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 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 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 3 ] --

Центральные Анды отделены с западной стороны от прибрежных областей Прекордильерской разломной зоной, а с восточной стороны от равнины Чако Субандийской надвиговой зоной. Южно-Американская платформа стабильна с протерозоя [Rapela et al., 1998], в Андах, напротив, начиная, как минимум, с протерозоя, зафиксированы периоды осадконакопления, орогенеза, рифтинга, магматической активности и др.

Рис. 6.1. Современная геодинамика Андийской субдукционной зоны а). Обобщение результатов GPS наблюдений для западной окраины Южно-Американского континента.

Стрелки показывают движения в точках расположения станций по отношению к жесткому ядру Южно Американского континента. Севернее ~22о данные Корнельского университета за два года наблюдений (сайт http://www.earth.nwu.edu/research/snapp.html). Стрелка, помеченная GPS NZ-SA, показывает движение плиты Наска по направлению к Ю. Америке, полученное по измерениям на станциях, расположенных на островах этой плиты. Стрелка, помеченная NUVEL-1 ~77 мм/год, показывает рассчитанную по модели NUVEL-1A скорость движения плиты Наска. Южнее ~22о данные по [Klotz et al., 2001] за период 1994- г.г., скорость движения плиты Наска оценена в ~65 мм/год. Штриховкой показаны зоны очагов двух наиболее сильных землетрясений региона за инструментальный период наблюдений, механизмы землетрясений показаны в проекции на нижнюю полусферу. Схематичная топография Кордильер показана серым тоном.

б). Генерализованная схема тектонических элементов западной окраины Южной Америки, по [Kley, Monaldi, 1998], и положение бор-литиеносной провинции В2.

Рис. 6.2. Концептуальная схема структуры литосферы современных Центральных Анд на широте 21о, по [Beck, Zandt, 2002]. Со стороны Тихого океана под Андийскую окраину субдуцируется океаническая плита Наска, с востока под Анды пододвигается литосфера Южно-Амерканской платформы. Двусторонние черные и белые стрелки и кружочки с крестом и точкой показывают ориентацию быстрой анизотропной оси (~ направление течения вещества). Красные вертикальные стрелки показывают области изменения ориентации анизотропных осей. По этим данным литосфера Южно-Американской платформы прослеживается под Анды не далее долготы 66°. Красными тонами в мантийном клине показаны относительно более горячие области.

В современных Центральных Андах выделяются 5 вытянутых вдоль побережья главных тектоно-геоморфологических провинций (с последующим подразделением их на более мелкие подпровинции) (рис. 1.27, 6.2 и 6.4): (1) андезитовый вулканический пояс Западные Кордильеры;

(2) высокогорные плато Альтиплано и Пуна;

(3) складчато-надвиговые комплексы Восточных Кордильер, (4) Внутриандийская и (5) Субандийская области. Последние две называют также Субандами, они характеризуются слабодеформированным фундаментом и «тонкослойной» по стилю1 тектоникой осадочного чехла. Месторождения бора и лития располагаются в области современной вулканической дуги Западные Кордильеры и задуговой области – плато Пуна и Альтиплано.

Начало новейшего формирования Центральных Анд в позднем олигоцене связывается с возникновением далеко в тылу субдукционной зоны локального (флюидо-инспирированного?) реологического ослабления континентальной литосферы. Первые эксгумационные процессы в центральных областях Восточных Кордильер начались 40–36 млн лет назад [Anders et al., 2002;

Ege et al., 2007;

Oncken et al., 2007 и ссылки там] (рис. 6.4). В дальнейшей тектонической эволюции Центральных Анд выделяются по крайней мере три стадии (рис. 6.5).

Термины «тонкослойный» (thin-skinned) и «толстослойный» (thick-skinned) применительно к разным стилям проявления тектонических деформаций традиционно используют при описании структур Андийского пояса [Kley et al., 1999]. У покровно-складчатых структур первого типа главная плоскость срыва (decollement) обычно локализована в осадочном чехле, а общий рисунок деформаций характеризуется наличием протяженных (n*100 км) шарьяжно надвигово-складчатых структур, которые маркируют области поперечного сокращения верхнекоровых блоков до 40 70%. Для второго типа главный срыв находится на среднекоровых глубинах 10-20 км, нет регулярного рисунка разрывно-складчатых деформаций, т.к. тектонические нарушения могут быть разнонаправлены и при этом прослеживаются на расстояния не превышающие 100 км по простиранию. Они маркируют области сжатия на 20-35%.

Оба эти типа противопоставляются третьему, пампинскому типу, для которого деформации проявлены в виде разреженно размещенных на обширных территориях крутопадающих, нередко разнонаправленных разрывных нарушений, прослеживающихся геофизическими методами на всю мощность коры, и большерадиусных складок.

Сокращение объема при этом не превышает 10%. Эта терминология иногда используется и для описания структур других орогенов (см. например, [Fritz et al., 1996]).

Рис. 6.3. Результаты сейсмических исследований в регионе Центральных Анд.

а) Сравнение результатов телесейсмической томографии [данные из Bijwaard et al. 1998 - фон в пастельных голубых и красных тонах], по которым слэб плиты Наска прослеживается через всю верхнюю мантию, и сейсмических особенностей, полученных методом приемных функций (показанных ярко-красным цветом).

Топография Центральных Анд показана приблизительно с 10-кратным преувеличением. Черные пунктирные линии маркируют сейсмические границы на 410 и 600 км, выявляемые методом приемных функций. ЗК – вулканическая дуга Западные Кордильеры, А-П – плато Альтиплано-Пуна, ВК – восточные Кордильеры, СуА – Субанды. По [Asch et al., 2007].

б). Сравнение сейсмических особенностей литосферы в Центральных Андах на широте плато Альтиплано (21о) и Пуна (25.5о), полученых по по методу приемных функций (б,д) и методом сейсмической томографии по Р (в, е) и S (г, ж) волнам. По [Heit, 2005].

Рис. 6.4. Структура верхней коры, распределение и возраста деформаций в Центральных Андах на широте 21о, плато Альтиплано (профиль «Анды»). Положение профиля см. рис. 6.1. Разрез по линии DE приведен на рис. 9.11.

а) Распределение деформаций и их возраста. Оранжевая линия показывает начало воздымания, определенного по методу «фишн–трек» по апатиту. По [Oncken et al., 2007].

б) Схематический геологический разрез. Сиреневая заливка - докембрийское сиалическое основание (фундамент);

синяя заливка - палеозойские стратифицированные комплексы;

желтая заливка - неоген четвертичные осадочные образования. UK - разломная зона Уюни-Хеньяни (Uyuni-Khenayani), SV система разломов Сан-Висенте (San Vicente), T - Надвиг Тьюпиза (Tupiza), C - Надвиг Камарго (Camargo), MAT - Главный Андийский надвиг (Main Andean thrust), MFT - Главный фронтальный надвиг (Main Frontal thrust), SAT - Суб-Андийский надвиг (Sub-Аndean thrust). NQv – неоген-четвертичные вулканиты, Kts – меловые осадки, Ne – неогеновые осадки формации Сан-Висенте, Pzg – палеозойские граниты, Pzv – палеозойские вулканиты, Pzs – палеозойские осадки. По [Mertmann, et al., 2001].

в) Геологическая карта территорий, прилегающих к профилю «Анды». По [Scheuber et al., 2007].

Наиболее древние породы, экспонирующиеся сейчас в Восточных Кордильерах, – это метаосадочные комплексы ордовикского возраста, местами перекрытые меловыми и третичными породами. Во Внутриандийской зоне экспонируются образования от силурийского до триасового возраста, в Субандийской зоне – от каменноугольного до плиоценового.

АВС – траверс с определениями возрастов по методу «фишн-трек» (белые точки – места отбора проб).

Разломные системы: SCF – Сан-Кристобаль;

UKF –Уюни-Хеньяни, SVFS – Сан-Висенте. SBR – хребет Санта-Барбара;

CS - cинклиналь Камарго;

SA - антиклиналь Сама;

RSA - антиклиналь Рио-Саладо.

Нумерованные черные звезды: 1 – Santa Ines, 2 – Cerro Gordo, 3 – San Cristobal 2, 4 – San Cristobal 1, 5 – Chita, 6 – Animas 2, 7 – Corregidores, 8 – Animas 1, 9 – Ubina, 10 – Pulacayo.

На первой стадии, которая имела место в период, начавшийся ~40 млн лет назад и завершившийся только ~20 млн лет спустя, над ослабленной областью в верхней мантии и затем в коре начали развиваться тектонические деформации (в «толстослойном» стиле), формируя бивергентную систему современных Восточных Кордильер. В результате происходило образование надвигов и складок как западной, так и восточной вергентности, начался медленный подъем плато Альтиплано-Пуна.

Вторая стадия, стартовала сразу после первой и продолжалась ~10 млн лет. Ее начало маркирует оформление в коре под Восточными Кордильерами пологой Субандийской надвиговой зоны, по которой Южно-Американская платформа стала пододвигаться под горный массив Анд, что обусловило очень быстрое утолщение коры в восточной части Андийского орогена за счет «сдваивания кор», которое в настоящее время фиксируется по геофизическим данным. Характер деформаций в верхнем слое коры над Субандийским надвигом стал меняться с «толстойного» на «тонкослойный», а фронт деформаций быстро мигрировать на восток вглубь континента, формируя системы складок и надвигов преимущественно восточной вергентности (Субанды).

Таким образом, складчатость западной вергентности в Восточных Кордильерах практически прекратилась, а восточный фронт деформаций начал быстро мигрировать на восток и ~20 млн лет назад достиг современной Внутриандийской, а ~10 млн лет назад – Субандийской области.

Третья стадия началась ~10 млн лет назад. Ее характерное отличие - резкая интенсификация проявлений игнимбритового магматизма в районе плато Альтиплано-Пуна (рис.

6.5 - 6.10) и увеличение скорости воздымания всего орогена, продолжающегося до сих пор.

Значительная часть рельефа (не менее 2 км по высоте) в Центральных Андах образовалась именно за последние 10 млн лет (Isacks, 1988;

Gregory-Wodzicki, 2000;

Garzione et al., 2006]. Особенности тектоно-магматического режима этой стадии связываются с достижением корой орогена критической толщины и началом его коллапса. При этом в средних и нижних слоях коры интенсифицировалось вязко-пластичное течение вещества в меридиональном направлении [Gerbault, Martinod, 2005], а растяжение в верхних хрупких горизонтах коры реализовывалось преимущественно за счет вращения и проскальзывания блоков по ромбической системе разломов (рис. 6.6 и 6.9). Разломы с транстенсионным режимом служили подводящими каналами для магм, сформировавших, в том числе, и гигантские игнимбритовые поля [Riller et al., 2001] (рис. 6.8 6.10). В частности, на границе между плато Альтиплано и Восточными Кордильерами располагается один из крупнейших в мире игнимбритовых комплексов Фрайлес (Frailes) c возрастом ~7 млн лет [Avila-Salinas, 1991], а в пограничной области между плато Альтиплано и Пуна располагается – Альтиплано-Пуна вулканический комплекс (APVC - Altiplano-Puna Volcanic complex). В комплексе доминируют дациты и риолиты: более 95% всего объема – это изверженные породы с содержанием SiO2 65 - 70%.

Рис. 6.5. Позднекайнозойская тектоническая эволюция Центральных Анд, по [Романюк, 2009] с небольшими добавлениями. Римские цифры слева означают номер стадии (см. текст);

MAT – Главный Андийский надвиг, MFТ – Главный фронтальный надвиг, SАT – Субандийский надвиг. ЮА – Южно Американская платформа. Схема объясняет, как сформировалась современная структура литосферы Центральных Анд (см. рис. 6.15, современная структура литосферы по профилю «Анды»).

Рис. 6.6. Схема реализации механизма меридионального удлинения в верхней коре плато Пуна, интенсифицировавшегося ~10 млн лет назад при достижении корой критической толщины. Стрелки показывают интегральные направления сжатия и растяжения в верхней хрупкой части коры. Растяжение осуществляется преимущественно за счет сдвиговых движений и вращений блоков по ромбической системе разломов, к транстенсионным разломам системы приурочены игнимбритовые кальдеры.

Деламинированные фрагменты нижней коры и литосферной мантии ЮА платформы «обрушиваются» в мантию. По [Riller et al., 2001].

Тектонические деформации сопровождались разнообразной магматической активностью (игнимбритовые комплексы, базальтовые потоки, шошонитовый вулканизм и др.), которая захватывала область от Западных Кордильер до западной кромки Восточных Кордильер в период 27-5 млн лет с пиком активности в конце этого периода. Затем стала отступать на запад и к рубежу ~4 млн лет проявлялась лишь до западной части плато Альтиплано-Пуна, а последние 2 млн лет сосредоточена преимущественно в вулканической дуге Западные Кордильеры [Jordan, Gardeweg, 1989;

Avila-Salinas, 1991;

Kay et al., 1994, 1999] (рис. 6.7).

Высокоточные сейсмотомографические [Graeber, Asch, 1999;

Schurr et al., 1999, 2006] (рис.

6.3 и 6.11) и петрогеохимические данные [Avila-Salinas, 1991;

Kay et al., 1994] и др. данные [Garzione et al., 2006], а также результаты термо-механического моделирования (рис. 6.8в и 6.12) [Sobolev et al., 2007;

Quinteros et al., 2008] свидетельствуют о возможности «отслаивания» и обрушения в мантию фрагментов нижней коры и подкоровой литосферной мантии под некоторыми областями восточной части Западных Кордильер, плато Альтиплано-Пуна и западной кромкой Восточных Кордильер (процесс продолжается и в настоящее время).

Все сейсмические исследования (см. далее) показывают очень низкие средние значения скоростей для всей мощности коры и не выявляют четких границ в средней и нижней коре (нет слоистой структуры) под Западными Кордильерами и плато Альтиплано. Поскольку в этом блоке было обнаружено резкое падение электрического сопротивления и сейсмической добротности [Asch et al., 2001], то полагается, что доминирующим процессом здесь является совре-менная или недавняя магмати-ческая и/или флюидная актив-ность, которая «стерла» все более ранние структуры, а породы коры и верхней мантии пронизаны магматическими интрузиями и переработаны метаморфически.

Рис. 6.7. Распределение по четырем временным отрезкам крупнейших олигоцен-четвертичных магматических полей (отмечены только надписями) и магматических центров (показаны символами), по обобщению [Kay et al., 1999]. Круги - игнимбритовые кальдеры, квадраты – стратовулканы;

размер символов приблизительно пропорционален размерам вулканических систем, рядом с названиями в ряде случаев указан возраст. На схеме (в) незалитые круги соответствуют событиям моложе 7 млн лет, залитые – старше 7 млн лет. Альтиплано-Пуна вулканический комплекс (область проявлений магматизма на границе плато Пуна и Альтиплано) захватывает область приблизительно от 21° до 24° ю.ш. и от 65.5° до 68.5° з.д.(Panizos Palrique).

Рис. 6.8. Неоген-четвертичный игнимбритовый магматизм вулканического комплекса APVC.

а) Концептуальная схема формирования гигантских игнимбритовых полей. Поднимающаяся из мантии базитовая магма навела плавление в коре.

Тектонические деформации в верхней коре способствовали образованию многочисленных трещин в верхних горизонтах коры с локальными транстенсионными режимами (см. далее рис. 6.9), по которым магма поднималась и, изливаясь, покрывала огромные площади на поверхности. По [de Silva et al., 2006].

Рис. 6.8. (продолжение) б) Положение главных магматических центров (преимущественно кальдеры) вулканического комплекса APVC (чем крупнее круг, тем больше кальдера) и их возраста. По [de Silva et al., 2006].

в) Результаты моделирования эволюции опускания и воздымания орогена Центральных Анд вследствие эклогитизации пододвигаемой под Анды нижней коры Южно-Американской платформы. Сначала происходит «проседание» орогена под дополнительным весом, а затем воздымание после «обрушения»

тяжелого эклогитового корня. Если исходить из того, что эклогитизация стартовала 10-9 млн лет назад, то начало деламинации эклогитового корня хорошо коррелирует с катастрофическими извержениями игнимбритов 4-5 млн. лет назад (г). По [Quinteros et al., 2008].

г) Изменение во времени магматической активности в комплексе APVC. Кривая показывает суммарный объем изверженных продуктов для известных игнимбритовых комплексов (менее надежные оценки показаны более светлым цветом, ширина прямоугольника – 2 ). 1 - Artola ;

2 - Vilama-Corutu I;

3 - Sifon ignimbrite;

4 - Panizos;

5 -Vilama-Corutu II;

6 - Chuhuhuilla;

7 - Pujsa;

8 - Pelon;

9 - Toconao;

10 - Atana;

11 Puripicar;

12 - Tara;

13 - Juvina;

14 -Patao;

15 - Pampa Chamaca;

16 – Laguna Colorado;

17 - Purico;

18 - Filo Delgado. Цифры – скорости извержений для главных этапов активности. Магматизм стартовал ~10 млн лет назад, его интенсивность постоянно нарастала во времени, в период 5 - 4 млн лет назад произошли катастрофические события, после которых активность пошла на убыль. По [de Silva et al., 2006].

Рис. 6.9. Характер неогеновых деформаций плато Пуна в южной части Центральных Анд, по [Riller et al., 2001]. Удлинение вдоль и укорочение вкрест орогена осуществляется преимущественно за счет вращений блоков и сдвиговых движений по ромбической системе разломов.

Левосторонние разломы с приблизительным направлением север-юг (параллельные оси простирания Анд) показаны черным цветом, правосторонние разломы с приблизительным направлением северо-восток – юго-запад, показаны зеленым цветом. К транстенсионным разломам системы приурочены игнимбритовые кальдеры. Системы разломов формируют ромбические деформационные домены, включая осадочные бассейны (показаны точками на желтом фоне). Механизмы землетрясений показаны в проекции на нижнюю полусферу, точки соответствуют направлению укорочения.

Крупнейшие разломы: UKF – разлом Уюни Хеньяни, AF - разлом Аказокуе, TTF – трансформный разлом Тукаман, IF – трансформный разлом Исонза.

Условные обозначения: 1 – направление горизонтального укорочения, 2 – направление максимального верхнекорового растяжения в районе кальдер;

3 – крупнейшие месторождения бора в виде лимнических отложений: а –Лома Бланка, b – Салинас-Грандес, c – Сихес - Пастос Грандес, d – Тинкалаю, e –Омбре-Муэрто, ж – Атакама.

Цифрами помечены вулканические кальдеры (в скобках возраста в млн лет): 1 – Pastos Grandes (8.1-5.4), 2 – Panizos (7.9-6.7), 3 – Coruto (6.2), 4 – Vilama Cerito (8.9-8.5), 5 – Pairique (11.2), 6 – Guacha (4.1), 7 – Purico (1.3), 8 - La Pacana (5.8 2.4), 9 – Coranzuli (6.6), 10 – Ramadas (8.8-8.5), – Aguas Calientes (10.5), 12 – Negra Muerta (7.4), 13 – Galan (2.2), 14 – Wheelright (8.8-6.1), 15 – Laguna Escondida (8.8-6.1), 16 – Cerro Bayo (8.5), 17 – Mulas Muertas (6.1), 18 – San Franzisco, 19 – Farallon Negro (12.6-8.6), 20 – Incapillo (2.9-1.1).

В частности, специальные исследования по обменным волнам [Chmielowski et al., 1999] выявили под вулканическим комплексом APVC (положение комплекса см. рис. 6.7, 6.8 и 6.9) на глубине ~19 км очень низкоскоростную область (Vs 0.5 км/с) мощностью (750-810) м, интерпретируемую как силлоподобное магматическое тело. По данным комплексных сейсмических исследований средняя и нижняя кора под плато Альтиплано характеризуется значениями коэффициента Пуассона от низких до нормальных и полагается либо кислого, либо промежуточного состава [Swenson et al., 2001] с температурой в основании коры около 800°. Это согласуется с оценками относительно низкой доли (10%) магматических добавок в кору и преимущественно тектонической природой ее утолщения. Температуры нижней коры и верхней мантии соответствуют гранулитовому метаморфизму и частичному «водному» плавлению кислых пород.

Рис. 6.10. Cхема размещения главных саларов, четвертичных вулканов и обнажений неогеновых игнимбритов с известными кальдерами в Центральных Андах, по [Schilling et al., 2007]. Бор-литиевые КСКМ показаны красными ромбами.

Приблизительные границы вулканического комплекса Альтиплано-Пуна (APVC) показаны пунктирной линией.

Рис. 6.11. Концептуальная схема сейсмической структуры литосферы современных Центральных Анд на широте 21о, по [Heit, 2005]. Основу схемы составляют томографические данные по Р- и S-волнам, представленные на рис. 6.3в,г. Раздел М по [Yuan et al., 2000]. ЗК – вулканическая дуга Западные Кордильеры. WF – Западно-Фиссурский разлом, UK – разломная зона Уюни-Хеньяни, SV – разломная система Сан-Висенте, MAT – Главный Андийский надвиг, LVZ – зона пониженных скоростей в верхней коре под Западными Кордильерами и Плато Альтиплано, QBBS – (Quebrada Blanca Bright Spot) область сильных отражений на монтажах сейсмических волн (см. рис. 6.13).

6.2. Отражение древних и современных геодинамических процессов в современной структуре литосферы и геополях (профиль «Анды») Центральные Анды как один из наиболее «экстремальных» регионов Земли являются объектом повышенного внимания геологов и геофизиков и активно исследуются. В течение последних лет здесь были проведены крупные международные геолого-геофизические проекты:

PISCO 1994, LITHOSCOPE 1994, BANJO-SEDA 1995, CINCA 1995, ANCORP 1996, PUNA 1997, APVC 1999, ISSA 2000, ECCO 2001 и др., поднявшие изученность этого региона, особенно его центрального сектора, на совершенно новый уровень. Сейсмическая структура континентальной коры изучена методом ГСЗ, по отраженным волнам, по обменным волнам, методом сейсмической томографии по Р-волнам и по комплексу P- и S- волн. Проведены детальные гравиметрические съемки, магнито-теллурическое зондирование, выполнены обобщения по тепловому режиму, тектоно-геологические и петро-геохимические обобщения, в том числе большой объем датировок различных магматических комплексов, и др. (см. обзор в [Романюк, 2009]) В результате центральный сегмент Андийской субдукционной зоны стал в настоящее время одним из наиболее изученных геолого-геофизическими исследованиями регионом Земли, а линия, проходящая по ~21° ю.ш. - профиль «Анды» (рис. 6.15), - наиболее детально исследованным по комплексу данных геотраверсом, который по уровню изученности может рассматриваться как эталонный.

Рассмотрим важнейшие результаты обработки полученных здесь данных, что будет полезно для дальнейшего анализа в связи с формированием КСКМ бора и лития.

Рис. 6.12. Результаты численного моделирования деформаций (синие тона – низкие скорости деформаций, красные – высокие) для района Центральных Анд показывают четкие признаки наличия меганадвига, тонкослойных дефомаций в форланде, нижнекоровые течения и деламинацию литосферной мантии. По [Sobolev et al., 2007].

Субдуцируемая океаническая плита Наска. Зона Беньоффа в глубокой мантии вплоть до глубин 670 км под всей окраиной Южно-Американского континента оконтуривается по гипоцентрам сильных землетрясений [Cahill, Isacks, 1992;

Whitman 1994], определяемых по мировой сейсмологической сети. В окрестности профиля «Анды» в интервале глубин до 50 км поверхность субдуцируемой плиты Наска определяется по высокоточным определениям гипоцентров слабых землетрясений, записанных локальными сетями станций (рис. 6.13 и 6.14), в интервале глубин 50-100 км - по обработке записей отраженных волн [ANCORP 1999, 2003], глубже 100 км – по обменным волнам [Bock et al. 2000, Yuan et al., 2000].

Рис. 6.13. Мигрированный разрез (преобразование Кирхгофа) по сейсмическому профилю ANCORP, по [Shapiro, et al., 2001, и неопубликованные результаты работ по проекту SFB 267]. QBBS - область ярких отражений (Quebrada Blanca Bright Spot). WF - Западно-Фиссурский разлом (West Fissure fault), PCF Прекордильерская разломная зона (Pre-Сordillera fault zone). Контуры блоков модели, приведенной на рис.

6.15, показаны красными линиями.

Верхняя кора Центральных Анд. К верхней коре относится слой, ограниченный снизу высокоскоростным слоем (HVL). Верхняя кора Центральных Анд представляет собой реликт коры осадочного бассейна окраинно-континентального типа, формировавшегося в палеозое на/или по соседству с западной (современные координаты) периферией Южно-Американской платформы. В настоящее время верхне-коровый слой имеет форму линзы, утолщающейся до 20-25 км под горами и выклинивающейся около побережья и Субандийского надвига. Высокоскоростной слой (HVL), отделяющий верхнюю кору Анд от нижней, может быть проинтерпретирован как реликт базифицированной и/или океанической коры бывшего окраинного моря. Подошва HVL трактуется как палео-Мохо [Giese et al., 1999].

Западные Кордильеры – это вулканический пояс с ярко выраженной постмиоценовой магматической активностью. В субдуцируемой под окраину континента океанической плите Наска происходят сложные преобразования вещества (рис. 4.3 и 6.16), из которых отметим дегидратацию коровых пород и эклогитизацию базальтов/габбро в океанической коре [Peacock, 1990;

Ponko, Peacock, 1995]. Выделяемый из слэба флюид нарушает равновесие вышележащих пород, в т.ч. вызывает «мокрое» плавление передотитов мантийного клина, что в конечном счете, формирует надсубдукционный магматизм. Под Западными Кордильерами и в основании складчатых структур Уюни-Хеньяни и Сан-Винсент исследованиями ANCORP-96 обнаружены области сильных сейсмических отражений, видимые как «яркие пятна» на монтажах сейсмических отраженных волн (рис. 6.13). Самая яркая из них - QBBS (Quebrada Blanka Bright Spot). Важной особенностью сейсмических исследований ГСЗ вдоль профиля является то, что граница М прослеживается только фрагментарно, в некоторых местах происходит «потеря» рефракционного М. Другой интересной особенностью сейсмических исследований являются значительные расхождения в определениях положения границы М по сейсмическим рефрагированным и обменным волнам.

Рис. 6.14. Результаты интерпретации сейсмических данных по обменным волнам - усредненная модель для региона плато Пуна - Альтиплано (20-24о) ю.ш., по [Yuan et al., 2000]. Черные точки показывают Мохо по данным ГСЗ [Wigger et al., 1994], пунктирная линия - Мохо по отраженным волнам. Линии TRAC1 и TRAC2 разграничивают зону пониженных скоростей в коре, которая интерпретируется как частично расплавленная дегидратированная кора. Океаническая кора (oceanic crust) прослеживается по обменным волнам только до глубины 120 км. В зоне Беньоффа нанесены гипоцентры землетрясний, определенные с высокой точностью по локальной сети станций.

Плато Альтиплано-Пуна – это осадочный бассейн, заполненный кайнозойскими осадками и вулканитами. Он расположен между высоко стоящими горными системами Западных и Восточных Кордильер. Под Западными Кордильерами и плато Альтиплано нет резкой границы между корой и мантией, а переход кора-мантия представляет собой градиентную зону, мощностью 10-15 км, от преимущественно коровых к преимущественно мантийным породам. Сейсмические исследования не выявили сильных региональных отражающих и/или преломляющих субгоризонтальных границ в средней и нижней коре (нет слоистой структуры) под Западными Кордильерами и плато Альтиплано-Пуна.

Поскольку в этом блоке было обнаружено резкое падение электрического сопротивления [Brasse et al., 2002] и сейсмической добротности [Graeber, Asch, 1999;

Schurr et al., 1999;

Haberland et al., 2003], то полагается, что доминирующим процессом здесь является современная или недавняя магматическая и/или флюидная активность (рис. 6.15 и 6.16), которая «стерла» все более ранние структурные границы, а породы коры и верхней мантии пронизаны магматическими интрузиями, переработаны метасоматически и метаморфически [Chmielowski et al., 1999]. В частности, специальные исследования по обменным волнам [Swenson et al., 2000] выявили под вулканическим комплексом APVC (положение комплекса см. рис. 6.8 и 6.10) на глубине ~19 км очень низкоскоростную область (Vs 0.5 км/с) мощностью 750-810 м, интерпретируемую как силлоподобное магматическое тело.

Восточные Кордильеры, Внутриандийская и Субандийская области - это складчато надвиговый пояс, формирование которого началось в позднем олигоцене и активно продолжается в настоящее время.

Рис. 6.15. Обобщенная тектоно-геолого-геофизическая модель литосферы по профилю «Анды».

(Положение профиля см. рис. 1.27 и 6.1). Желтыми тонами показаны осадочные и вулканогенно осадочные комплексы, зелеными и синими – породы коры преимущественно кислого и основного состава, соответственно, малиновые цвета соответствуют мантийным породам. Красные линии – региональные разломы и надвиги: PC – Пре-Кордильерская разломная зона, WF – Западно-Фиссурский разлом, UK - разломная зона Юуни-Хеньяни, SV – система разломов Сан-Висент, T – надвиг Тупиза, C – надвиг Камарго, MAT – Главный Андийский надвиг, MFT – Главный фронтальный надвиг, SAT – Субандийский надвиг. Цифры – сейсмические скорости в км/с. Зеленой линией на графике показана вертикально усредненная плотность консолидированной коры. Черное пятно в коре показывает примерное положение области «ярких отражений» QBBS на монтажах отраженных волн (Рис. 6.13, ANCORP 1999, 2003].

В основу модели строения континентальной коры положен сейсмический разрез ГСЗ [Wigger et al., 1994], важной особенностью которого является слой повышенных скоростей (HVZ) на глубине ~20 км, его подошва интерпретируется как палео-Мохо [Giese et al., 1999]. Структура верхней части коры Центральных Анд соответствует обобщенному геологическому разрезу по [Mertmann, et al., 2001, Oncken et al., 2007] (рис. 6.4б). LVZ – слой пониженных скоростей по обменным волнам под плато Альтиплано, интерпретируемый как область магмо/флюидо активности [Yuan et al., 2002;

Schurr et al., 2003] (рис.

6.14). Детали строения прибрежной области, в частности, мощность низко-скоростных отложений на шельфе и океаническое Мохо по [Patzwahl et al., 1999]. Поверхность субдуцируемой плиты Наска до глубин 50 км определяется по высокоточным определениям гипоцентров землетрясений, записанных локальной сетью станций, в интервале глубин 50-100 км – по обработке записей отраженных волн, глубже 100 км – по гипоцентрам землетрясений и дополнительно по обменным волнам [Bock et al., 2000;

Yuan et al., 2000] (рис. 6.14). Зоны повышенной электрической проводимости (желтые точки) оконтурены по данным магнито-теллурического зондирования по [Echternacht et al., 1997, Braasse et al., 2002].

Структура мантийного клина, в частности, контуры высокоскоростной области с Vp8.4 км/с, разрешены сейсмо-томографическими исследованиями [Schurr, et al., 1999]. Форма и глубина Прекордильерского разлома показаны по аналогии со строением разломной зоны, полученном [Zapata, Allemendinger, 1996] для 33ю.ш. Наклон и положение Субандийского надвига в верхней части коры получены по данным сейсморазведки [Allmendinger, Zapata, 1996]. И сейсмические данные по отраженным волнам [Allmendinger, 1986], и данные магнито-теллурического зондирования свидетельствуют в пользу существования специфической ослабленной зоны, являющейся продолжением Субандийского надвига под область развития тонкослойной тектоники в Субандийской области. В работе [Marret et al., 1994] эта зона фигурирует как подошва складчатого комплекса. Распределение температуры по [Springer, 1999], под плато Альтиплано показана коррекция изолинии 900С в соответствии с оценками [Swenson et al., 2000]. Недавние высокоточные сейсмо-томографические данные [Graeber, Asch, 1999;

Schmitz et al., 1999;

Schurr et al., 1999] выявили высокоскоростную (Vp8.4 км/сек) область в континентальной литосфере под Восточными Кордильерами – Плато Альтиплано (область показана темно-фиолетовым цветом). Область, помеченная черными точками с надписью Q=250, соответствует пониженной сейсмической добротности по [Schurr et al., 1999].

Верхняя континентальная мантия. Тектоническое коровое укорочение является доминирующим режимом в Андах, начиная с мелового времени. Однако наиболее интенсивное развитие этого процесса началось 29 млн лет назад. По обобщению [Kley, Monaldi, 1998] тектоническое горизонтальное укорочение происходит вдоль всего западного побережья Южной Америки, но в Центральных Андах оно максимально и в задуговой области достигает более 300 км и подразумевает соответствующее преобразование и в континентальной литосфере. Это может быть «спокойная» растянутая по времени деламинация континентальной литосферной мантии (рис. 6.12) и/или какой-либо из «катастрофических» сценариев отрыва и «обрушения» в мантию ее крупных фрагментов.

Рис. 6.16. Генерация и миграция магмо-флюидных потоков в мантийном клине под Центральными Андами.

а) Концептуальная модель формирования магматизма вулканической дуги. Фазовые превращения на различных глубинах зависят от термальных условий, в первую очередь – от возраста и скорости субдуцирования океанической плиты. По [Schmidt, Poli, 1998].

б) Четыре сечения вкрест Анд на различных широтах для параметра Qp (сейсмическая добротность). Вода выделяется из слэба и, внедряясь в мантийный клин, провоцирует частичное плавление. Расплавы, однако, не всегда мигрируют точно вверх, а идут по путям с существенной горизонтальной составляющей (возможно под влиянием тектонических напряжений и/или движений). ЗК – Западные Кордильеры, А – бассейн Атакама, СТ – кальдера Tuzgle (положение см. рис. 6.7). По [ Asch et al., 2007].

в,г) Сопоставление данных сейсмичес кой томографии (г) для плато Пуна по линии, секущей современные вулканы Галан и Антофалья, с иссле дованиями изотопии гелия (3He /4He) из газовых включений в оливине (в).

Длинная белая стрелка маркирует быстрое внедрение горячих расплавов с небольшим загрязнением коровым веществом, белая короткая стрелка – маркирует более холодные расплавы с более высокой степенью загрязнения коровым материалом. По [Heit, 2005].

д) Модель, показывающая пути миграции выделяющеегося из субдуцируемого слэба флюида (кластеры землетрясений) и продуцируемых при этом расплавов на глубинах около и 200 км.

Интерпретация на основе сейсмических данных и данных исследования изотопии гелия, показанных на (в).

По [Heit, 2005].

Рис. 6.16 (продолжение). Генерация и миграция магмо-флюидных потоков в мантийном клине под Центральными Андами.

Сейсмические исследования показывают, что под Восточными Кордильерами в основании коры располагается высокоскоростной слой (Vp=7.0 км/c), который предполагается мафическим по составу (рис. 6.15). Напротив, в коре под плато Альтиплано-Пуна получены столь низкие средние скорости сейсмических волн, которые допускают наличие лишь минимальной доли мафических пород в коре. Это согласуется с идеями о том, что при пододвигании Южно Американской платформы ее нижняя кора эклогизировалась, отслаивалась от вышерасположенных формаций и обрушалась в мантию вместе с фрагментами подстилающей ее литосферной мантии, а потому не участвовала в формировании средней и нижней коры под плато Альтиплано-Пуна. Высокодетальные сейсмотомографические работы выявили в мантии под Центральными Андами области с повышенными до 8.4 км/с значениями сейсмических скоростей [Graeber, Asch, 1999;

Schurr et al., 1999], которые трактуются как фрагменты деламинированной литосферы (аккумуляция высокоплотных эклогитовых включений тонущей континентальной литосферы Южно-Американской платформы). Непосредственно под границей М под плато Альтиплано-Пуна и западной кромкой Восточных Кордильер фиксируются резкие вариации в глубинах Мохо от 65 до 80 км и в сейсмических скоростях [Beck, Zandt, 2002;

Yuan et al, 2002].

Такой характер основания коры соответствует механизму хаотичного отрыва небольших разноразмерных фрагментов.

6.3. Обстановки локализации месторождений Бор-литиеносная провинция В2 захватывает сегмент современной вулканической дуги Западные Кордильеры и примыкающей к ней задуговой области плато Альтиплано-Пуна, где чередуясь на всей площади, иногда в непосредственной близости друг от друга, располагаются как более древние рудоносные лимнические отложения, так и высокоминерализованные современные рассолы в озерах (рис. 6.17). И пересохшие, и современные соляные озера называются саларами.

Современные салары подпитываются геотермальными водами, причем источники часто приурочены к разломам в краевых частях осадочных бассейнов (рис. 6.17). Среди многочисленных месторождений и рудопроявлений по крайней мере десять месторождений лития и/или бора по оцененным запасам или ресурсам классифицируются как крупные или суперкрупные (до гигантских) (см. табл. 2.1). В результате здесь сосредоточены первые по сумарной величине экономически привлекательные ресурсы лития и вторые бора в мире. Эта провинция является лидером в поставках лития на мировой рынок, и делит второе-третье места по поставкам бора.

До недавнего времени исследователям не удавалось выявить каких-либо надежных корреляций крупнейших вулканогенно-осадочных месторождений бора/лития провинции с особенностями строения коры. Безусловным было только их расположение в области интенсивного неогенового игнимбритового вулканизма (рис. 6.10) и по-соседству с центрами шошонитового вулканизма (рис. 1.27). Только несколько месторождений бора хорошо изучены геохронологическими методами (рис. 2.1а,б,в и 2.2а,б), и у них у всех возраста формирования не превышают 8 млн лет [Helvaci, Alonso, 2000;

Kasemann et al., 2004].

Месторождения бора. Одно из самых больших в мире месторождений буры – Салар Омбре Муэрто - представляет собой на две трети пересохшее озеро (рис. 1.19 и 1.21). Богатые руды месторождения Тинкалаю, располагающемся в северной пересохшей части салара, сосредоточены в тридцатиметровом слое, который подстилается залежами соли и перекрыт илами и песчаниками.

Помимо доминирующей буры, иньоита и улексита, минимально присутствуют кернит и еще более редкие амегинит и ривадавит [Alonso, 1986, 1999;

Alonso, Helvaci, 1988]. На месторождении Сихес (рис. 2.2б), которое содержит самые большие в мире запасы гидроборацита, выделяют две свиты с вулканогенно-осадочными и эвапоритовыми последовательностями мощностью около 2 км.

Рудная зона представляет собой прерывистую цепочку вдоль пояса маленьких пересыхающих озер, из которых эти отложения произошли. Толща разбита разломами и смята в складки, но многие залежи боратов деформациями почти не затронуты. Выделено два главных боратовых горизонта (Monte Amarillo и Monte Verde), в которых прослои гидроборацита и колеманита чередуются с кластическими и пирокластическими отложениями. Второстепенные минералы представлены бурой, иньоитом и улекситом [Alonso, 1999].

Рис. 6.17. Принципиальное геологическое строение и бороносность плато Пуна. Составлено по данным [Kasemann et al., 2004;

Alonso, 1999;

Helvaci, Alonso, 2000]. По краям рисунка показаны схемы некоторых саларов.

Кроме месторождений, образованных лимническими отложениями, есть несколько мест, где формирование боратных руд непосредственно связано с гейзерами или горячими термальными источниками. Так, боратное тело месторождения Лома-Бланка мощностью до 30 м (рис. 2.1б), было сформировано из горячих источников в мелком бассейне между двумя вулканическими центрами и почти не подвергалось никаким деформациям, поэтому минеральные отложения сохранились в их первозданном виде [Alonso, 1999]. Рудные слои, перемежающиеся в разрезе с кластическими и пирокластическими породами, почти полностью сложены бурой с минимальной примесью улексита и иньоита. Месторождения бора, формирующиеся непосредственно вокруг геотермальных источников (например, Антуко, где в настоящее время можно наблюдать активное накопление боратной минерализации, Аритусар и Сокакастро) сложены достаточно специфичными по морфологии залежами руд. В них улексит (доминирующий минерал) переслаивается с травертинами и отлагается в виде конуса или платформы вокруг грифонов.

Сопутствующие минералы – тинкалконит, пинноит, индерит, галит и гипс [Alonso, Gutierrez, 1984;

Alonso, Viramonte, 1985а,б]. В восточной части плато Пуна, геологическая обстановка бороносных саларов заметно варьирует. Салары Ратонес, Сентенарио и Диаблильос окружены докембрийско раннепалеозойским фундаментом. Породы того же фундамента, а также ордовикско-мезозойские и кайнозойские осадочные комплексы окружают салар Омбре-Муэрто. Салары Поситос, Пастос Грандес, Каучари и Ринкон располагаюся в пределах развития осадочных комплексов от ордовика до неогена. Но все они находятся внутри или вблизи полей распространения кайнозойских вулканитов. Повсеместно доминирующий минерал в донных отложениях восточных саларов – улексит, с минимальными примесями буры или тинкалконита. Максимальная мощность боратных прослоев 1.5 м (при средней мощности 0.3 м). Улексит встречается в виде массивных слоев или линзовидных включений в осадочных толщах. Бура встречается в виде рассеянных кристаллов, выросших из грязевых матриц.

На плато Пуна отложение эвапоритов началось 15 млн лет назад [Alonso et al., 1984;

Vandervoort et al., 1995]. Среди эвапоритовых неборатных минералов обычны карбонаты, гипс и галит. Часто эти минералы сопутствуют боратам, при этом самые древние известные датировки месторождений бора на плато Пуна не старше 8 млн лет. Например, бороносный слой в саларе Омбре-Муэрто лежит на эвапоритах, которые не содержат бора в сколь-нибудь заметных количествах. Таким образом, начало накопления борных руд наступило существенно позже, чем появились собственно салары.

В области плато Пуна, помимо исследований содержания бора в вулканических и других породах, были проведены детальные массовые исследования изотопии бора в геотермальных водах из различных источников [Kasemann et al., 2004]. Данные по свежим сосуществующим боратам и гидротермам позволили провести расчет изотопного состава бора древних термальных вод. Установлено, что он был похож на современный, т.е. не испытал заметных изменений [Kasemann et al., 2004]. Это подразумевает в достаточной степени однородные и стабильные климатические, магматические и тектонические условия на протяжении последних 8 млн лет в области плато Пуна.

Исследования системы бороносных геотермальных источников с температурами, достигающими 80°С и располагающимися в юго-восточном углу салара Сурире (рис. 1.15), показали концентрации бора от 5 до 39 мг/л [Garcs, Lopez, 2007]. Концентрация бора в водах активных термальных источников в восточной части плато Пуна варьирует от 41 до 570 мг/л.

Одна проба воды из внутренней области салара Салинас-Грандес (рис. 1.13) показала концентрацию бора 647 мг/л при 11B = -18.3 [Kasemann et al., 2004], в работах [Alonso, Viramonte, 1985а,б, 1990] сообщается о концентрации бора в геотермальном источнике до 1200 мг/л, но в основной массе значения попадают в интервал 50–100 мг/л.

Анализ изотопии бора в рудных образцах (как минералах, так и рассолах) и окружающих месторождение породах позволяет делать заключения о возможном вкладе различных источников бора. В боратных минералах и соленых водах плато Пуна величина 11B меняется в широких пределах от -29.5 до +0.7. Значения 11B для вод из активных термальных источников в восточной части плато Пуна варьируют от -15.3 до -10.4 [Kasemann et al., 2004]. Таким образом, бор месторождений имеет гораздо более широкий изотопный диапазон, чем геотермальные воды.

Палеозойский фундамент, обнажающийся на плато Пуна, имеет среднее значение 11B = 8.9±2.2 с концентрацией бора 43 м.д., у неоген-плейстоценовых игнимбритов 11B = -3.8±2.8 при концентрациях 10-40 м.д., у юрских известняков -10.6±0.6, у меловых осадков от -7.3 до +8.0, у кайнозойских дацитов и андезитов от 0 до +8 [Schmitt et al., 2004;

Kasemann et al., 2004]. То есть все характеризуются в среднем более «тяжелой» изотопией, чем термальные воды и бораты месторождений.

Месторождения бора на плато Пуна показывают приблизительно широтные тренды, как в концентрации бора, так и по изотопии. Высокие его содержания выявлены в водах и отложениях саларов в восточной части плато, в то время как в западной его части более высоки концентрации сульфатов. По этим параметрам плато Пуна подразделяется на два региона четвертичных эвапоритовых отложений, граница между которыми приблизительно проходит по поясу раннепалеозойских пород [Schmitt et al., 2002]. Высокие концентрации бора и низкие изотопные отношения в восточной части трактуются в работе [Schmitt et al., 2002] как влияние выщелачивания бора из палеозойских окружающих пород и/или возможно из третичных боратных отложений.

Месторождения лития. Салар Уюни представляет собой солевую равнину, которая в дождливый сезон покрывается тонким слоем воды (иногда до 75 см), но почти полностью высыхает в период с апреля по ноябрь (рис. 1.2), превращаясь в самую большую в мире соляную поверхность площадью около 10000 км2. Постоянное озеро имеется только в юго-восточном углу салара, где в него впадает река Рио-Гранде. Мощность осадочных отложений в бассейне достигает 120 м, но у солевых отложений она очень небольшая, в среднем 2-5 м, и только достигает 11 м на восточном краю депрессии (рис. 6.18).

Салар Уюни содержит одни из крупнейших ресурсов лития в мире. Однако его рассолы характеризуются очень высоким содержанием магния по отношению к литию (Mg/Li = 18.6), что снижает эффективность технологии извлечения лития. Поэтому активные разработки на этом саларе пока не ведутся, хотя исследования продолжаются и содержания лития закартированы по всей его площади (рис. 6.19а). Это показало, что концентрации распределены очень неравномерно.

Небольшая область (лагуна Рио Гранде) на юго-востоке характеризуется содержаниями лития до 4700 м.д. Область вокруг, где содержания лития превышают 3000 м.д., имеет площадь 50 км2, а область со значениями более 1000 м.д. покрывает площадь около 280 км2.

Салар Атакама является самым крупным в мире по уже добытому литию месторождением рассматриваемого типа (рис. 1.7-1.11), и вторым в мире (после салара Уюни) по оцененным общим (геологическим) ресурсам этого элемента, но при этом превосходит его как по извлекаемым запасам, так и по качеству рудоносных рассолов, т.к. Mg/Li здесь в три раза ниже [Tahil, 2008].

Область салара Атакама чрезвычайно аридна. Среднегодовые осадки здесь 10-50 мм/год, а испарение 3200 мм/год (скорость испарения вдвое выше, чем в саларе Уюни). Поэтому салар представляет собой преимущественно высохшую грязево-солевую равнину. Небольшие водные лагуны и увлажненные области присутствуют только в его южной части и вдоль восточного борта, а также на северном краю в месте впадения реки Рио-Сан-Педро.

Западным бортом бассейна является хребет Домейко с обширными обнажениями третичных пластов гипса и галита (см. далее рис. 9.12 и 9.13). С востока бассейн ограничивает горная цепь Западных Кордильер с четвертичными вулканами, самый высокий из которых действующий вулкан Миникуес (5200м). По бортам бассейна и по его центральной части проходят меридиональные разломы, некоторые из которых активны в настоящее время. Вдоль западного борта салара в виде цепочки невысоких холмов – Кордильера-де-ла-Сол (Cordillera de la Sal) прослеживается антиклинальная складка, сложенная солевыми отложениями, что также является свидетельством современной деформационной активности в саларе.

Севернее салара расположено большое гейзерное поле Эль-Татио (рис. 1.12). Его воды характеризуются высокой минерализацией с содержанием лития до 47 м.д. и бора до 145-179 м.д.

[Garret, 2004], они стекают в реку Рио-Саладо, которая впадает в реку Рио-Сан-Педро и таким образом питают салар Атакама. В салар также впадают небольшие ручьи, дренирующие его восточный борт, но нет притоков с западной стороны, дренирующих Кордильеру-Домейко с ее обнажениями гипсов и солей.

Рис. 6.18. Распределение мощностей (м) соленосных отложений салара Уюни, по [Tahil, 2008].

Рис. 6.19 (внизу). Схема литиеносности саларов Уюни (а) и Атакама (б), по [Tahil, 2008].

Изолиниями показано содержание лития в рассолах (в г/л).

Сейсмические съемки салара показали (рис. 6.20), что соляные залежи в нем достигают мощности 800 м и местами даже 1400 м [Jordan et al., 2002]. Данные о литологии соленосных отложений в керне трех скважин (положение скважин см. рис. 9.13) вместе с датировками некоторых отложений, позволяют провести корреляцию слоев. Толща, сформировавшаяся в условиях постоянного (непересыхающего) озера, надежно идентифицирована во всех трех скважинах. Самые верхние отложения этой толщи показали возраст 16.5 тыс. лет. Эта толща залегает приблизительно на одинаковых глубинах в скважинах 2031 и 2002, расположенных на запад от системы разломов салара Атакама, но опущена примерно на 28 м в скважине 2005, располагающейся на восток от разломной системы. Это свидетельствует о том, что в бассейне в период его заполнения солью происходили тектонические движения. Вертикальные смещения по системе разломов (Salar Fault System), распо лагающихся примерно посередине бассейна (см.

далее рис. 9.12 и 9.13), происходили в период между 16500 и 5400 лет назад с общей амплитудой смещения 26.5 м и скоростью смещения 2.4 мм/год [Lowenstein et al., 2003], но они не проявлялись в топографии, так как постоянно нивелировались новыми солевыми отложениями.

Рис. 6.20. Характеристики соленосных отложений салара Атакама. По [Jordan et al., 2002].

а) Монтаж записей отраженных волн по профилю, секущему салар в широтном направлении и доказывающий существование системы разломов в саларе, секущих соленосные толщи. В самых верхних 20-50 м солевых отложений признаки смещений по разломам отсутствуют.

б) Данные о литологии соленосных отложений в керне трех скважин (положение скважин см. рис. 9.13).

с) Концептуальная модель, объясняющая повышенные скорости аккумуляции солевых отложений с восточной стороны разломной системы.

Возраст пород фундамента бассейна оценивается в 5.1 млн лет, а нижние 500 м осадков не содержат солей [Garret, 2004].

Исследование керна скважин показало, что литий и другие промышленно интересные элементы содержатся только в рассолах, их нет в сколь-нибудь существенных количествах в солевой матрице. Пористость солей по экспоненте убывает с глубиной, и глубже 40 м нет связного порового пространства и рудоносной рапы ниже этого уровня нет. Поэтому извлекаемые запасы лития сосредоточены в рассолах верхних 30 м. Во многих местах этот рассолонасыщенный слой закрыт сверху тонкой плотной солевой коркой. В наиболее богатой южной части салара концентрации лития в рассолах в окрестностях северного мыса блока Кордон-де-Лила достигают 4000 м.д., в центральных областях салара и в его юго-западном краю поддерживаются на уровне более 1000 м.д., но падают практически до нуля по периферии салара и в его северной половине (рис. 6.19б).


В отличие от преимущественно сухих саларов Атакама и Уюни, более трети поверхности cалара Омбре-Муэрто занимают озера (см. рис. 1.14). Его рассолы характеризуются значениями содержания лития 220-1000 м.д., причем значения более 700 м.д. выдерживаются на значительной части салара. Последние 10 лет выкачивают и перерабатывают литиеносные рассолы с содержанием этого элемента 650 м.д., которые имеют самое низкое среди КСКМ региона отношение Mg/Li=1.37 [Evans, 2008;

Tahil, 2008], что делает их самыми высокотехнологичными с точки зрения извлечения лития и позволяет использовать технологию, в которой для концентрирования используется не выпаривание, как на большинстве подобных объектов, а адсорбционные обменники на основе глинозема [Tahil, 2008].

Рис. 6.21. Сопоставление особенностей литиеносности в разрезах саларов Уюни и Атакама, по [Tahil, 2008].

Скорость выпаривания в пустыне Атакама – одна из самых высоких в мире и вместе с другими особенностями салара это делает добычу лития из рассолов здесь чрезвычайно эффективной, во всяком случае намного эффективнее, чем в саларе Уюни.

На саларе Ринкон ведутся в настоящее время предэксплуатационные работы. Из-за высокого отношения Mg/Li=8.6 из рассолов предварительно будет извлекаться магний и только потом они будут концентрироваться выпариванием для извлечения лития [Tahil, 2008].

Выводы по главе Поскольку бор-литиевая провинция В2 располагается целиком в Центральных Андах, а в других сегментах Андийской субдукционной зоны бор-литиевых КСКМ до сих пор не найдено, то очевидно, что именно те особенности позднекайнозойской геодинамической эволюции Центральных Анд, которые отличают этот регион от эволюции других сегментов Андийской субдукционнй зоны и от других субдукционных зон, и являются «ответственными» за генерацию КСКМ бора/лития. Наиболее очевидным и ярким отличием Центральных Анд является очень толстая (мощность в среднем 70 км, местами до 75-80 км) и низкоскоростная кора. Эта мощная (переутолщенная) кора сформировалась преимущественно за счет тектонического укорочения.

Такой механизм в фанерозойских орогенах подразумевает соответствующее преобразование литосферной мантии - ее «удаления» (деламинации) в глубокую мантию либо в непрерывном режиме, либо в режиме эпизодических обрушений ее фрагментов. По косвенным данным можно сделать вывод о том, что процесс деламинации литосферной мантии в Центральных Андах активно пошел со времени приблизительно 20 млн лет назад. Аридный режим, благоприятный для формирования эвапоритов, установился на Плато Пуна-Альтиплано приблизительно 15 млн лет назад. Вместе с тем, изотопные датировки свидетельствуют о том, что бораты на плато Альтиплано-Пуна стали накапливаться не ранее 8 млн лет назад. Это совпадает со временем наивысшей активности игнимбритового магматизма в регионе (рис. 6.7 и 6.8), маркирующего коллапс переутолщенной коры и ее анатексис. Несомненно, что формирование обширной системы глубинных разломов в верхней хрупкой части коры, явившихся подводящими каналами для коровых игнимбритовых магм, было очень важным звеном в цепочке событий, необходимых для формирования КСКМ бора/лития, без которого невозможен «прорыв» рудообразующих элементов через верхние горизонты коры. Наличие разломной системы и многочисленных геотермальных источников, функционирующих над горячими магматическими интрузиями, обеспечило возможность интенсивного выноса к поверхности бора и лития из глубинных источников и их аккумуляции в бессточных бассейнах, начиная с рубежа приблизительно 8 млн лет.

ГЛАВА ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ СЕВЕРНОЙ АМЕРИКИ И ФОРМИРОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРОВИНЦИИ В 7.1. Геодинамическая эволюция западной окраины Северной Америки В конце мезозоя - начале кайнозоя доминирующим режимом вдоль всего западного побережья Северной Америки была субдукция под него океанической плиты Фараллон [Engebreston et al, 1984]. При нормальных углах субдукции вулканическая дуга в центральном сегменте окраины располагалась в Сьерра-Неваде, а деформации в задуговой области формировали складчато-надвиговый пояс Севиер [Camilleri, Chamberlain, 1997] (рис. 7.1 и 7.2а).

Рис. 7.1. Схема размещения тектонических элементов и тектоно-геоморфологических провинций (черные линии - границы провинций) западной части США, по [Романюк, 2008].

МТ – точка Мендосино – область тройного сочленения плит,SAF – разлом Сан-Андреас, ЗГДФ – западная граница докембрийского фундамента, ВКСЗ - Восточно-Калифорнийская Сдвиговая Зона, WL – Уолкер Лейн. Зона (ВКСЗ + WL) показана точечными линиями. Области, для которых доказано коровое постэоценовое растяжение, залиты точечным крапом. Профили: 1 – «Мохаве» (рис. 7.4), 2 – «Сьерра Невада» (рис.7.10 и 7.11), красные ромбы – КСКМ бора и лития. На врезке (а) - современные движения плит (жирные черные стрелки – векторы абсолютных скоростей плит).

- 100 - 101 Рис. 7.2. Схема основных тектонических позднемеловых и кайнозойских событий в центральном сегменте западной окраины Северной Америки, по [Романюк, 2008] с небольшими добавлениями. Вертикальный масштаб с преувеличением ~7:1.

а) Субдукция океанической плиты Фараллон под западную окраину континента. Позднемезозойская вулканическая дуга, располагалась в области современных гор Сьерра-Невада, задуговые деформации в складчато-надвиговом поясе Севиер.

б) После выполаживания зоны субдукции (80 млн лет) надсубдукционный магматизм в Сьерра-Неваде прекратился (к этому времени под Сьерра-Невадой уже существовал тяжелый литосферный корень), а локус деформаций переместился на восток вглубь континента, где началось формирование пояса Ларамийских поднятий.

в) Разрушение слэба плиты Фараллон (42 млн лет), отрыв нижней части плиты от верхней и ее обрушение в мантию с образованием «дырки в слэбе». Впоследствии, большая часть окраины континента была подвержена постэоценовому растяжению, главным проявлением которого стало формирование Провинции Бассейнов и Хребтов (г-е).

г) Вступление океанического хребта в субдукционную зону, начало процесса преобразования плитной границы из конвергентной в трансформную, раскрытие «окна в слэбе», заложение разломной сдвиговой зоны Сан-Андреас (SAF).

д) Разрастание «окна в слэбе», прогрев литосферы прибрежных областей, основная фаза растяжения в Большом Бассейне – северной части Провинции Бассейнов и Хребтов.

е) Начало деламинации литосферного корня батолита Сьерра-Невады. К – высококалиевые магмы, красным ромбом показано приблизительное положение бор-литиевых месторождений.

Приблизительно 80 млн лет назад в центральном сегменте началось выполаживание зоны субдукции, сопровождавшееся прекращением надсубдукционного магматизма в Сьерра-Неваде [Dumitru, 1991] и перемещением локуса тектоно-магматической активности на восток вглубь континента, где начали формироваться Ларамийские поднятия (рис. 7.2б). Около 42 млн лет назад произошло разрушение слэба плиты Фараллон, отрыв и обрушение в мантию его нижнего фрагмента [Humphreys, 1995, Humphreys et al, 2003] (рис. 7.2в). С этого момента началось изменение тектонического режима в целом на западной трети Северной Америки, где возросла магматическая активность [Armstrong, Ward, 1991], а сжатие коры постепенно сменилось глобальным поднятием и растяжением [Wernicke, 1981, 1992;

Engebreston et al, 1984;

Wernicke et al., 1987;

McQuarrie, Wernicke, 2005], наиболее ярким проявлением которого стало формирование Провинции Бассейнов и Хребтов (рис. 7.2в-е).

После слома слэба, конвергентные движения на окраине замедлились, а к континентальной окраине постепенно мигрировал срединно-океанический хребет. К моменту времени ~30 млн лет назад ряд его сегментов приблизились вплотную к субдукционной зоне в районе Южной Калифорнии. Столкновение океанического хребта и желоба положило начало процессу изменения характера плитной границы с конвергентного на трансформный (рис. 7.3). Плита Фараллон раскололась на две части: северная часть получила название Хуан-де-Фука, а из южной впоследствии образовались крупные плиты Кокос, Наска и ряд микроплит. При расколе плиты Фараллон возникли две новые точки тройного сочленения плит – Мендосино и Ривейра, расстояние между которыми постоянно увеличивается. Севернее точки Мендосино и южнее Ривейра субдукция под окраину континента продолжается до сих пор, а между ними постоянно увеличивается «астеносферное окно» под Калифорнийским побережьем [Atwater, 1970;

Severinghouse, Atwater, 1990;

Dickinson, 1997].

Над этим «окном в слэбе» сформировалась система разломов Сан-Андреас – региональная трансформная граница, по которой происходит релаксация большей части относительных взаимных сдвиговых перемещений Северо-Американской и Тихоокеанской плит (в настоящее время около 3 см/год). Система разломов Сан-Андреас заложилась в момент соприкосновения океанического хребта и желоба в месте образования тройных точек Мендосино и Ривейра (рис.

7.3). Последние мигрируют на север и юг, соответственно, и система разломов Сан-Андреас растет в длину, непрерывно меняется, постепенно мигрирует вглубь континента и в настоящее время представляет собой совокупность разломов различного генезиса, размеров и активности (включая и палеоразломы) [Atwater, 1970;


Powell et al., 1993;

Bohannon, Parson, 1995;

McLaughlin et al., 1996;

Dickinson, 1997].

- 102 Рис. 7.3. Плито-тектоническая реконструкция «столкновения» срединно-океанического хребта с субдукционной зоной на окраине Южной Калифорнии и главных тектонических вращений и перемещений крупных коровых блоков, по [Bohannon, Parson, 1995]. 1 – пояс батолитов, 2 – метаморфический пояс, 3 – комплексы преддуговых осадков, 4 – аккреционные комплексы, 5 – океанические плиты, захваченные Тихоокеанской плитой, 6 – вулканические провинции, 7 – области растяжения, 8 – трансформные разломы, 9 – активные океанические хребты, 10 – неактивные океанические хребты, 11 – субдукционные сегменты, 12 – главные разломы. Бор-литиевые месторождения показаны красными ромбами;

плиоценовые месторождения: 1 – Серлс, 2 – Оуэнс, 3 – Силвер-Пик.

- 103 Параллельно с процессами разрастания «окна в слэбе» и системы разломов Сан-Андреас между тройными точками сочленения плит Мендосино и Ривейра происходил постепенный захват Тихоокеанской плитой осколков плиты Фараллон - субдуцируемых микроплит Монтерей, Аргуэльо и др. (рис. 7.3д). Вместе с микроплитами захватывались фрагменты континентальной коры Северо-Американского континента, под которые микроплиты субдуцировались. Все это обусловило сложные движения и повороты верхних блоков коры в прибрежных областях (рис.

7.3 г-е). Например, блок современной Провинции Поперечных Хребтов был отсоединен от континентальной окраины и повернут более чем на 90 градусов [Luyendyk, 1991;

Nicholson et al., 1994;

Bohannon, Parson, 1995, Glazner et al., 2002b]. Среди разнообразных позднекайнозойских тектонических процессов провинции В3 отметим два эпизода деламинирования литосферных фрагментов (современное положение фрагментов см. рис. 1.28), моменты начальных фаз которых совпадают по времени с формированием КСКМ бора и лития в этой провинции.

7.2. Миоценовый эпизод деламинирования литосферы из-под блока Мохаве Первый эпизод деламинирования литосферы под блоком Мохаве, реконструируемый по косвенным данным, датируется самым концом олигоцена – ранним миоценом.

В настоящее время центральную часть блока Мохаве занимает пустыня Мохаве. Ее рельеф представляет собой чередование вытянутых депрессий, разделенных невысокими холмами.

Депрессии заполнены третичными вулканическими и осадочными породами, а в холмах обнажаются породы фундамента с возрастами от третичного до протерозойского (см. далее рис.

7.7). В целом в коре блока Мохаве широко представлены докембрийские породы (рис. 7.1 и 1.28), однако геохимические исследования миоценовых лав свидетельствуют о том, что под западной частью пустыни Мохаве (западнее долготы 116°) отсутствует древняя обогащенная докембрийская литосфера [Miller et al., 2000]. С другой стороны, в настоящее время реликт деламинированного литосферного фрагмента в виде высокоскоростной области в мантии методами сейсмической томографии фиксируется под изгибом разлома Сан-Андреас (рис. 7.4). В современной коре блока Мохаве отсутствует высокоскоростной нижний слой [Fuis et al., 2001, 2003], а сейсмические скорости непосредственно под подошвой коры характеризуются астеносферными значениями 7. км/с [Kohler 1999], т.е. наиболее вероятно, что нижняя кора была деламинирована вместе с литосферной мантией [Romanyuk et al., 2007]. Для блока Мохаве типичен рельеф со средней высотой над уровнем моря ~700 м, трактуемый как результат изостатического подъема, последовавшего за обрушением литосферного фрагмента. Впоследствии лишенный «корня» весь коровый блок Провинции Мохаве был существенно смещен относительно областей мантии, над которыми он располагался в момент формирования месторождения Крамер (рис. 7.3г,д) и повернут на угол не менее 20° [Nicholson et al., 1994;

Bohannon, Parson, 1995;

Glazner et al., 2002а,б].

Начало реконструируемого процесса деламинации литосферы из-под блока Мохаве (рис.

7.5) приблизительно совпадает с детально изученным миоценовым эпизодом тектоно магматической активности [Dokka, 1989;

Walker et al., 1995;

Dokka et al., 1998;

Miller et al., 2000;

Glazner et al., 2002a]. По реконструкциям [Dokka et al., 1998] в этом эпизоде (трактуемом как коллапс коры блока Мохаве) выделяются 3 этапа.

(1) ~24-21 млн лет назад. Формирование меридионального Пояса растяжения Мохаве (Mojave Extensional Belt). Область с наибольшим растяжением захватывает центральную часть пустыни Мохаве, где к поверхности выведен метаморфический комплекс – метаморфическое ядро калифонийского типа (СММСС – Central Mojave Metamorphic Core Complexes). Интенсивность магматизма в это время была исключительно высокой (лавовые потоки, плутоны, дайки, туфы).

Достаточно сказать, что размер обнажения самого большого раннемиоценового плутона более км2, а вокруг него располагаются многочисленные дайки. И сам плутон, и дайки ориентированы вкрест растяжения [Walker et al., 1995]. Многочисленные плутоны и лавовые потоки этого возраста чаще всего приурочены к транстенсионным разломам. В эту фазу дефомаций блок Холмов Крамер (неподалеку от которого располагается месторождение Крамер, см. рис. 7.7) был повернут на ~80° против часовой стрелки вокруг вертикальной оси, при этом восточная часть пустыни Мохаве вращалась в противоположную сторону (по часовой стрелке) [Dokka et al., 1998].

- 104 - 105 Рис. 7.4. Геолого-геофизическая модель литосферы по профилю «Мохаве», проходящему в непосредственной близости от месторождения Крамер, по [Romanyuk et al., 2007]. Положение профиля см.

рис. 7.1, приблизительное положение месторождения показано красным ромбом.

Рис. 7.5. Этапы литосферной деламинации под Поперечными Хребтами, Южная Калифорния.

a) Начальная стадия.

Транспрессионный режим на разломе Сан-Андреас вызвал гравитационную нестабильность на границе литосфера/астеносфера и обрушение вниз более плотной литосферы;

б) Литосфера под пустыней Мохаве затянула за собой большую часть нижней коры;

в) Базальтовые фрагменты в даунвеллинге превращаются в эклогиты, движение литосферного материала вниз наводит восходящий замещающий астеносферный поток;

г) Настоящее время. Литосферная мантия вместе с нижней корой почти полностью эродирована из-под блока Мохаве.

Начало реконструируемого процесса деламинации литосферы из-под блока Мохаве приблизительно совпадает с детально изученным миоценовым эпизодом тектоно-магматической активности [Dokka, 1989;

Walker et al., 1995;

Dokka et al., 1998;

Miller et al., 2000;

Glazner et al., 2002a].

Впоследствии лишенный «корня» весь коровый блок Провинции Мохаве был существенно смещен относительно областей мантии, над которыми он располагался в момент формирования месторождения Крамер (рис. 7.3).

- 106 (2) ~21-18 млн лет назад (рис. 7.6в,г). Формирование широтной Транс-Мохаве-Сьеррской сдвиговой (Trans Mojave-Sierran shear) зоны и правосторонняя сдвиговая активность в ней, сопровождаемая столь же интенсивной магматической активностью, как и на первом этапе. В этот промежуток времени блок Холмов Крамер повернулся на ~45° по часовой стрелке синхронно с центральными частями пустыни Мохаве.

(3) ~6-0 млн лет назад (рис. 7.6а,б). Формирование Восточно-Калифорнийской Сдвиговой зоны (ВКСЗ – Eastern Californian Shear Zone) и сдвиговая активность вдоль нее, которая началась не ранее 6 млн лет назад [Dokka, Macaluso, 2001]. Эта новая зона пересекла почти ортогонально более раннюю Транс-Мохаве-Сьеррскую сдвиговую зону и разрушила ее целостность. Для этого этапа не задокументирована сколь-нибудь существенная магматическая активность.

- 107 Рис. 7.6. Палинспастические реконструкции движений коровых блоков (террейнов) в Провинции Мохаве, по [Dokka et al., 1998] с упрощениями. a) 0 млн лет назад;

б) ~ 1 млн лет назад;

в) ~18 млн лет назад;

г) ~21 млн лет назад. Черные линии – разломы (активные, неактивные или будущие). Черные области на а) и б) – области растяжения, образовавшиеся вследствие движений в ВКСЗ.

- 108 Рис. 7.7. Геологическая карта региона месторождения Крамер, по [Dokka, 1989]. Кружком показано примерное положение карьера. РзЛ – озеро Розамонд, РЛ – сухое озеро Роджерс, ХЛ – озеро Харпер, РМ – Рэнд-Маунтинс, ФП – Фримонт-Пик, ЖХ – Холмы гравел.

- 109 Месторождение Крамер (время образования которого оценивается 19±0.7 млн лет) сформировалось в самом конце второго этапа (возможно после его завершения, но существенно раньше начала третьего этапа). Приблизительно одновременно с месторождением Крамер сформировалось небольшое месторождение Гектор/Форт-Кади в восточной части пустыни Мохаве, а на севере провинции В3 в кальдере Мак-Дермитт с субщелочным-щелочным составом извержений сформировались крупнейшие в мире ресурсы гекторитовых отложений [Evans, 2008].

Начало накопления боратных толщ в Долине Смерти (возраст которых оценивается в 7-4 млн лет) приблизительно коррелирует с началом сдвиговой активности в Восточно-Калифорнийской Сдвиговой зоне и процессами растяжения коры в Уолкер-Лейн (см. далее рис. 7.12а,б).

Для раннемиоценовых магматических пород в западной части пустыни Мохаве содержания калия в изученных образцах невысокие [Miller et al., 2000], однако выявлена отчетливая тенденция нарастания содержания калия с запада на восток, и в восточной части пустыни Мохаве известны высоко-калиевые магматиты в вулканических полях Халлоран-Хиллс, Сима и Мескуит (положение полей см. Рис. 7.13, диаграмму - рис. 9.4в). Также для северной части гор Кади в восточной части пустыни Мохаве (положение гор см. рис. 7.13), где находится месторождение колеманита Гектор/Форт Кади (см. главу 2) в работе [Glazner, 1988] описан специфический комплекс вулканических пород (потоки лав от базальтового до риолитового состава, прослои туфов) мощностью более 3 км. Лавы извергались приблизительно 20 млн лет назад, а затем весь комплекс вдоль разломов был подвержен калиевому метасоматозу, поднявшему содержание К2О в породах до 13.3%. Было, по крайней мере, два импульса метасоматоза. Стоит также отметить, что для блока гор Кади реконструированы раннемиоценовые движения, схожие с движениями блока Холмов Крамер. В первую фазу происходило вращение против часовой стрелки (80°), а во вторую (верхняя часть нижнемиоценовых пород более 18 млн лет) – вращение по часовой стрелке (20°-67°) [Dokka et al., 1998].

7.3. Плиоценовый эпизод деламинирования литосферного корня из-под южного окончания Сьерра-Невады Второй эпизод деламинирования литосферного корня из-под южного окончания Сьерра Невады очень хорошо изучен (рис. 7.8) [Ducea, Saleeby, 1998а,б;

Ruppert et al., 1998;

Saleeby et al., 2003;

Zandt et al., 2004].

Здесь в верхней мантии еще в 1990-х годах по данным сейсмической томографии закартирована область с повышенными сейсмическими скоростями на глубинах 100-250 км, близкая по форме цилиндру с радиусом около 60 км и получившая название «мантийная капля»

(«mantle drip»;

drip может быть переведено также как «капеж, капель, каплепад») [Biasi, Humphreys, 1992;

Jones et al., 1994] (рис. 7.9 и 7.11).

В геологическом аспекте Великая Долина и горы Сьерра-Невада представляют собой реликты преддугового бассейна и вулканической дуги, сформировавшихся в мезозое при субдукции палеоплиты Фараллон под западную окраину Северо-Американского континента (рис.

7.1 и 7.2). Великая Долина в течение всего кайнозоя (и в настоящее время) оставалась осадочным бассейном. Фундамент Сьерра-Невады представлен преимущественно позднемеловыми (~85 млн лет) и более древними гранитоидами и разнообразными метаморфическими породами, которые несогласно перекрыты эоценовыми и более молодыми осадочными и вулканическими комплексами. Исходя из низких сейсмических скоростей под Сьерра-Невадой на всю мощность коры (6.2 км/с), весь этот блок трактуется как гранитный батолит [Fliedner et al., 2000;

Ducea, 2002 и ссылки там] (рис. 7.10 и 7.11). Считается, что толстая гранитная кора и ее мафический (а местами и ультрамафический) корень были образованы в позднемеловое время, когда и была сформирована большая часть батолита Сьерра-Невады [Ducea, 2001]. Наличие гранат пироксенового парагенезиса в корне батолита делает этот корень в среднем плотнее, а отдельные фрагменты - значительно плотнее стандартной литосферной мантии, что превращает всю эту систему в гравитационно-неустойчивую структуру.

- 110 - 111 Рис. 7.8. Модель деламинации литосферного корня из-под батолита Сьерра-Невады, по [Zandt et al., 2004].

а) Субдукция плиты Хуан-де-Фука под окраину Северо-Американского континента, где располагался реликт позднемезозойской вулканической дуги в виде батолита Сьерра-Невада, подстилаемого плотным гранат-пироксеновым корнем. В тыловой области батолита располагалась область надсубдукционного вулканизма.

б) Раскрытие «окна в слэбе», проникновение горячего астеносферного материала под окраину континента, сдвиговая активность в системе разломов Сан-Андреас, начало дестабилизации «тяжелого корня» Сьерра Невады.

в) Начальная фаза обрушения в мантию дестабилизированного «тяжелого корня» Сьерра-Невады, сопровождаемая импульсом высококалиевого вулканизма.

г) Основная фаза сгруживания литосферного материала в мантию и оформление его в виде «мантийной капли»;

формирование локального осадочного бассейна Туларе и V-образного выступа на поверхности М над даунвеллингом;

геотермальная активность в области растяжения на восточной границе Сьерра-Невады (Долины Оуэнс, Панаминт и др.) и формирование бор-литиеносных месторождений, примерное положение которых показано красным ромбом. Черный прямоугольный контур показывает область, где в подошве коры выделены анизотропные зоны, ассоциируемые со сдвиговой активностью (детачмент).

Анализ многочисленных миоценовых и постмиоценовых коровых и мантийных ксенолитов дает прямые доказательства изменения состава литосферы под Сьерра-Невадой за этот период [Ducea, Saleeby, 1998б] (см. далее рис. 9.7). Ксенолиты из миоценовых вулканитов маркируют трехслойную литосферную колонку, состоящую из (1) гранитного батолита (мощностью 30- км), подстилаемого (2) нижнекоровым слоем и литосферной мантией (мощностью до 70 км) мафических и иногда ультрамафических метапород с гранатсодержащим парагенезисом, в свою очередь подстилаемым (3) перидотитовой мантией. В позднеплиоценовых и четвертичных вулканитах отсутствуют ксенолиты, содержащие гранат, а ксенолиты с глубин от 35 до 70 км свидетельствуют о наличии горячей перидотитовой мантии, что подтверждается детальными сейсмическими исследованиями, которые показывают в мантийном слое непосредственно под границей М скорости 7.4–8.2 км/с, но в среднем относительно низкие ~7.8 км/с, подразумевающие повышенные температуры [Fliedner et al, 2000]. Изменение состава литосферной колонки должно было произойти в интервале 3-10 млн лет назад [Ducea, Saleeby, 1996, 1998b] и является сильным аргументом в пользу деламинации нижней коры и подстилающей ее литосферной мантии в течение этого временного периода. Кратковременный импульс высококалиевого (до ультракалиевого) и низко-Nd вулканизма с возрастом ~3.5 млн лет (описание этого эпизода вулканизма также см. далее параграфы 7 и 8 в гл. 9) связывается с начальной фазой процесса деламинации [Manley et al. 2000;

Farmer et al., 2002]. Устанавливаемое по датировкам магматизма замещение части литосферы астеносферой по времени совпадает с плиоцен-голоценовой фазой поднятия Сьерра-Невады, инициированной изменением плавучести верхней мантии [Jones et al., 1994, 2004].

Динамическое моделирование предсказывает, что (1) в течение наиболее интенсивной фазы формирования «мантийной капли» должно происходить проседание вышерасположенных коровых блоков с прогибом дневной поверхности, (2) вязкие силы драгирования на детачменте достаточны для того, чтобы вызвать общее утолщение коры и сгруживание нижней коры на несколько десятков километров или даже более в идущий вниз поток, формируя V-образный «язык» на Мохо. И, действительно, новейшие детальные сейсмические и геоморфологические исследования региона над «каплей» подтвердили некоторые детали процесса деламинации. Так, особенности речной сети свидетельствуют о том, что локальный суббассейн Туларе (Tulare), представляющий собой округлую область диаметром около 120 км и располагающийся приблизительно над «мантийной каплей» (рис. 7.9), начал опускаться ~3-4 млн лет назад [Wakabayashi, Sawyer, 2001], а анализ врезов речных долин западного склона южной части Сьерра Невады показывает, что западное подножье гор в настоящее время интенсивно «захоранивается»

[Saleeby, Foster, 2004].

Если бы регион находился в тектонически спокойном режиме, то он должен бы быть близок к состоянию изостатической скомпенсированности по схеме Эйри, то есть областям высокого рельефа должны были бы соответствовать прогибы границы М. Однако общие соотношения рельефа и мощности коры демонстрируют другие закономерности. Карта глубин М, основанная на - 112 сейсмических данных по рефракционным волнам и конвертированным фазам Ps показывает, что на восточном фланге Сьерра-Невады под южной частью Долины Оуэнс граница М располагается на глубине около 30 км. Под Сьерра-Невадой мощность коры на запад увеличивается, формируя коровый «кант» под западным флангом Сьерра-Невады с максимальной толщиной до 42 км под вулканическим полем Кингс [Ruppert et al., 1998, Fliedner et al., 2000;

Zandt et al., 2004]. На запад от корового «канта» фиксируется область отсутствия четких закритических отражений от Мохо (PmP) в сейсмических экспериментах с применением активных источников, что объяснялось зашумлением записей мощным слоем осадков в Великой Долине [Ruppert et al., 1998;

Fliedner et al., 2000]. В экспериментах по обменным волнам [Zandt et al., 2004] все широкополосные станции были размещены на кристаллических породах, однако опять же в том же месте оконтурился Рис. 7.9. Схема географических и тектонических элементов окрестностей региона деламинации литосферного корня Сьерра-Невады, по [Zandt et al., 2004] с небольшими добавлениями. Рельеф показан цветом, белые области – наиболее высокие горы Сьерра-Невады, темно-серым цветом залиты области Долины Смерти, располагающиеся ниже уровня моря. Синие линии – речная сеть и контур локального суббассейна Туларе. Белая линия - контур “мантийной капли” на глубине 150 км. Красные ромбы месторождения бора/лития, в Долине Смерти ромб поставлен условно в центр долины, в действительности добыча бора велась почти вдоль всей ее длины. Черные линии – изолинии до глубин М, точечный крап – область V-образного выступа на М (зона плохой регистрации сейсмических отражений от М). Серая линия – часть профиля «Сьерра-Невада»» (см. рис. 7.11). Косо – геотермальное поле Косо. Известные поля высококалиевого вулканизма показаны точечными оранжевыми контурами: 1 – Аурора – Адоуб-Хиллс (Aurora – Adobe Hills), 2 – Лонг-Валли (Long Valley), 3 – Сан-Хоакьюп (San Joaquip), 4 – Кингс (Kings), 5 – Биг-Пайн (Big Pine;

1.18-0.13 млн лет), 6 – Керн (Kern), 7 – Дип-Спрингс (Deep Springs).

- 113 Рис. 7.10. Геологический (а) и геоэлектрический (б) разрезы по профилю «Уолкер-Лейн», части профиля «Сьерра-Невада» (см. рис. 7.11 и 7.9), по [Park, Wernike, 2003]. На (а) желтым цветом показано осадочное выполнение долин.

район, где отражения от Мохо отсутствуют. Специальными расчетами было показано, что мелкомасштабный прогиб границы М может рассеивать как Ps фазы обменных волн, так и отражения PmP в экспериментах с активными источниками. Таким образом, коровый «кант» и мелкомасштабный прогиб М трактуются как V-выпуклость, создаваемая вязким драгированием в основании коры [Zandt et al., 2004] (рис. 7.9 и 7.11).



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 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.