящее время эксгумированные реликты этих комплексов маркируют с юга сутуру Измир-Анкара. Метаморфизованные комплексы, флиш и покровы вместе образуют флишоидную зону Борнова. Блок Кирсехир в процессе коллизии играл роль жесткого упора и остался относительно мало деформированным.

В самом начале палеоцена (~65 млн лет) началось столкновение Понтид, нарощенных блоком Кирсехир, с Анатолидами-Тауридами, причем Понтиды надвигались на Анатолиды Тауриды [Okay et al., 2001]. В эоцене под западной частью Анатолийского п-ова произошел надлом субдуцируемого слэба (рис. 5.2б) [Altunkaynak, 2007], который проявился специфичным эоценовым магматизмом [Davies, Blanckenburg, 1995]. В северо-западной части этого района с данным событием связывают формирование двух поясов плутонов: (1) гранитоидов Сутурной зоны вдоль сутуры Измир-Анкара и (2) гранитоидов Мраморного моря вдоль Интра-Понтидской сутуры. Гранитоиды Сутурной зоны имеют возраста 54–48 млн лет. Они внедрялись в голубосланцевые породы флишоидной зоны Борнова. По составу это диориты, кварцевые диориты, гранодиориты и сиениты. Гранитоиды второго пояса немного моложе по возрасту (48– млн лет), представлены монцогранитами, гранодиоритами, гранитами и интрудированы в палеозойско-мезозойский кристаллический фундамент блока Сакарья. Основной объем известных гранитоидов Сутурной зоны сосредоточен в центральной части бороносной провинции В1.

Рис. 5.4. Схема альпийского метаморфического пояса по [Catlos, 2005].

Заштрихованые области – метаморфические ядра калифорнийского типа.

Начало эксгумации массива Мендерес (реконструкцию по профилю «Мендерес», показанному черной сплошной линией и помеченному Х) соотносится с самыми ранними датировками по апатиту [Gessner et al., 2001] и зернам монацита 29.6±1.1 и 27.9±1.0 млн лет [Catlos, 2005], т.е.

датируется средне олигоценовым возрастом, а основная фаза – началась в раннем миоцене.

Рис. 5.5. Схема олигоцен-плиоценовой эксгумации массива Мендерес по [Seyitoglu et al., 2004].

Приблизительное положение профиля см. на рис. 5.4 (профиль «Мендерес). На графиках серым цветом показаны кривые охлаждения, желтым цветом осадочные накопления, а синим – комплексы пород низкотемпературных – высокобарических парагенезов (LTHP).

Рис. 5.6. Пространственно распределенная сводка изотопных датировок неоген-четвертичного магматизма в районе расположения крупнейших месторождений бора Бигадич и Эмет (провинция В1) на западе Анатолийского п-ова, по обобщению [Ersoy, Helvaci, 2007].

(а) – Тектоно-геологическая схема с местами отбора проб, месторождения Бигадич и Эмет показаны красными ромбами. 1 - четвертичные отложения, 2 – миоцен-плиоценовые осадочные породы, 3 – неоген четвертичные вулканические породы, 4 – неогеновые гранитные плутоны, 5- комплексы, маркирующие сутуру Измир-Анкара, 6 – массив Мендерес. (1) – Purvis et al., 2005;

(2) – Seyitoglu et al., 1997;

(3) – Ercan et al, 1985;

(4) - Bingol et al., 1982;

(5) – Bozkurt, 2004;

(6) – Hetzel, 1995;

(7) – Ercan et al, 1996;

(8) – Ring, Collins, 2005;

(9) – Innocenti et al., 2005;

(10) – Ylmaz et al., 2000;

(11) – Borsi et al., 1972;

(12) – Erkul et al., 2005;

(13) – Helvacy, Alonso, 2000.

(б) – схема временных интервалов магматизма для бассейнов (местоположение некоторых бассейнов см. на (а): (1) Урла-Фока, (2) Бигадич, (3) Гердес, (4) Демирджи, (5) Селенди, (6) Гюре, (7) Ушак, (8) Эмет.

Ультракалиевые по [Innocenti et al., 2005], лампроиты по [Ersoy, Helvacy, 2007], остальные данные по [Borsi et al., 1972;

Ercan et al. 1985, 1996;

Seyitoglu et al., 1997;

Helvacy, Alonso, 2000;

Ylmaz et al., 2000;

Purvis, Robertson, 2004;

Erkul et al., 2005].

Гранитоиды обоих поясов относятся к известково-щелочному ряду с обогащением по калию от среднего до высокого и преимущественно являются металюминевыми породами I-типа.

По Nd-Sr изотопной систематике и особенностям распределения редких и рассеянных элементов их материнские магмы были выплавлены из метасоматизированной литосферной мантии, модифицированной предыдущими субдукционными эпизодами. Предполагается, что ее частичное плавление было спровоцировано внедрением горячего материала через «окно в слэбе».

Мантийные расплавы в процессе своей эволюции были модифицированы контаминацией корового вещества (рис. 5.7) и процессами фракционной кристаллизации. Более сильное деплетирование гранитоидов Мраморного моря по Eu, Ba, Sr и P и более высокое содержание Pb, K, Ni и SiO2 в них по сравнению с гранитоидами Сутурной зоны подразумевает гораздо более высокую степень ассимиляции их магмами корового материала во время прохождения через кору блока Сакарья. Образование интрузий в Сутурной зоне (52-48 млн лет назад) по их особенностям соотносят непосредствнно со сломом слэба, а в зоне Мраморного моря (48-34 млн лет назад) – с воздействием горячей астеносферы через разрыв сплошности в слэбе [Altunkaynak, 2007].

Рис. 5.7. Диаграмма 87Sr/86Sr в зависимоcти от возраста магматических пород западной части Анатолийского п-ова, показывающая изменение степени загрязнения магм коровым материалом во времени. По [Dilek, Altunkaynak, 2007].

После слома слэба конвергентные процессы на сутуре Измир-Анкара замедлились и постепенно сошли на нет, а у противоположного края континентального блока Анатолид-Таурид заложилась новая или активизировалась уже существовавшая ранее зона субдукции, в которую стала погружаться литосфера современной Африканской плиты, и этот процесс продолжается в настоящее время. Прекращение магматической активности в поясе гранитоидов Мраморного моря ~34 млн лет назад наиболее вероятно связано с проникновением края нового слэба (Африканской плиты) на астеносферные глубины, где он «перекрыл» восходящий астеносферный поток, питающий этот процесс.

Вдоль зоны столкновения южной Понтидской окраины Северной Евразии с континентальными массами гондванской группы (включая и Анатолиды-Тауриды) образовался коллизионный ороген с переутолщенной и поэтому гравитационно неустойчивой корой. После завершения главной фазы коллизии начался процесс постколлизионной релаксации орогена:

«расползания» в верхнекоровых блоках и деламинирования («обрушения») фрагментов литосферной мантии (рис. 5.3).

Рис. 5.8. Стратиграфические колонки для крупнейших месторождений бора провинции В1, по [Erkul et al., 2005];

боратные зоны показаны черным цветом.

Рис. 5.9. Иллюстрация постмиоценового обрушения литосферного фрагмента под восточной частью Анатолийского п-ова, по [Keskin, 2007]. AF – Африканская плита, NATP – Северо-Анатолийская система разломов, EATP – Восточно-Анатолийская система разломов.

В позднем эоцене процесс проявился растяжением на Балканах [Brun, Sokoutis, 2005], в олигоцене его фронт достиг района Мраморного моря, в позднем олигоцене - раннем миоцене проявился в западной Турции [Seyitoglu et al., 2004;

Catlos, Cemen, 2005;

Ring, Collins, 2005], а в позднем миоцене - в восточной Турции [Keskin, 2003, 2007]. Вследствие этого в позднем олигоцене преобладающий режим сжатия в западной части Анатолийского п-ова, на юге Балкан, в пределах Мраморного и Эгейского морей сменился подъемом и растяжением коры, сопровождаемых магматической активизацией. При этом были эксгумированы метаморфические комплексы (рис. 5.4) массива Мендерес, на северном краю которого располагается бороносная провинция В1, а также Крита, Киклад [Trotet et al., 2001a,b], Родоп и Каздага, представляющих собой метаморфические ядра Калифорнийского типа [Lister et al., 1984]. Подъем затронул и южные части массива Кирсехир [Whitney, Dilek, 2001]. По обобщению [Ilbeyli et al., 2006] K-Ar возраста интрузивных гранитоидов I-типа в западной части Анатолийского п-ова (29 датировок), относимых к процессам растяжения и подъема коры, варьируют от 12 до 28 млн лет, при этом 85% датировок попадают в интервал от 17 до 24 млн лет с ярко проявленным пиком на 20 млн лет.

Начало эксгумации массива Мендерес, вследствие изостатической реакции на деламинацию литосферного мантийного корня [Seyitoglu et al., 2004], по результатам датирования апатита [Gessner et al., 2001] и монацита [Catlos, Cemen, 2005] из метаморфических пород этого массива оценивается как средний олигоцен: 29.6±1.1 и 27.9±1.0 млн лет, соответственно (рис. 5.5).

Датировки цирконов синэксгумационных гранитов (U-Pb, SIMS) дают возрастной ряд 24.4±0.3, 22.9±0.5, 21.0±0.2 и 20.7±0.6 млн лет [Ring, Collins, 2005]. Таким образом, временной интервал формирования метаморфического ядра в центральной части массива Мендерес может быть оценен от 29 до 15 млн лет.

Подъем и растяжение массива Мендерес сопровождались интенсивным всплеском вулканической активности: в западной Турции огромные площади покрыты продуктами постолигоценовых магматитов. По обобщениям [Ylmaz et al., 2001;

Aldanmaz, 2006;

Ersoy, Helvaci, 2007] широко распространенные в регионе вулканиты ранне- и среднемиоценового возраста (22 - 15 млн лет) представлены сериями лав и пирокластических отложений известково щелочной и шошонитовой серий, иногда встречаются также ультракалиевые и лампроитовые продукты вулканической деятельности [Innocenti et al., 2005;

Ersoy, Helvaci, 2007] (рис. 5.6, см.

также рис. 9.6).

Рис. 5.10. Сейсмические скорости Рn для Анатолийского п-ова, Кавказа и прилегающих территорий, по [Al Lazki et al., 2003]. 1 - сейсмостанции, 2 – крупнейшие надвиговые системы, 3 – крупнейшие сдвиговые разломные зоны. NAF – Северо-Анатолийская система разломов, EAF – Восточно-Анатолийская система разломов, GC – Большой Кавказ, LC – Малый Кавказ, DSF - система разломов Мертвого моря, BS – сутура Битлис, ZS – сутура Загрос.

Рис. 5.11. Схема постпозднеэоценовой тектонической эволюции Анатолийско-Балканского региона и сопредельных территорий, по [Faccenna et al., 2006]. Серые стрелки – направления движения плит, синие стрелки показывают направления сжатия (залитые) и растяжения (полые) в некоторых ключевых регионах.

Точечная линия – примерная линия «слома слэба», желтым тоном показано примерное положение региона, под которым обрушился фрагмент литосферной мантии (см. рис. 5.10). Дальнейшие разъяснения см. в тексте.

Миоценовые вулканиты подразделены на две стадии – раннюю и позднюю. Ранняя длилась до среднего миоцена и характеризуется шошонитовыми и известково-щелочными калиевой серии продуктами извержений, которые меняются по кремнекислотности от андезито-базальтов и андезитов до риолитов. Продукты начальных стадий вулканизма представлены почти исключительно лавами, которые вверх по разрезу сменяются чередованием лав и пирокластических отложений. Среди эффузивов преобладают породы с порфировой структурой.

Очень характерны обширные игнимбритовые поля.

Поздняя стадия (средний миоцен) по составу пород была менее кремнекислой (от базальтов до андезитов), менее калиевой и с преобладанием афировых структур. Площадь распространения вулканитов позднего этапа значительно меньше, а пирокластических пород очень мало. Лавы по большей части локализованы в небольших зонах растяжения, ограниченных системами разломов, ориентированными В–З или СВ–ЮЗ, они в гораздо меньшей степени «загрязнены» коровым материалом, чем продукты предыдущих магматических эпизодов (рис. 5.7). То есть этот вулканизм был связан с очень локально проявленной тектоникой.


В целом, магматизм первой стадии, носящий ярко-выраженный «взрывной» характер, соответствует начальной стадии деламинации мантийной литосферы, во время которого тонущий холодный «литосферный корень» замещается поднимающимся горячим астеносферным веществом мантии. Последующие магматические эпизоды характеризуются значительно меньшими объемами изверженных пород, особенно, пирокластики. При этом, формирование всех месторождений бора провинции В1 совпадает по времени и в пространстве со «взрывной» первой стадией вулканизма (рис. 5.8).

Наибольшее влияние на позднемиоценовую – четвертичную тектонику региона оказало разрушение слэба Аравийской плиты под сутурой Битлис-Загрос приблизительно 12 млн лет назад, вызванное вступлением в зону субдукции континентальной литосферы Аравийской плиты, и последующее «обрушение» в мантию фрагмента слэба [Keskin, 2003, 2007;

Lei, Zhao, 2007] (рис.

5.9). Обрушение слэба сопровождалось поднятием Турецко-Иранского плато на высоту 1.5–2.0 км и импульсом вулканизма в восточной части Анатолийского п-ва, где более половины Восточно Анатолийского плато залито преимущественно субщелочными вулканитами [Akyol et al., 2006;

Keskin, 2003, 2007].

Этот вулканизм мигрировал от северных частей сутуры Битлис (~11 Ma) к Малому Кавказу (~3 Ma). Значения сейсмических скоростей Pn (характеризующих слой мантии непосредственно под подошвой коры – границей М) понижены до 7.8 км/с под западной частью Анатолийского п ова, до 7.6 км/с под восточной частью п-ова и только небольшая область под массивом Кирсехир характеризуется значениями около 8.0 км/с [Al-Lazki et al., 2004] (рис.5.10). Это свидетельствует об отсутствии литосферы и замещении ее астеносферой практически под всем Анатолийским п овом и о состоянии верхней мантии, близком к плавлению, под восточной частью Анатолийского п-ова.

За деламинацией литосферы под Анатолийским регионом и прилегающими областями последовала резкая тектоническая реорганизация, которая стала следствием функционирования оформившихся течений в мантии вдоль простирания зоны коллизии. Прежде всего, это выразилось в вычленении новой Анатолийской микроплиты (АМП) системами сдвиговых Анатолийских разломов: Северо-Анатолийской (САСЗ), отделяющей АМП с севера от Евразийской плиты, и Восточно-Анатолийской, отделяющей АМП с юго-востока от Аравийской плиты [Faccenna et al., 2006], и сходящихся в точке тройного сочленения Карлиова (рис. 5.11), а также во фрагментации субдуцируемого слэба (см. ниже в этом параграфе) [Agostini et al., 2007]. В Восточной Турции и на Малом Кавказе преобладающий режим надвигания с осями сжатия, ориентированными в направлении ССЗ, сменился в раннем миоцене на сдвиговые движения.

Однако все эти события слабо сказались на тектонике западной части Анатолийского п-ова, где в плиоцене произошло лишь изменение направления растяжения (ЗСЗ в миоцене, ССВ в плиоцене).

Магматизм вне восточной части Анатолийского п-ова (западная часть последнего и Эгейско Балканский регион) в период с позднего миоцена до настоящего времени представлен, главным образом, рассеянными периодическими извержениями небольших объемов щелочных базальтов и редкими специфическими породами типа высокомагнезиальных щелочнобазитовых вулканитов (1) и лампроитов (2).

Рис. 5.12. Схема распределения позднекайнозойских вулканических пород в западной части Анатолийского п-ова и в Эгейском регионе, по [Agostini et al., 2007]. Оконтуренные области – районы, где распространены обнажения щелочных базальтов, цифры показывают изотопный возраст. Пунктирной линией оконтурен пояс высокомагнезиальных вулканитов, маркирующих «разрыв в слэбе» (см. рис. 5.13), звезды – положение их обнажений.

(1). Высокомагнезиальные позднемиоценовые и более молодые вулканические комплексы незначительны по объему и представлены в редких обнажениях в западной части Анатолийского п-ова и на островах в Эгейском море (рис. 5.12). Они маркируют узкий E-W пояс, тянущийся от Эскисехира (Eskisehir) до Эвиа (Evia) и связываемый с поперечным разрывом в слэбе Африканской плиты (рис. 5.13). Предполагается, что высокомагнезиальные магмы зародились в подслэбовой мантии и мигрировали вверх через этот разрыв. Главные временные рамки активности между 12 и 6 мнл лет. При этом местами отмечены и более древние продукты извержений с возрастом около 16 млн лет в районе Чиос (Chios) и более молодые с возрастом около 4.4 млн лет в районе Патмос (Patmos). Основной период должен соответствовать разрыву слэба на две раздельные микроплиты, Греческую и Анатолийскую. Щелочные базальты в районе Псатура (Psathoura) (0.7 млн лет) к северу от западной оконечности Северо-Анатолийского разлома и плейстоценовые высокомагнезиальные базальты региона Кула (Kula) к югу от этой тектонической зоны на востоке представляют собой наиболее молодые продукты подслэбовой мантии, свидетельствующие о расширении разрыва в слэбе.

(2) Позднеплиоценовые ультракалиевые лампроиты задокументированы [obana, Flowerb, 2006] в местечке Бусак (Bucak), юго-запад Анатолийского п-ова (южная часть массива Мендерес), располагающемся на линии Кирка-Афион-Испарта (Kirka–Afyon–Isparta - KAI). Приблизительно в этом же регионе задокументированы и раннемиоценовые лампроиты (рис. 5.6, бассейн Селенди).

Пока внятная геодинамическая интерпретация их происхождения отсутствует.

Рис. 5.13. Трехмерная схема Эллинско– Критской субдукционной зоны по [Agostini et al., 2007]. Стрелки пропроциональны ско-рости миграции («откат» - roll-back) Критского и Эллинского желобов. Более быстрая миграция Эллинского фронта по сравнению с Критским должна была сгенерировать «разрыв» в слэбе, разделяющий субдуцируемую литосферу на два сегмента. Литосферная мантия может подниматься в «разрыв» в слэбе и локально питать внутриплитный (высокомагнезиальный) магматизм.

5.2. Отражение кайнозойской геодинамики Анатолийского п-ова в современной структуре коры и верхней мантии В настоящее время субдуцируемый слэб под Анатолийским полуостровом мало похож на монолитную пластину: он необычно толстый, следовательно, сильно деформированный, сегментированный и с «дырками» (рис. 5.14). Сложной конфигурации слэба отвечает соответствующая непростая конфигурация системы желобов в Средиземном море, разделенных сдвиговыми и надвиговыми зонами, маркирующими зону контакта Африканской и Аравийской плит и зону сочленения Греческой и Анатолийско-Эгейской микроплит.

По данным сейсмотомографии на регион, включающий Средиземное и Черное моря (рис.

5.15), выявлена наклонная высокоскоростная область, соответствующая субдуцируемой литосфере Африканской плиты под Европу. Она прослежена до глубин не менее 600 км, то есть до транзитной зоны в мантии [Piromallo, Morelli, 2003]. На этих глубинах высокоскоростная аномалия является сплошной под всем Средиземным морем (под системами Эллинских, Критских и Кипрских желобов) и под восточной частью Анатолийского п-ова (под сутурами Битлис и Загрос). Однако на литосферных глубинах (80-200 км) сплошность слэба пропадает на восток от Кипра, то есть в слэбе Аравийской плиты в настоящее время фиксируется своего рода «дырка». Ее формирование связывается с вступлением в зону субдукции континентальной литосферы Аравийской плиты 12 млн лет назад (рис. 5.9).

В целом континентальные блоки вокруг коллизионной сутуры (линия Альпы-Динариды Анатолийский п-ов) характеризуются повышенной мощностью коры (35 км), кроме региона современного растяжения коры, захватывающего Мраморное и юг Эгейского морей и запад Анатолийского п-ова, где ее мощность сокращена до 25-35 км (рис. 5.16б). Так, Эгейский регион имеет среднюю толщину коры 33 км и Pn и Sn скорости 7.85 и 4.53 км/с [Horasan et al., 2002]. В заливе Измит (регион Мраморного моря) средняя толщина коры 32 км, а Pn и Sn скорости 8.0 и 4.60 км/c. Слегка повышенные мантийные скорости в регионе Мраморного моря по сравнению с регионом Эгейского моря, возможно, связаны с адвективным охлаждением верхней мантии под Мраморным морем пододвигаемой туда литосферой Черного моря.

Приблизительно равная мощность коры предполагает примерно одинаковую степень растяжения регионов Мраморного и Эгейского морей. Мощность коры восточной части АМП варьирует от 38 км на юге до 50 км на севере [Angus et al., 2006], но на западе Анатолийского п-ва (зона Сакарья и прилегающие территории) она сокращена до 25-28 км [Horasan et al., 2002] и характеризуется значениями сейсмических скоростей значительно ниже средних для платформ [Angus et al., 2006]. В частности, значения сейсмических скоростей Pn понижены до 7.8 км/с под западной частью Анатолийского п-ова и до 7.6 км/с под его восточной частью [Al-Lazki et al., 2004]. Во всем Средиземноморско-Анатолийском регионе за исключением полосы вокруг желобов в Средиземном море (рис. 5.16а) тепловой поток повсеместно выше 70-80 мвт/м2, что является косвенным индикатором общей высокой тектонической активности.

Рис. 5.14. Блок-диаграмма современной конфигурации субдуцируемой литосферы под Анатолийским п вом и прилегающими регионами, по [Faccenna et al., 2006]. Сегментация Критско-Эллинских желобов (см.

рис. 5.13) на этом рисунке не показана.

Рис. 5.15. Сейсмотомографические сечения в Средиземноморском регионе, по [Piromallo, Morelli, 2003].

Рис. 5.16. Распределение поверхностного теплового потока и мощностей земной коры, по [Jimnez-Munt et al, 2003] (a) Поверхностный тепловой поток (mW/m2), изолинии через 5 mW/m2. (б) Мощность коры, изолии через 2.5 км.


Современная постколлизионная плитотектоническая конфигурация в регионе характеризуется сложной кинематикой (рис. 5.17). В центре области в «буферной» зоне между крупными Евразийской, Африканской и Аравийской плитами располагается АМП, которая движется вдоль Северо-Анатолийской сдвиговой зоны (САСЗ), представляющей собой систему правосторонних сдвиговых разломов, тянущихся более чем на 1400 км от точки Карлиова до Эгейского моря, где она расщепляется на несколько ветвей. Данные GPS и SLR показывают, что в настоящее время на САСЗ аккомодируется практически вся сдвиговая компонента (22 мм/год) во взаимных движениях АМП и Евразийской плиты [McClusky et al, 2000].

Рис. 5.17. Схема современных движений плит по данным GPS (а) и геодинамических режимов Анатолийского п-ова и прилегающих регионов (б).

Внутренние деформации центральных областей АМП меньше 2 мм/год, а ее движение как жесткого блока происходит как вращение против часовой стрелки вокруг полюса около дельты Нила. Южный блок Эгейского моря движется когерентно с АМП по направлению к Эллинской дуге, но с большей скоростью, чем центральные области АМП (30 мм/год против 20 мм/год) [McClusky et al., 2000;

Le Pichon et al., 1995;

Kahle et al., 1999]. Разница в скоростях компенсируется растяжением в западной части Анатолийского п-ова. Повышенные скорости движения и интенсивность растяжения в южном Эгейском блоке связываются с откатом (rollback) Эллинского желоба [Le Pichon, Angelier, 1979;

Gautier et al., 1999;

Wortel, Spakman, 2000;

Jolivet, Faccenna, 2000;

Jolivet, 2001]. Таким образом, современное движение АМП контролируется двумя процессами: «выдавливанием» ее на запад из зоны столкновения Евразийской и Аравийской плит и затягиванием ее Эгейского края на юг отступающим Эллинским желобом. Внутренние области западной части АМП и регионов Мраморного и Эгейского морей испытывают интенсивное растяжение (в направлении север-юг), а литосфера Черного моря круто погружается на юг под регион Мраморного моря.

5.3. Геодинамическая обстановка при формировании месторождений Бигадич, Кирка, Эмет, Султанчаир и Кестелек Месторождения бора провинции В1 располагаются в неогеновых осадочных бассейнах (рис. 5.2а). Их фундаментом являются комплексы различных тектонических единиц: массива Мендерес, блока Сакарья и флишевой зоны Борнова.

Флиш Борнова представляет собой практически неметаморфизованные, но существенно деформированные маастрихт-нижнепалеоценовые граувакки и алевролиты с блоками мезозойских неритовых известняков и (реже) мафических вулканитов, кремней, пелагических алевро аргиллитов и неравномерно серпентинизированных перидотитов.

Комплексы массива Мендерес являются выведенными к поверхности в миоцене глубинными горизонтами блока Анатолид-Таурид (Мендерес и Битлис - самые обширные выходы докембрийского кристаллического фундамента в регионе). До позднемеловой коллизии блок Анатолид-Таурид представлял собой плиту с верхненеопротерозойским кристаллическим фундаментом, перекрытым осадочными породами не древнее среднекембрийского возраста [Okay et al., 2006]. В процессе Альпийской орогении его северный край, вовлеченный в коллизионную зону, был сильно деформирован и в настоящее время перекрыт тектоническими покровами. В массиве описаны мезозойско-кайнозойские мраморы, верхнепалеозойские сланцы и метаморфиты кембрийско-ордовикского возраста [Sengor et al. 1984;

Satir, Friedrichsen 1986;

Loos, Reischmann, 1999]. Самые древние датировки пород в массиве Мендерес приходятся на конец неопротерозоя и ранний кембрий, что отвечает Панафриканской орогении. Большую часть фундамента составляют метагранитоиды с возрастом ~550 млн лет по цирконам [Hetzel, Reischmann 1996;

Loos, Reischmann 1999]. Известные здесь метаморфические породы эклогитовых фаций с неопротерозойскими протолитами [Candan et al., 2001] показывают по цирконам и монациту кембрийско-ордовикские возраста [Cemen et.al, 2006].

Зона Сакарья представляет собой континентальную пластину более 1500 км длиной. Она состоит из юрских и более молодых осадочных и вулканических пород, которые несогласно залегают на более древнем фундаменте. Последний включает два разновозрастных комплекса:

плутонические и метаморфические породы девона-карбона и аккреционно-субдукционные комплексы с голубыми сланцами и эклогитами триаса.

Таким образом, происхождение, возраст становления и докайнозойская тектоническая история пород непосредственно под месторождениями бора провинции В1 весьма различны, и не отмечается никаких корреляций между месторождениями и породами, их подстилающими.

Объединяет их только то, что в результате коллизии Анатолид-Таурид и Понтидской окраины Северной Евразии они были спаяны в единую континентальную массу и, начиная с этого времени, подвергались однотипному тектоно-магматическому воздействию. Главные постколлизионные тектоно-магматические эпизоды в регионе бороносной провинции В1 следующие:

(1) эоценовое обрушение слэба, сопровождавшееся гранитоидным магматизмом (гранитоиды Сутурной зоны и Мраморного моря);

(2) ранне-среднемиоценовое деламинирование литосферного корня, сопровождавшееся растяжением коры и «взрывным» вулканизмом (высококалиевые андезито-базальтовые и андезито-дацитовые лавы, пирокластические образования и игнимбриты), а в конце периода спокойный по стилю андезито-базальтовый магматизм;

(3) позднемиоцен-четвертичные локальные периодические извержения небольших объемов щелочных базальтов.

Формирование месторождений в раннем миоцене совпадает по времени с началом эпизода (2), т.е. c начальной фазой деламинации литосферного корня. Анализ комплекса данных позволяет утверждать наличие глубоких изменений в литосферной мантии в этот период под местом расположения месторождений. В частности, петрохимические и изотопно-геохимические особенности гранитоидов Сутурной зоны (магматический эпизод (1)), выплавленных за ~30 млн лет до формирования месторождений, свидетельствуют о наличии в то время обогащенной литосферной мантии под блоком Сакарья, в том числе и под бороносной провинцией [Altunkaynak, 2007]. В настоящее же время по всем геофизическим данным континентальная литосферная мантия под регионом отсутствует [Piromallo, Morelli, 2003;

Al-Lazki et al., 2004;

Jimnez-Munt et al., 2003;

Faccenna et al., 2003, 2004, 2005;

Brun, Sokoutis, 2005;

Cemen et al., 2006;

Hafkenscheid et al., 2006;

Akyol et al., 2006].

Растяжение коры выразилось в формировании системы грабенов с осадочными бассейнами в них, ограниченных прямоугольной системой разломов, которые ориентированы в направлениях СВ–ЮЗ и СЗ–ЮВ (Рис. 5.6а). По данным магнито-теллурических и геоэлектрических исследований [Сaglar, 2001], под бассейнами возможно до сих пор располагаются не до конца остывшие интрузии, которые являются источниками тепла для широко распространенных в западной Турции горячих источников с температурами в подземных резервуарах до 150 С [Helvaci, Alaca, 1991;

Gemici, Tarcan, 2002].

Все КСКМ бора в провинции приурочены к периферическим осадочным фациям миоценовых бессточных озер. Они сформировались в течение интервала времени, не превышающего 3 млн лет (рис. 5.8) и не показывают каких-либо существенных отличий друг от друга, хотя имеют вариации по запасам бора (см. табл. 2.1), по набору и концентрациям сопутствующих элементов (согласно табл. 5.1, например, повышенные содержания лития отмечаются в вулканитах месторождений Кестелек и Кирка), по строению и минерализации конкретных боратных зон и др. Все месторождения характеризуются существенными отрицательными значениями 11B (см. рис. 3.1), т.е. «континентальной» изотопией, если следовать предложенной нами в главе 3 типизации.

Крупнейшее в провинции и самое большое в мире по запасам бора месторождение Бигадич сформировалось первым из пяти КСКМ региона, и его изученность наиболее высока [Erkul et al., 2005;

Helvaci, Alaca, 1991;

и др.]. Бороносный бассейн сформировался здесь в результате тектонического растяжения, сопровождавшегося формированием разломов и активным магматизмом. В нижнемиоценовом разрезе бассейна доминируют осадочные породы озерного, флювиального, эвапоритового происхождения и многочисленные вулканические комплексы (рис.

2.2в), которые приурочены к ориентированным на СВ разломам. Лавы по составу варьируют от базальтовых до риолитовых и датированы в интервале 23.0-17.8 млн лет. Стратиграфические и геохронологические данные свидетельствуют о двух вулканических эпизодах, один из которых (Коджайскан) предшествовал, а второй (Бигадич) сопутствовал отложению лимнических формаций. Продукты этих эпизодов группируются в две свиты, разделенные угловым несогласием.

Вулканиты Коджайскан представлены андезитами, трахиандезитами и трахитами, слагающими субвулканические тела и лавовые потоки. Кроме того, отмечены пирокластические породы, которые сформировались в субаэральных обстановках. Вулканиты свиты Бигадич имеют контрастный по кремнекислотности состав (риолиты-риодациты и базальты-андезито-базальты), многие породы отличает повышенная щелочность с калиевым уклоном и магнезиальность, характерные для шошонитовой серии. Широко представлены как лавовая, так и туфогенная фации. Вулканические породы по латерали и разрезу перемежаются с осадочными породами, преимущественно - лимническими отложениями, формировавшимися в периодически существовавших озерах. Бороносные отложения располагаются здесь в двух горизонтах, которые разделены туфами: мощность нижнего - от 35 до 130 м, а верхнего - от 20 до 110 м. Руды чередуются с литифицированными глинами и илами, туфами и тонкослоистыми известняками.

Доминирующими минералами в боратных горизонтах являются колеманит и улексит, реже встречаются такие минералы, как пандермит, пробертит, хаулит, мейергофферит, гидроборацит и иньоит.

Таблица 5.1. Возраст некоторых вулканогенных пород на месторождениях провинции В1 и содержания в них бора и лития, по [Helvaci, Alonso, 2000].

Месторождение/ Порода Содерж., м.д. Возраст, K/Ar, млн лет № обр. B Li Бигадич B-6 трахит 267 34 18.3±0.2 (калишпат) B-2 риолит 83 19 19.0±0.2 (биотит) Султанчаир S-1 риолитовый туф 20.0±0.5 (калишпат) Кестелек Ке-1 трахиандезитовый туф 127 653 17.4±0.3 (рог. обманка) Емет Е-9 трахит 85 10 15.4±0.2 (калишпат) Е-1 трахитовый туф 77 7 16.8±0.2 (биотит) Е-3 риолит 67 5 19.0±0.2 (биотит) Кирка К-1 трахит 96 14 16.1±0.2 (калишпат) К-2 риолит 490 600 18.5±0.2 (биотит) В работе [Erkul et al., 2005] отмечается, что месторождение Бигадич приурочено к разломной зоне регионального масштаба, называемой авторами трансферной зоной Измир Балькейсир (рис. 5.2а). Она трактуется как зона, аккомодирующая дифференциальное растяжение между Кикладами и Западной Турцией, и в целом полагается активной, начиная с позднего мела, а в бассейне Бигадич, который целиком в ней располагается, по крайней мере, в течение и после раннего миоцена. Следует отметить, что в эту же зону попадают месторождения Султанчаир и Кестелек, а ее южный конец протягивается в район о.Самос, где зафиксированы суперобогащенные бором туфы [Stamatakis, 1989]. Но месторождения Эмет и Кирка располагаются на очень значительном удалении от этой зоны.

С нашей точки зрения, тектоническая трактовка гипотетической разломной зоны Измир Балькейсир в работе [Erkul et al., 2005] не вписывается в современные представления о кайнозойской геодинамике региона [Kahle, et al., 1999;

Gautier et al., 1999;

Jolivet, Faccenna, 2000;

Jolivet, 2001;

Gessner et al., 2001;

Piromallo, Morelli, 2003;

Al-Lazki et al., 2004;

Jimnez-Munt et al., 2003;

Faccenna et al., 2003, 2004, 2005, 2006;

Brun, Sokoutis, 2005;

Cemen et al., 2006;

Hafkenscheid et al., 2006;

Akyol et al., 2006;

Agostini et al., 2007;

obana, Flowerb, 2007]. В частности, нет никаких подтверждений по данным GPS, сейсмичности или другим источникам информации о современных движениях или деформациях в пределах этой зоны (рис. 5.17), или сведений, которые позволяли бы придавать ей особый статус в миоцене (рис. 5.11).

В нашей интерпретации вслед за [Lister et al., 1984;

Catlos, Cemen, 2005] весь регион, включающий Эгейское и Мраморное моря и запад Анатолийского полуострова, в конце олигоцена – миоцене был подвергнут постколлизионному растяжению, при котором в западной части полуострова образовалась система взаимно-ортогональных разломов, ограничивающих неогеновые бассейны. Область развития разломов в западной части Анатолийского п-ова гораздо обширнее (выходит далеко за пределы) гипотетической зоны Измир-Балькейсир (рис. 5.6а). Таким образом, сомнительно как само выделение этой особой разломной зоны, так и ее особой роли в размещении борных месторождений.

Не выявляются очевидные пространственные корреляции между расположением месторождений бора провинции В1 и «разрывами» в слэбе Африканской плиты, сегментирующими ее на Эллинскую, Критскую и Кипрскую части.

Выводы по главе 5.

Геодинамический сценарий глубинных процессов, предшествовавших формированию месторождений провинции В1, в нашей интерпретации, следующий. В течение позднего мела происходила субдукция океанической литосферы океана Измир-Анкара под южную окраину Северной Евразии, краем которой была современная зона Сакарья. Выделяющийся из слэба флюид, содержащий бор, частично мигрировал в аккреционные комплексы, участвовал в выплавлении надсубдукционных магм, частично фиксировался в серпентинитовых куполах в мантийном клине и возможно участвовал в других надсубдукционных процессах. Но в результате в целом надсубдукционная литосферная колонка потенциально обогащалась бором.

По-видимому, северный край блока Анатолид-Таурид с континентальной корой имел сложную неровную форму и не имел жесткой континентальной литосферы. В позднем мелу (75 млн лет назад) передовые фрагменты Анатолид-Таурид (частью которых был блок Кирсехир) либо были затянуты в субдукционную зону, либо аккретированы к окраине Северной Евразии. К началу кайнозоя (65 млн лет назад) к субдукционной зоне приблизились фрагменты Анатолид-Таурид, имевших тогда континентальную литосферу. При вступлении в зону коллизии мощной плавучей континентальной литосферы, неизбежно происходит обрушение нижней части субдуцируемого слэба и в раскрывающуюся «дырку» в слэбе поднимается горячая астеносфера. Горячие мантийные расплавы инициировали выплавление гранитоидов. Обрыв слэба под западной частью Анатолийского п-ова маркируется выплавлением гранитоидов Сутурной зоны (52-48 млн лет назад), которые геометрически располагаются в центре бороносной провинции В1 (рис. 5.2а). При выплавлении гранитоидов на границе нижней коры и мантии продуцируется гранат-пироксеновый рестит, имеющий очень высокую плотность (существенно выше, чем обычная плотность мантии) и входящий в литосферный корень.

В процессе продолжавшейся коллизии Северной Евразии и Анатолид-Таурид в зоне их столкновения образовался коллизионный ороген с утолщенной корой. При достижении критической толщины коры ороген стал «растекаться» и коллапсировать. В начале миоцена процесс дестабилизации орогена в западной части Анатолийского п-ова в первую очередь проявился обрушением в мантию утяжеленного литосферного корня из-под гранитоидов Сутурной зоны.

Описываемый процесс не мог не вызвать изостатический подъем блока и растяжение коры, что сопровождалось формированием бессточных депрессионных структур. Такие миоценовые седиментогенные бассейны на западе Анатолийского полуострова распространены достаточно широко. Но только те из них, что сосредоточены в обрамлении района распространения гранитоидов Сутурной зоны, накопили в себе значительные концентации борных руд (рис. 5.2а), содержащих, помимо того, признаки обогащенности материнских рассолов также и литием (гекторит). Такая конфигурация рудного района имеет свое логичное объяснение.

Обрушение литосферного фрагмента дестабилизировало большие объемы мантии и навело замещающие восходящие астеносферные потоки, которые инициировали мощный всплеск вулканизма контрастного состава, в т.ч. повышенной щелочности калиевой серии. Если месторождения бора прямо или косвенно были связаны с этими восходящими потоками, то они не могли не тяготеть именно к области вокруг зоны гранитоидов Сутурной зоны, являющейся своего рода «проекцией» тонущего литосферного корня с гранат-пироксеновым реститом, так как эти потоки должны были его обрамлять.

ГЛАВА ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЦЕНТРАЛЬНЫХ АНД И ФОРМИРОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРОВИНЦИИ В 6.1. Геодинамическая эволюция Центральных Анд Современная западная окраина Южно-Американского континента на всем своем протяжении представляет Андийскую субдукционную зону, где океаническая плита Наска пододвигается под континентальную окраину (рис. 6.1а). Режим активной континентальной окраины существует здесь, по крайней мере, с позднего мела (см. обзор [Ломизе, 2008] и ссылки там), и все это время на окраине континента доминировали обстановки сжатия вкрест береговой Кордильеры.

В конце олигоцена произошла перестройка движений океанических плит в восточном секторе Тихого океана. Океанические плиты Наска и Кокос, составлявшие значительную часть палеоплиты Фараллон, отделились от нее, начав самостоятельное движение, и при этом произошло резкое увеличение скорости конвергенции между плитой Наска и Южно Американской плитой [Pardo-Casas, Molnar, 1987]. И далее, в течение неоген-четвертичного времени происходила существенная перестройка геодинамических обстановок вдоль всей Тихоокеанской окраины Южной Америки, включая изменение угла субдукции плиты Наска в различных сегментах, резкую интенсификацию процесса горизонтального укорочения коры, активизацию различного типа магматизма и др.

В центральном сегменте Южно-Американской окраины тектоническая активизация привела в конечном итоге к формированию современного высокостоящего орогена Центральных Анд (рис. 6.1 и 6.2), который характеризуется близкими к экстремальным значениями по многим геолого-геофизическим параметрам. Среди важнейших следует отметить следующие.

1. Вдоль всей западной окраины Южной Америки тянется складчато-надвиговый горный пояс с современной вулканической активностью на западном краю (рис. 6.1б), но только в центральной части Южноамериканской окраины (~ от 10 до 30 ю.ш.) в пределах этого пояса располагаются обширные высокогорные (3.7 км) плато Пуна и Альтиплано [Allmendinger et al., 1997] (рис. 6.2).

2. Перепад рельефа в пределах центрального сегмента Андийской субдукционной зоны достигает 13 км: глубина океанического желоба ~7 км, высота вулканов в Андах ~6 км.

3. GPS эксперименты показали, что океаническая плита Наска движется в восточном направлении (с небольшой северной составляющей) со скоростью ~(7-8) см/год. Южно Американская плита движется приблизительно на северо-запад со скоростью 1-2 см/год (http://sideshow.jpl.nasa.gov/mbh/series.html), при этом скорость западного дрейфа около (0.5-1) см/год. Оба движения вместе обуславливают конвергентную скорость в Андийской субдукционной зоне около 9 см/год (одна из самых высоких в мире в настоящий момент).

4. Сейсмофокальная зона Беньоффа под Центральными Андами прослеживается до глубин более 670 км (рис. 6.3), здесь зафиксированы землетрясения с магнитудой, достигающей 9.5 (рис.

6.1а).

5. Горная система Центральных Анд характеризуется одними из самых больших значений мощности коры на Земле, которая здесь достигает 70-75 км.

6. В районе плато Пуна и Альтиплано аномалия геоида оценивается ~ +60 м, а аномалии Буге достигают ~ -400 мГал [Goetze, Kirchner, 1997], характеризуя одну из самых больших литосферных плотностных аномалий на Земле.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.