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 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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 4 ] --

Анализ азимутальных вариаций в сейсмических записях показал наличие под Сьерра Невадой анизотропного слоя в основании коры, структурный рисунок и параметры которого не коррелируют ни с топографией, ни с геологией Сьерра-Невады. Анизотропная область трактуется как зона детачмента, т.е. как зона, где сконцентрировано современное сдвиговое деформирование, а наиболее вероятным фактором, который мог дестабилизировать литосферный корень в раннем миоцене, является воздействие «астеносферного окна» [Zandt, 2003], которое начало раскрываться под регионом ~20 млн лет назад (рис. 7.2 г,д).

Выявленные структурные детали фиксируют сильную современную асимметрию процесса литосферной деламинации и смещение центра «капли» на запад от центра батолита, что не укладывается в простые схемы. Самые последние детальные сейсмические данные [Boyd et al., 2004] показывают, что возможно деламинация протекает многостадийно, а то, что область проявления высококалиевого вулканизма гораздо больше, чем современный размер сечения «мантийной» капли, свидетельствует о том, что и область деламинации литосферы соответственным образом обширнее. Наиболее вероятно, что первая порция плотного обогащенного гранатом материала провалилась приблизительно вертикально вниз под Сьерра Невадским батолитом и спровоцировала подъем замещающего горячего вещества под Провинцией Бассейнов и Хребтов и Береговыми Хребтами и затягивание в нисходящий поток литосферных фрагментов из соседних и вышерасположенных областей [Liu, Shen, 1998]. Впоследствии сложно устроенная «капля» смешанного состава отдрейфовала на запад под действием юго-западных течений в астеносферном окне [Silver, Holt, 2002;

Zandt, 2003]. Наиболее вероятно, что в настоящее время «капля» уже изолирована (механически отвязана) от вышерасположенной коры.

Формирование плиоценовых месторождений Оуэнс (лимнические осадки и рассолы), Серлс и Силвер-Пик (рассолы) и плиоценовых бороносных толщ в Долине Смерти совпадает по времени с начальной фазой деламинации литосферного корня на юге Сьерра-Невады.

- 114 - 115 Рис. 7.11. Геолого-геофизическая модель для профиля «Сьерра-Невада». Положение профиля см. рис. 7.1 и 7.9. Примерное положение месторождений бора Оуэнс, Серлс и Долина Смерти в проекции на профиль показано черными ромбами. Цифры в блоках – сейсмические скорости (км/с) и плотности (г/см3). Точками на желтом фоне показаны осадочные комплексы, крестиками на красном фоне – батолит Сьерра-Невады, косой волнистой штриховкой на зеленом фоне – метаморфические комплексы шельфа и прибрежных областей, встречной косой штриховкой на голубом фоне – тектонизированные комплексы верхней коры Большого Бассейна. Синим цветом показаны: слева от разлома Сан-Андреас – современная океаническая кора, справа от разлома Сан-Андреас – реликты аккретированных к окраине Северной Америки офиолитовых комплексов. Средне- и нижнекоровые породы среднего и основного состава с сейсмическими скоростями более 6.5 км/с показаны цветом морской волны, со скоростями более 7.0 км/с - черной штриховкой. Скоростная структура верхней мантии отображена малиновыми тонами. Разломы: SAF - Сан Андреас, SGH - Сан-Грегорио-Хосгри, CF – Калаверас;

долины: OV – Оуэнс, PV - Панаминт, DV – Смерти.

Серый прямоугольник маркирует профиль «Уолкер-Лейн» (см. рис. 7.10). Вертикальное преувеличение 3:1.

7.4. Формирование раннемиоценового месторождения бора Крамер, позднемиоценовых раннеплиоценовых месторождений бора в Долине Смерти и плиоцен-четвертичных месторождений лития Силвер-Пик и бора Серлс, Оуэнс и месторождений в Долине Смерти Месторождение Крамер. Палеотектонические реконструкции свидетельствуют о том, что блок Провинции Мохаве, на котором расположено КСКМ Крамер (рис. 7.7), в момент формирования месторождения в конце раннего миоцена, был вовлечен в активные тектонические движения (рис. 7.3) [Nicholson et al., 1994;

Bohannon, Parson, 1995;

Dokka 1989;

Dokka et al., 1998].

Приблизительно этим же временем датируется эпизод интенсивного магматизма [Walker et al., 1995;

Miller et al., 2000;

Glazner et al., 2002a], сопровождавший растяжение коры (рис. 7.6) и инициированный деламинацией литосферы из-под этого корового блока. Специально отметим, что в западной части Пустыни Мохаве, где располагается месторождение, неизвестны проявления высококалиевого магматизма этого возраста, однако в восточной части в вулканическом поле Халлоран-Хиллс описаны высококалиевые туфы с возрастом 18.5 млн лет и в горах Кади эпизод высококалиевого метасоматоза с возрастом около 20 млн лет (Рис. 7.13).

Месторождение Крамер сформировалось в небольшом локальном палеобассейне в краевой части обширного третичного палеобассейна и залегает в толще туффитовых глин, покоящихся на базальтах (рис. 2.2г). Бороносный палеобассейн образовался на ранней стадии растяжения коры.

Возраст месторождения был сначала приблизительно оценен как верх среднего миоцена по ископаемым остаткам млекопитающих, найденных выше боратов [Whistler, 1984]. Позднее подстилающие боратные слои туфы были датированы K/Ar методом как раннемиоценновые:

21.2±0.5 млн лет [Dokka, 1989]. В работе Д.Гаррета [Garrett, 1998] без ссылки на источник возраст месторождения указан как 19.0±0.7 млн лет.

Пять разломов рассекают главное боратное тело в ССЗ направлении. На большинстве из них сдвиговая активность проявлялась в момент формирования месторождения. Впоследствии бороносные слои были дополнительно смещены по листрическим разломам в главную фазу растяжения, в результате чего бассейн был сегментирован, а слои наклонены. Затем боратные отложения были захоронены под аркозами позднего миоцена и плиоцена мощностью не менее м [Christ, Carrels, 1959]. Плиоцен-плейстоценовое поднятие вывело месторождение на поверх ность, и часть его была эродирована. В настоящее время нет естественных обнажений боратных слоев. До начала промышленных карьерных разработок месторождение было скрыто под как минимум 9-21 метровой толщей плейстоценовых и четвертичных песков и гравия [Siefke, 1991].

Месторождение было открыто случайно, когда в 1913 г. при поиске воды разведочная скважина попала в слой колеманита. После этого начались систематические поиски промышленных залежей боратов, которые в 1924 г. увенчались успехом. Одна из скважин вскрыла 21 м слой колеманита на глубине 64 м. Промышленные разработки начались в 1925 г. и долгое время велись шахтным способом в трех различных местах. C 1957 г. добыча ведется в едином открытом карьере (обложка, рис. 1.15 и 7.7б) [Garrett, 1998].

В центре рудной зоны минерализация представлена преимущественно бурой с примесью кернита, которые вниз, вверх и к периферии сменяются фациями с доминированием улексита и, в отдельных прослоях, колеманита [Kistler, Helvaci, 1994]. Вверху рудоносной залежи находится - 116 горизонт, обогащенный мышьяком и сурьмой - многочисленные «розетки» реальгара и антимонита [Laznicka, 1985].

Месторождения бора Долина Смерти, Оуэнс и Серлс (и месторождение лития Силвер-Пик) сформировались в бессточных озерах, располагающихся в грабенообразных осадочных бассейнах – долинах транстенсионного пояса (WL+ВКСЗ, см. рис. 7.1, 7.12-7.14), тянущегося из пустыни Мохаве в Провинцию Бассейнов и Хребтов вдоль восточного края Сьерра-Невады (рис. 7.9–7.14).

По большинству долин в настоящее время проходят тектонические нарушения сдвиговой природы [Andrew, Walker, 2009;

Numelinet et al., 2007;

Frankel et al., 2008]. Наиболее «выразительная»

тектоническая депрессия - Долина Смерти (рис. 7.10-7.12 и обложка). Глубина до фундамента в наиболее глубокой ее части оценивается в 4 км, а большая часть поверхности располагается ниже уровня моря с минимальной отметкой в бассейне Бэдуотер (Badwater) -85 м. Геоэлектрические исследования [Park, Wernike, 2003] обнаружили под всеми долинами области повышенной электропроводности, интерпретируемые как зоны циркуляции геотермальных вод, которые являлись и являются основными поставщиками бора и лития в рассолы и воды бессточных озер этой системы (рис. 7.10). Под Долинами Оуэнс и Смерти аномальные области четко прослеживаются через всю кору.

В хребтах, окружающих Долину Смерти (рис. 7.12в), и обнажениях ее фундамета представлены чрезвычайно разнообразные породы [Walker et al., 2002;

Miller, Wright, 2004;

Miller, Pavlis, 2005;

Knott et al., 2005, Calziaa, Ramob, 2005]. Только среди осадочных комплексов здесь насчитывается более 20 формаций. Наиболее древние комплексы - это высокометаморфизованные породы с возрастами ~1.7 млрд лет. Они интрудированы гранитами с возрастом 1.4 млрд лет и моложе. Морские отложения с возрастами 1.2 – 0.8 млрд лет представлены мощной последовательностью конгломератов, аргиллитов и карбонатных пород, перекрытых строматолитами и тиллитами.

По общепринятым реконструкциям регион вокруг Долины Смерти в неопротерозое представлял собой пассивную окраину континента Родиния или береговую область одного из глубоких рифтовых трогов, вдающихся в этот континент. Затем пассивная окраина трансформировалась в активную, на этой стадии сформировались аккреционные комплексы, в которых сохранилось много фаунистических остатков. Режим карбонатной платформы установился приблизительно 550 млн лет назад и длился не менее 250 млн лет. В поздней юре началась субдукция плиты Фараллон под западную окраину Северной Америки, поэтому в меловое время вдоль всей окраины функционировала активная вулканическая дуга и сформировалась береговая Кордильера (см. выше в п. 7.1).

Самые ранние из кайнозойских известных эпизодов растяжения коры в регионе Долины Смерти (рис. 7.12а,б) соотносятся с формированием Провинции Бассейнов и Хребтов и датируются средним миоценом (около 16 млн лет назад). В это время здесь широко проявилась разнообразная магматическая активность (трещинные излияния базальтов, формирование интрузивов и туфовых отложений), пик которой пришелся на интервал времени 12-4 млн лет [Frankel et al., 2008]. В позднем миоцене-плиоцене в тектонических депрессиях сформировались озера. Есть основания полагать, что большинство палеоозер в этой области в миоцене были проточными и соединялись с р. Колорадо, и таким образом излишки воды сбрасывались в океан [Reheis et al., 2008]. Однако некоторые озера были бессточными (по крайней мере, часть периода своего существования), а климат в регионе был достаточно засушливым (но не таким сухим, как в настоящее время) для формирования эвапоритных отложений. Одним из таких соленых палеоозер было оз. Фернис-Крик, которое существовало приблизительно в интервале времени от 9 до 3 млн.

лет назад, а его западный край захватывал часть территории северной и центральной областей современной Долины Смерти [Knott et al., 2005]. В этом палеоозере сформировалась толща лимнических отложений мощностью более 2 км, в которой солесодержащие аргиллиты чередуются с гравелитами и пепловыми отложениями, привносимыми в озеро из соседнего вулканического поля Блэк-Маунтинс, активного в то время (диориты, 11.6 - 8.7 млн лет). В реликтах лимнических отложений озера располагаются наиболее богатые бором толщи Долины Смерти. Поскольку после времени отложения боратов область Долины Смерти была подвержена нескольким эпизодам деформаций и разломообразования, многие месторождения ограничены разломами, а боросодержащие толщи наклонены на углы до 45°.

- 117 Рис. 7.12. Схема растяжения коры (а,б) по [Miller, Pavlis, 2005] и геологическая карта Долины Смерти (в) по [Miller, Wright, 2004]. На (а,б): HMB – батолит гор Хантер;

надвиги: MC - каньона Марбл, CP- Чикаго-Пасс;

P – Панаминт, L – Легмогн, BMT – Блэк-Маунтин;

TB – выходы на поверхность средне-коровых пород (ядро метаморфического комплекса, см. также рис. 5. и 7.10).

- 118 Рис. 7.13. Cхема ландшафта региона провинции В3. Положение борных/литиевых месторождений показано красными надписями, географические объекты помечены черными надписями, желтым цветом показаны некоторые разломы. Черный ромб в Долине Смерти – месторождение Фернис-Крик (см. обложку). Поля высоко-калиевого магматизма по [Jessey et. al., 2007]: Х-Халлоран-Хиллс (Halloran;

туфы - 18.5, андезитовые вулканиты - 12.1), С – Сима (Cima;

7.5-3, 1.5-0;

), М – Мескуит (Mesquite;

породы от риолиовых до трахидацитовых 12.8 - 13.0), цифры в скобках – известные периоды магматической активности в млн лет.

Геологическое картирование показывает, что боратовые тела вытянуты вдоль береговой линии палеоозера Фернис-Крик, на восток они постепенно переходят в мелководные отложения известняков, известковых аргиллитов и туффитовых глин [Kistler, Helvaci, 1994]. Рудные тела в этой формации представляют собой вытянутые линзы мощностью до 61 м, в которых бораты перемежаются с аргиллитами, известняками, конгломератами и их переходными разностями (рис.

2.2д,е). Чаще всего в центральных областях линз залегает пробертит, в следующей промежуточной - 119 зоне – улексит, а во внешней – колеманит. Границы между зонами в общем нечеткие. Пробертит является преобладающим минералом только в одной линзе, в то время как улексит составляет значительную часть во всех залежах [Kistler, Helvaci, 1994]. Промышленная разработка этих боратов велась на 16 различных участках Долины Смерти преимущественно шахтным способом.

Самые богатые месторождения (преимущественно колеманит и улексит) располагаются в нижней части формации Фернис-Крик, имеющей мощность ~150 м и подстилаемой конгломератами. Эта формация была недавно датирована ~3.35 млн лет [Knott, Sarna-Wojcicki, 2001;

Machette, 2001]. Поэтому возможно, что формирование месторождений бора, располагающихся в этой формации, было инициировано эпизодом плиоценового деламинирования литосферного корня Сьерра-Невады, при этом более ранние (менее богатые по бору месторождения) в миоценовых и раннеплиоценовых толщах Долины Смерти аккумулировали бор, вынесенный в верхние горизонты коры в результате предыдущих тектоно-магматических эпизодов, включая раннемиоценовый эпизод деламинирования фрагмента литосферы из-под блока Мохаве.

Формирование позднеплиоцен-четвертичных месторождений бора в озерах Серлс и Оуэнс и в Долине Смерти связывается с очередным эпизодом плиоценовой тектоно-магматической активности в регионе, частью которого было обрушение литосферного корня из-под южной части Сьерра-Невады, и формированием системы бессточных котловин. Система представляет собой чередование вытянутых долин и хребтов, образовавшихся в результате интенсивно проявившегося растяжения и сдвиговой активности, начиная со времени приблизительно 4-2 млн лет назад (и продолжающегося до настоящего времени) в области, которая в настоящее время называется Уолкер-Лейн (рис. 7.6а,б). К настоящему времени долины частично заполнены осадками. В частности, в течение плейстоцена в Долине Смерти располагалось несколько бессточных озер, в которых сформировались более чем 300 м толщи, вмещающие большие объемы галита и гипса, но небольшие - боратов. Считается, что бор в плейстоценовые озера поступал из окружающих богатых им неогеновых пород за счет выщелачивания.

В озерных равнинах озер Оуэнс и Серлс и в Долине Смерти было пробурено несколько глубоких параметрических скважин и множество мелких с целью исследования лимнических толщ. Одна из скважин около озера Оуэнс имела глубину более 2 км [Phillips, 2008]. Она прошла через осадки, преимущественно глины и илы. Отсутствие эвапоритов подразумевает, что озеро не пересыхало в течение большей части плейстоцена. Тонкий слой эвапоритных минералов на поверхности, вероятно, отвечает сухим условиям последних 200 лет. Другая скважина (OL-92) имела глубину 323 м и вскрыла вулканические туфы Бишоп с возрастом 760 тыс. лет [Smith, Bischoff, 1997, Orme, 2008]. Скважина позволила охарактеризовать историю озера приблизительно за 800 тыс. лет. До рубежа 450 тыс. лет озеро было относительно мелким, а затем стало более глубоким за счет тектонического проседания дна.

Самый высокий уровень воды в озере установился в позднем плейстоцене (~20 тыс. лет назад по радиоуглеродным датировкам): 1140 м выше уровня моря. При переполнении озера избытки воды текли на юг (р. Оуэнс) в сторону озера Серлс. За регрессией последовал еще один подъем уровня воды до 1128 м (~12-13 тыс. лет назад). В интервале времени 12 и 9.5 тыс. лет назад фиксируются небольшие колебания уровня озера, после чего наступила устойчивая регрессия. В течение последних 5 тыс. лет в регионе озера был наиболее сухой климат за всю «скважинную» историю озера. Верхняя озерная равнина высохла приблизительно 10.5 тыс. лет назад, нижняя равнина не пересыхала до самого недавнего времени и высохла только после того, как в XIX в. из реки Оуэнс стали интенсивно забирать воду на полив плантаций, а с 1913 г. еще и перенаправили большую часть руслового потока по акведуку в г. Лос Анжелес. Еще в 1872 г. водная поверхность озера располагалась на отметке 1096 м выше уровня моря, т. е. почти на 13 м выше, чем в настоящее время (1083 м). Сейчас остатки озера располагаются в самой глубокой части озерной впадины в виде геперсоленых рассолов (растворенные соли достигают 77% веса рассола), занимают площадь приблизительно 16500 акров и окружены сухой озерной равниной. Помимо боратов, на озерной равнине Оуэнс вклась добыча (до 500000 т/год) троны (смесь карбоната (Na2CO3) и бикарбоната (NaHCO3) натрия).

- 120 Рис. 7.14. Внемасштабная схема плиоцен-четвертичной геодинамической ситуации в районе месторождения лития Силвер-Пик. Составлена по данным из [Diamond, Ingersoll, 2002;

Wesnousky, 2005].

Скважина KM-3 около оз. Серлс имела глубину 930 м и позволила охарактеризовать историю озера [Orme, 2008], начиная с рубежа 3.2 млн лет назад (по изотопным урановым данным в карбонатах и K/Ar датировкам). Доминирующие мощные отложения аргиллитов маркируют преимущественно глубоководные условия. Становление более сухого климата здесь произошло позднее, чем в районе оз. Оуэнс. В настоящее время прилегающая к оз. Серлс озерная равнина занимает центральную часть маленькой долины, ограниченной с юга разломом Гарлок (рис. 7.13).

Центральная солевая равнина (~103 км2) перекрывает массу перемешанных солей, главным образом карбонатов натрия с бурой, глинами и внутрислоевыми рассолами. В месторождении различают два главных продуктивных горизонта (рис. 2.2д): верхний мощностью от 9 до 27 м (в среднем 15 м) с содержанием борного ангидрида ~1.0 % и нижний мощностью от 8 до 14 м (в среднем 12 м) с его содержанием ~1.2 %. Верхний горизонт перекрыт свежей поверхностной грязево-солевой коркой толщиной 7-9 м и отделен от нижнего слоем 3–6 м непроницаемой глины.

Рассолы, которые составляют до 45% горизонтов, откачиваются через серию скважин в искусственные пруды, где в дальнейшем подвергаются обработке. Относительно постоянное содержание бора в рассолах (откачка ведется с 1927 г.) природно буферируется. Горизонты откачиваются раздельно, поскольку они отличаются химическим составом и требуют различных реагентов. На этом озере короткое время велась и добыча лития, но в связи с истощением рассолов она с 1966 г. перенесена на соляное озеро Силвер-Пик.

Скважина DV93-1 глубиной 186 м в Долине Смерти, бассейн Бэдуотер [Lowenstein et al., 1999;

Lowenstein, 2002], вместе с другими данными [Forester et al., 2005] позволила охарактеризовать историю долины, начиная с рубежа 200 тыс. лет назад. Лимнические отложения свидетельствуют о существовании постоянного глубокого озера (оценки глубины - до 300 м) по крайней мере, дважды за этот период: один раз в интервале времени от 135 до 35 тыс. лет назад и еще раз в интервале времени от 35 до 10 тыс. лет назад. В промежутке между водными максимумами от 135 до 35 тыс. лет назад и после рубежа 10 тыс. лет назад, в Долине Смерти преобладал режим грязевой равнины с небольшими соляными озерами. В последний водный максимум озеро в Долине Смерти имело глубину не менее 187 м, ширину до 15-16 км и длину до 145 км и получило название Озеро Манли (рис. 7.15). Оно высохло приблизительно 10 тыс. лет назад, после этого Долина Смерти лишь периодически затоплялась при наводнениях и установлении относительно влажных периодов. В частности, ~2000 лет назад в Долине Смерти установился один из таких периодов и некоторое время в центральной части существовало круглогодичное озеро с глубиной около 9 м. Таким образом, соляные равнины на дне Долины Смерти (самые известные из которых Девил Гольф Курс (Devils Golf Course) и Бэдуотер (Badwater, см. обложку и рис. 1.17)), образовались из короткоживущих голоценовых озер, то есть - 121 они заведомо не старше нескольких тысяч лет. Небольшие борные проявления в этих соляных равнинах были практически все выбраны с поверхности в XIX-начале XX в.в.

Рис. 7.15. Cхема ландшафта региона Долин Смерти, Панаминт и Оуэнс, по [Von Huene et al., 1963].

Горизонтальная штриховка показывает приблизительную максимальную площадь озер в постледниковый период (~ 22000 лет назад);

современные крупные непересыхающие озера Оуэнс, Чайна и Серлс показаны голубыми точками (ср. с рис. 7.13). Вода тающих ледников Сьерра-Невады стекала в долину Оуэнс, собиралась в озере Оуэнс, а когда оно переполнялось, то излишки воды по р. Оуэнс сбрасывались в озеро Чайна/Серлс, затем в озеро в Долине Панаминт и затем в озеро Манли, располагавшееся в Долине Смерти.

Скорее всего, максимальную площадь озера достигали не одновременно.

Материалы бурения по всем скважинам и другие данные дали основания для реконструкции общей позднеплейстоценовой-голоценовой истории озерной системы в области Уолкер-Лейн. Во время последнего оледенения на вершинах Сьерра-Невады образовался ледник, талые воды которого в пост-ледниковое время заполнили Восточно-Калифорнийский каскад озер, включавший, в том числе, озера Оуэнс, Серлс и палеоозеро Манли в Долине Смерти (рис. 7.15).

Самое высокое положение в каскаде занимали озера в горах Сьерра-Невады (Моно и другие), излишки воды из которых сбрасывались в долину Оуэнс и далее по р. Оуэнс через оз.

- 122 Оуэнс в оз. Чайна/Серлс, которое по протокам соединялось с озером в Долине Панаминт и далее с оз. Манли. В частности, доказательства того, что в период ~20-16 тыс. лет назад оз. Чайна/Серлс эпизодически переполнялось, а избыток воды из него сбрасывался в Долину Панаминт, собраны в работе [Jayko et al., 2008]. В оз. Манли также несли свои воды также реки Амаргоса (с востока) и Мохаве (с юга). Озеро Манли в Долине Смерти было самой нижней точкой в дренажной системе этого каскада. Система была бессточной [Knott., et al., 2008], поэтому в Долине Смерти могли аккумулироваться соли и все растворенные в воде минералы. Наиболее высокий уровень воды в каскаде датируется временем приблизительно 22 тыс. лет назад (в это время все озера были пресноводные), а ко времени приблизительно 10.5 тыс. лет назад озера практически высохли.

Сухой современный пустынный климат установился относительно недавно, приблизительно 2- тыс. лет назад.

Таким образом, бор и литий, содержащиеся в современных поверхностных рассолах озера Серлс, могли быть привнесены в него поверхностными и подземными геотермальными источниками за время заведомо не более 20 тыс. лет. Современные подземные рассолы могли формироваться более длительное время за счет подземных геотермальных вод, дренирующих бассейн этого озера, и отчасти за счет поверхностных палеоручьев. В работе [Smith, 1979] высказывается предположение о том, что бор в бассейн этого озера наиболее вероятно поставлялся термальными источниками, приуроченными к Сьеррским фронтальным разломам.

Другим «поставщиком» могло быть геотермальное поле Косо (положение поля см. рис. 7.13 и далее см. детальное описание этого поля в п. 9.12), в подземных водах которого фиксируются повышенные содержания бора. Оно могло подпитывать оз. Серлс (и оз. Оуэнс) подземными геотермальными водами с момента своего образования, а во времена водных максимумов - и поверхностными ручьями.

Месторождение лития Силвер-Пик (рис. 1.16) представляет собой небольшое (всего ~ км2) плиоцен-четвертичное озеро поблизости от позднемиоцен-плиоценовых андезит-базальтовых вулканических полей, располагающихся на северном окончании хребтов Силвер-Пик и Уайт Маунтинс и приуроченных к пулл-апарт бассейнам того же возраста (рис. 7.13 и 7.14). О щелочности лав этих магматических полей данных найти не удалось, но юго-западнее месторождения располагается известное поле высококалиевых вулканитов Дип-Спрингс, а западнее – аналогичное поле Аурора – Адоуб-Хиллс (рис. 7.9). Следут отметить, что на склоне хр.

Силвер-Пик, обращенном к литиеносному озеру, располагаются также позднетретичные месторождения серебра и золота (генетически приуроченные к кальдере позднемиоценового вулканического центра Силвер-Пик [Diamond, Ingersoll 2002]), а в отдаленных окрестностях озера - золота и ртути (рис. 1.28). Все они имеют эпитермальную природу.

Для территории месторождения лития Силвер-Пик реконструирована позднемиоценовая плиоцен-четвертичная геодинамическая обстановка (рис. 7.14). Приблизительно 6 млн лет назад (самый конец миоцена) началось формирование долины Фиш-Лейк. Сдвиговая тектоническая активность привела к формированию у подножья горы Пайпер-Пик небольшого пулл-апарт бассейна, сопровождавшегося вулканической активностью, приуроченной к ограничивающим бассейн разломам. Одним из крупнейших вулканических центров был вулкан Силвер-Пик, кальдера которого в настоящее время располагается на восточном склоне горы Пайпер-Пик (рис.

1.16).

Приблизительно 3 млн лет назад активизировался разлом, являющийся восточным бортом долины Оуэнс. В том месте, где северный конец долины делает резкий поворот на восток, около ее восточного борта образовался небольшой пулл-апарт бассейн, вокруг которого в плиоцене располагались вулканы. В этот период происходило (и продолжается в настоящее время) воздымание хребта Уайт-Маунтинс и проседание долины Оуэнс. Изолированное оз. Силвер-Пик, воды которого богаты литием, располагается в небольшой бессточной котловине Долины Клэйтон восточнее горы Пайпер-Пик с засушливым климатом: ежегодное количество осадков колеблется от 88-127 мм/год, а скорость испарения 760-1370 мм/год. Нет оснований полагать, что в голоцене озеро являлось частью каскада Восточно-Калифорнийских озер. Скорее всего на протяжении большей части своей истории озеро было бессточным.

- 123 Мощность отложений в центре бассейна оценивается в 460 м. Это преимущественно четвертичный аллювиальный гравий, песок, глина и ил с примесью гипса и кальцита, встречаются соленосные слои. На глубине 35 м возраст отложений оценен в 26.9 тыс. лет. Осадочные слои наклонены и рассечены разломами. Слой древних пеплов с датировкой 6.9 млн лет является главным рассолосодержащим горизонтом бассейна. Необычно высокая температура откачиваемых рассолов (44°С с глубины 25.5 м) свидетельствует об их геотермальной природе. Наиболее вероятно, что литий в рассолы привносится преимущественно горячими термальными ручьями (с содержанием лития 24-43 м.д.), которые берут свое начало на разломе Силвер-Пик недалеко от кальдеры Силвер-Пик (см. рис. 1.16) и стекают в озеро, а также подземными геотермальными водами, которые дренируют бассейн. Когда здесь началась коммерческая добыча лития в 1966 г., его усредненное содержание в рассолах было 300-400 м.д. (табл. 2.2), при том, что центральные области бассейна более богаты литием (например, разведочная скважина на глубине 229 м вскрыла расслолы с содержанием лития до 800 м.д.). За 30 лет добычи содержания понизились в среднем до 100-200 м.д. [Garrett, 2004).

Выводы по главе Территория провинции В3 на западе США очень хорошо изучена по комплексу геолого геофизических данных. Это позволяет однозначно связать формирование раннемиоценового боратового месторождения Крамер и современных бороносных и литиеносных рассолов в озерах Оуэнс, Серлс и Силвер-Пик с двумя эпизодами деламинирования литосферных фрагментов.

Первый эпизод (деламинация литосферы из-под блока пустыни Мохаве) начался в раннем миоцене (~24 млн лет назад), а второй (деламинация литосферного корня батолита Сьерра Невады), сопровождавшийся кратковременным импульсом высококалиевого вулканизма, начался в плиоцене (~3.5 млн лет назад). С первым этапом помимо формирования месторождения бора Крамер, связывается формирование гекторитовых залежей кальдеры Мак-Дермитт и месторождения колеманита Гектор/Форт-Кади в горах Кади, а со вторым – значительные аккумуляции бора в озерах Оуэнс и Серлс и литиеносных рассолов в озерах Серлс и Силвер-Пик.

Формирование позднемиоценовых-раннеплиоценовых месторождений в Долине Смерти (лимнические отложения палеоозера Фернис-Крик) пока однозначно не коррелируется с конкретным тектоно-магматическим событием в регионе. Можно только отметить, что время формирования этих месторождений совпадает с началом активности в Восточно-Калифорнийской сдвиговой зоне и растяжением коры в области Уолкер-Лейн в целом и в Долине Смерти в частности.

Детальная реконструкция истории бороносных озер Оуэнс и Серлс, являвшихся в голоцене частью Восточно-Калифорнийского каскада озер, однозначно свидетельствует о том, что еще тыс. лет назад эти озера были проточными с пресной водой. Таким образом, нет сомнений в том, что запасы бора в этих озерах саккумулировались за время, заведомо не превышающее 20 тыс. лет.

Нет никаких очевидных поверхностных источников для этих элементов в окрестностях озер, но есть прямые и косвенные доказательства того, что бор и литий были привнесены и продолжают привносится в эти озера геотермальными водами. Так, в озеро Силвер-Пик впадают горячие ручьи с повышенным содержанием лития, которые берут свое начало на разломе Силвер-Пик недалеко от кальдеры Силвер-Пик. Кроме того, рассолы, откачиваемые на месторождении Силвер-Пик, имеют повышенные (44°С с глубины 25.5 м) температуры рассолов. Между озерами Оуэнс и Серлс располагается геотермальное поле Косо, подземные воды которого характеризуются повышенными содержаниями бора.

- 124 ГЛАВА ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ГИМАЛАЙСКО-ТИБЕТСКОГО ОРОГЕНА И ФОРМИРОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРОВИНЦИЙ В4 И В 8.1. Современная структура Гималайско-Тибетского орогена Формирование Гималайско-Тибетского орогена (рис. 1.29 и 8.1), являющегося частью коллизионного сегмента гигантского мезозойско-кайнозойского Альпийско-Гималайского складчатого пояса, вызвано столкновением Индийской и Евразийской плит [Molnar, Tapponnier, 1975]. Гималаи и Тибет разграничивает сутура Индус-Ярлунг-Цангпо, которая является следом закрытия океана Нео-Тетис, разделявшего в меловое время Индию и Северную Евразию.

Современный Тибет – это самое большое плато на Земле со средними высотами, превышающими 5 км. По обобщениям имеющихся сейсмических данных [Gao et al., 2005] мощность коры вкрест Гималайско-Тибетского орогена нарастает под Гималаями, увеличиваясь до 65–75 км под южным краем блока Лхаса, достигает максимальных величин 80 км под центральными областями блока Лхаса и уменьшается под северным Тибетом до 60 км.

Сейсмическая структура коры и верхней мантии значительно варьируют не только вкрест Гималайско-Тибетского орогена, но и вдоль его простирания. Однако для детальных карт все еще не хватает данных, можно отметить лишь общую отчетливую тенденцию в утолщении коры под Тибетским плато на запад.

Сейсмические исследования в Тибете выявили, что современная глубинная структура мантии под Северным и Южным Тибетом довольно сильно различается [Brown et al., 1996;

Owens, Zandt, 1997]. Мантия под южным Тибетом имеет относительно высокие скорости и интерпретируется как относительно холодная. Под Северным Тибетом она низкоскоростная и, следовательно, более горячая. Томографическое изображение верхней мантии выявило близ вертикальную высокоскоростную зону на глубине от 100 до 400 км, расположенную чуть южнее сутуры Бангонг-Нюджанг, которая трактуется как даунвеллинг Индийской литосферы под Центральным Тибетом [Tilmann et al., 2003;

Shulte-Pelkum et al., 2005]. С севера под Северный Тибет субдуцируется литосфера Таримского и Цайдамского блоков [Willett, Beaumont, 1994;

Kao et al., 2001], но обе коллизионные структуры не имеют корней глубже 400 км [Tapponnier et al., 2001;

Kind et al., 2002].

Таким образом, по совокупности имеющихся данных Гималайско-Тибетский ороген в настоящее время трактуется как компрессионная область, располагающаяся между двумя даунвелингами континентальных литосфер (Индийской и Таримо-Цайдамской), направленных навстречу друг другу (рис. 8.1). Возможно, что по реактивизированной сутуре Бангонг-Нюджанг в Центральном Тибете северо-Тибетская литосфера пододвигается под Южный Тибет в южном направлении [Shi et al., 2004]. Даунвеллинг Индийской литосферы под Южным Тибетом и Азиатской (Таримско-Цайдамской) под Северным Тибетом сопровождается восходящим астеносферным потоком, разогревающим верхнюю мантию под центральным Тибетом [Molnar et al., 1993;

Yin, Harrison, 2000]. Полевое картирование и сбор ксенолитов обеспечили доказательства высокотемпературной нижней коры [Hacker et al., 2000] и датирование процессов рифтинга в блоке Квантанг [Blisniuk et al., 2001]. Механизмы деформации литосферы в северной и южной частях Гималайско-Тибетского орогена существенно различаются. Под Гималаями и южной частью блока Лхаса происходит пологое пододвигание литосферы Индийской плиты под кору Гималаев и блока Лхаса, за счет чего осуществляется сдваивание кор [Zhao et al, 1993, 2001;

Zhou, Murphy. 2005]. Под Северным Тибетом утолщение коры происходит преимущественно за счет ее тектонического укорочения [Haines et al, 2003].

Данные GPS [Zhang et al., 2004;

Gan et al., 2007] (рис. 8.2), структурные наблюдения [Taylor et al., 2003], сейсмическая анизотропия [Lev et al., 2006;

Sol et al, 2007] и другие данные показывают, что столкновение Индии и Северной Евразии «сплющивает» и «выдавливает»

коровые фрагменты на запад и восток (и далее юго-восток) из зоны столкновения [Meyer et al., 1998;

Yin, 2000;

Lev et al., 2006;

Sol et al, 2007].

Рис. 8.1. Схематическая тектоно-геолого-геофизическая модель по профилю вкрест Гималайско-Тибетского орогена, по [Yin, Harrison, 2000].

Рис. 8.2. Результаты обработки данных GPS наблюдений в Гималайско-Тибетском орогене и прилегающих территориях, по [Gan et al., 2007].

(а) Поле наблюденных скоростей перемещения (голубые стрелки) относительно неподвижной Евразии и рассчитанное скоростное поле (красные стрелки) вращения Тибетского плато как жесткого блока.

Полученный полюс вращения Эйлера (доверительный интервал 95%), который минимизирует значения скоростей по всем 313 станциям GPS на Тибетском плато, располагается у юго-восточного угла плато.

Черными линиями показаны некоторые главные активные разломы.

(б) Поле скоростей, отражающее преимущественно внутренние деформации орогена, которые были получены вычитанием из поля наблюденных GPS скоростей вращения Тибетского плато как целого (см.

(а), красные векторы). Серые пунктирные линии показывают границы тектонических блоков, серые эллипсы у кончика каждого вектора скорости (доверительный интервал 95%).

Рис. 8.3. Концептуальная схема «собирания» Тибетской окраины Северной Евразии в палеозое-мезозое (а – план, б - разрез), по [Yin, Harrison, 2000].

Широтное растекание Тибета, по-видимому, происходит не только в верхних уровнях литосферы, но и на уровне субдуцируемого слэба Индийской плиты. Так, по [Xiao et al., 2007] Индийский слэб под Тибетом сегментирован (аналогично тому, как это имеет место в Эгейско Анатолийском регионе, рис. 5.13) с простиранием разрыва в слэбе приблизительно вдоль меридиана 86, причем, восточный сегмент слэба наклонен круче западного. Сегментация слэба совпадает с подразделением Тибета на Западный и Восточный Тибет по геологическим данным.

Новейшие томографические модели [Liang, Song, 2006;

Pei et al., 2007] выявили систему подкоровых неоднородностей верхней мантии Гималайско-Тибетского орогена литосферного масштаба. Наиболее выдающаяся деталь, гораздо четче видная по S-волнам, – это низкоскоростной пояс, который простирается с запада на восток под террейном Квантанг и складчатым поясом Ганзи в северном Тибете и затем поворачивает на юг в Индокитай.

Перед столкновением с Индией Тибет представлял собой коллаж блоков (рис. 8.3), которые были аккретированы к окраине континента в течение палеозоя-мезозоя (c севера на юг): южная часть Цайдамского блока, Куньлунь, Сонгпан-Ганзи, Квантанг и Лхаса [Yang et al., 1996;

Yin, Harrison, 2000;

Xiao et al., 2002a, 2002б;

Wu et al., 2004;

Yin et al., 2007]. Блоки, из которых составлен Тибет, хотя и сильно тектоно-магматически переработаны в процессе аккреционно коллизионных позднемезозойских и кайнозойских событий, до сих пор отчетливо проявлены в структуре Тибета (рис. 8.4). Они характеризуются разновозрастным специфическим магматизмом, а сутуры между блоками маркируются прерывистыми полосами офиолитов [Schwab et al., 2004].

Рис. 8.4. Региональная тектоническая схема с положением и возрастами магматических пород и главных сутур Гималайско-Тибетского орогена и прилегающих территорий, по [Schwab et al., 2004].

8.2. Кайнозойский магматизм в Тибете По обобщениям [Chung et al., 2005;

Mo et al., 2007] в кайнозойской тектоно-магматической активности в Гималайско-Тибетском орогене могут быть выделены следующие крупные эпизоды (рис. 8.5 и 8.6).

Рис. 8.5. Схема расположения главных проявлений кайнозойского магматизма в Гималайско-Тибетском орогене по [Chung et al., 2005]. Цифры - возраста некоторых магматических комплексов. Сутурные зоны:

ISZ – Индус-Ярлунг-Цангпо, BSZ – Бангонг-Нюджанг, JS – Джинша, AKMS – Алтынтаг-Чиментаг.

Разломы: KLF - Куньлунь, ATF - Алтынтаг, KF – Каракорумский. MBT – Главный граничный надвиг, STDS – детачмент Южного Тибета.

Формирование батолита Гангдисэ (Gangdese) в блоке Лхаса произошло, главным образом, 65–40 млн лет назад, хотя первые проявления, зафиксированные в батолите, относятся к рубежу юры и мела, т.е. ~150 млн лет [Guo et al., 2007].

Формирование вулканического комплекса Линьцзыцзун (Linzizong) в блоке Лхаса 65- млн лет назад происходило одновременно со становлением батолита Гангдисэ. В это время произошла вспышка вулканизма с повсеместным извержением игнимбритов, которые вместе с андезитовыми и риолитовыми лавами и пирокластикой сформировали данный комплекс мощностью более 3 км, местами достигающей 8 км. К середине эоцена он покрывал свыше половины южной части блока Лхаса [He et al., 2007]. Большинство пород вулканического комплекса Линьцзыцзун и соотносимых с ним гранитоидов в южной части батолита Гангдисэ имеют Nd0, что свидетельствует о существенной роли в выплавлении магм мантийного материала и субдуцированной океанической коры океана Нео-Тетис [Mo et al., 2007].

Формирование пояса высококалиевого магматизма и адакитов в блоках Квантанг (Qiangtang) и Лхаса (Lhasa) произошло в период 45-8 млн лет назад. Высоко- и ультракалиевые магматиты описаны в работах [Turner et al., 1996;

Miller et al., 1999;

Ding et al., 2003;

Williams et al., 2001, 2004;

Nomade et al., 2004;

Guo et al., 2007;

Gao et al., 2007;

Liu et al., 2008]. Магматизм этого эпизода формирует четкие пояса широтного простирания с омоложением на юг: 45–29 млн лет в блоке Квантанг;

25–17 млн лет на севере блока Лхаса;

16–8 млн лет – на юге блока Лхаса. Все это коррелируется в пространстве и времени с тектонической активностью главных надвиговых систем региона [Ding et al., 2003].

Формирование пояса гнейсовых куполов и лейкогранитов в Высоких Гималаях покрывает интервал 32–5 млн лет, причем, внедрение лейкогранитов началось не ранее, чем 12 млн лет назад [Kawakami et al., 2007].

Формирование пояса высококалиевых магм в блоке Сонгпан-Ганзи (Songpan-Ganze) началось 17 млн лет назад. Известные датировки проявлений калиевого вулканизма в этом блоке [Ding et al., 2003;

Wang et al., 2005] и в крайней северо-западной части блока Квантанг [Cooper et al., 2002] покрывают весь интервал от этого рубежа до голоценовых значений.

Рис. 8.6. Пространственно-временные вариации магматизма в Гималайско-Тибетском орогене и их корреляции со скоростью и углами конвергенции между Индией и Евразией в течение позднего мела и кайнозоя, по [Chung et al., 2005] вверху (в каждом террейне положение образца было спроецировано на меридиан 90°E) и по [Zhao, et al., 2009] внизу.

Помимо крупных региональных магматических эпизодов, кайнозойский магматизм в Тибете представлен также мелкими локальными или рассеянными событиями. Так, для этого периода описаны разрозненные проявления известково-щелочного вулканизма в блоке Лхаса и извержения щелочных базальтов в западной части блока Квантанг. В последнем описаны также локально развитые высокоглиноземистые мусковитовые граниты внутрикорового генезиса с возрастом 18-24 млн лет [Mo et al., 2007].

В блоке Лхаса и на юге блока Квантанг олигоцен-миоценовые адакиты, как правило, встречаются в комплексе с высококалиевыми вулканитами [Chung et al., 2003;

Wang et al., 2005;

Guo et al., 2007;

Liu et al., 2008] (рис. 8.7а). Поля развития адакитов, представленных преимущественно жерловыми и субвулканическими фациями, незначительны по площади и приурочены к меридиональным грабенам, где они (и высококалиевые вулканиты) чаще всего располагаются в прибортовых областях грабенов. Электромагнитные исследования в центральном сегменте блока Лхаса показали, что эти небольшие рифтовые бассейны меридионального простирания являются приповерхностными структурами, не имеющими глубоких корней [Unsworth et al., 2005].

Рис. 8.7. Схемы размещения (а) высококалиевых вулканитов и адакитов по [Guo et al., 2007] и (б) высоко- и ультракалиевых (лампроиты) магматических пород по [Gao et al, 2007] на юге Тибетского плато. «Зеброй»

показано примерное положение предполагаемого «разрыва» в слэбе (концептуальную иллюстрацию «разрыва» в слэбе см. рис. 5.13) Индийской плиты по [Xiao et al., 2007].

Детальные исследования калиевого магматизма в грабене Тангра Юмсо – Сюйрусо (Tangra Yumco – Xuruco) показывают, что магматизм в отдельных грабенах – это не одноактное явление [Gao et al, 2007]. В южном сегменте рифта лавы имеют возраст от 13.3 до 8.2 млн лет [Ding et al., 2003]. Ультракалиевые же лавы, развитые в двух участках на восточном борту рифта, имеют возраст ~19 млн лет [Liao et al., 2002]. Аналогичного типа лавы, формирующие перемычку в центре грабена, изливались в интервале от 21.5 до 17.8 млн лет [Ding et al., 2003].

Меридиональные ультракалиевые дайки на южном конце рифта показывают возраст 18-13 млн лет [Williams et al., 2001]. Таким образом, полный интервал магматизма в этом грабене от 21.5 до 8. млн лет назад.

Схема формирования адакитов и богатых калием мафических магм по [Guo et al., 2007] в принципе схожа со схемой формирования бимодальных миоценовых серий на северо-западе Анатолийского п-ова, подробно описанной в работе [Aldanmaz, 2006] (см. далее рис. 9.8). Тепло для плавления нижнекоровых пород было привнесено внедрением одновозрастных с адакитами калиевых и ультракалиевых магм, продуцируемых частичным плавлением в верхней мантии.

Зафиксирована разница в содержаниях LILE (крупноионных литофильных элементов) и Sr– Nd изотопии адакитов, располагающихся по обе стороны от меридиана 86° в.д. [Guo et al., 2007].

Эта разница может быть вызвана различной степенью плавления нижней коры и смешивания между калиевыми и ультракалиевыми мантийными магмами, с одной стороны, и нижнекоровыми расплавами, с другой. Важно отметить, что линия меридиана 86° в.д. (рис. 8.7б), совпадает с современным «разрывом» в Индийском слэбе, выявленным по данным сейсмической томографии [Xiao et al., 2007]. Все это свидетельствует о несомненной связи неогенового магматизма Южного Тибета с геодинамикой субдуцируемой континентальной литосферы Индийской плиты.

8.3. Геодинамическая эволюция Гималайско-Тибетского орогена Необходимо отметить, что по поводу этапов и механизмов многих эпизодов геодинамической эволюции различных сегментов Гималайско-Тибетского орогена до сих пор идут дискуссии, а многие ранее общепринятые положения теперь не кажутся очевидными. Так, начиная с работ [Powell, Conaghan, 1973;

Molnar, Tapponnier, 1975;

Allegre et al., 1984] и во многих современных исследованиях [Harrison et al., 1992;

Van der Voo et al., 1999;

Yin, Harrison, 2000;

Replumaz, Tapponnier, 2003] схематический геодинамический сценарий коллизии Индии и Северной Евразии полагается приблизительно таким:

1) «мягкая» фаза коллизии (обдукция офиолитов Сигацзэ на северную окраину Индии) 65 70 млн лет назад, 2) вступление Индийской континентальной литосферы в субдукционную зону 53-57 млн лет назад (датировка комплексов метаморфизма сверхвысокого давления в Пакистане 53 млн лет [Leech et al., 2005] считается наилучшим возрастным маркером этого события), 3) «жесткая» фаза коллизии 45-40 млн лет назад. Образование утолщенной коры Тибета и высокого рельефа произошло за счет колоссального корового укорочения (по разным оценкам от 500 до 1000 км [Haines et al., 2003]) не ранее 40 млн лет назад.

Однако в настоящее время многие положения этой концепции уточняются, детализируются, а некоторые и оспариваются. Так, в работе [Aitchison et al., 2007] время первого контакта «Большой Индии» (т.е. Индийского континента в конфигурации до его столкновения с Тибетской окраиной Северной Евразии [Ali, Aitchison, 2007]) в центральном сегменте Гималайско Тибетского орогена полагается не ранее эоцен-олигоценовой границы, т.е. ~34-35 млн лет назад, и этот рубеж совпадает с началом становления метаморфических комплексов в Гималаях. Рубеж млн лет связывается с аккрецией одной из внутриокеанических субдукционных систем (офиолиты Сигацзэ) к окраине «Большой Индии» (рис. 8.8). Встречное субдуцирование Таримско Цайдамской литосферы под Северный Тибет по косвенным оценкам могло начаться 20-15 млн лет назад [De Celles et al., 2002;

Chung et al., 2005]. В ранних работах считалось, что аномально толстая кора и очень высокий рельеф Тибетского плато – это результат исключительно «жесткой фазы»

коллизии Индии и Северной Евразии, а возрастные оценки образования высокого рельефа колебались в интервале 7-40 млн лет. Однако в работе [Murphy et al., 1997], а затем и в последующих работах [Ding, Lai, 2003], было показано, что утолщение коры, по крайней мере, на южной окраине Тибетского плато (блок Лхаса) происходило, начиная с рубежа 60 млн лет. И еще до коллизии кора там была уже утолщена как минимум до 50 км, а палеорельеф превышал 3-4 км.

По [DeCelles et al., 2007б] в Центральном Тибете аридный климат и высокий рельеф (4.5–5 км, сопоставимый с сегодняшим) установился в конце олигоцена (~26 млн лет).

Рис. 8.8. Реконструкция положения «Большой Индии» и Северной Евразии на моменты времени 70, 55 и 35 млн лет назад, по [Aitchison et al., 2007].

Индо-Азиатская коллизия датируется рубежом ~ млн лет. На рубеже 55 млн лет назад Индия столкнулась с одной из океанических островных дуг, предполагаемое положение которой у северного края Индии помечено цепочкой вулканов.

Обширные области современного Центрального и Северного Тибета были до Индо-Азиатской коллизии преимущественно равнинными. В ранних работах и до недавнего времени [Tapponnier et al., 2001] предполагалось, что рост Тибетского плато в кайнозое (утолщение коры и горообразование) вследствие коллизии происходил последовательно в северном направлении (рис.

8.9), т.е. Южный Тибет образовался в эоцене, Центральный Тибет в олигоцене-миоцене, а Северный в плиоцен-четвертичное время.

Рис. 8.9. Принципиальная тектоническая схема Гималайско-Тибетского коллизионного орогена, по [Tapponnier et al., 2001]. В интерпретации этих авторов, в кайнозое фронт деформаций (северная граница Гималайско-Тибетского орогена) последовательно продвигался на север, а некоторые фрагменты Азиатской литосферы должны были быть деламинированы в мантию. Постепенно убывающая к северу интенсивность окраски блоков Азиатской литосферы символизирует постепенность их вовлечения в орогенные деформации.

Однако исследования последних лет в Северном Тибете и прилегающих территориях показали, что тектонические эпизоды, в результате которых образовался современный Северный Тибет, начались задолго до плиоцена (рис. 8.10) и были крайне неравномерно распределены в пространстве и времени [Yin et al., 2008а,б]. В Северном Тибете тектоническая активность датируется возрастом 60-55 млн лет в тех регионах, которые в настоящее время являются северо западной частью Цайдамского бассейна и его северо-западным обрамлением, а быстрый подъем блоков (восточный Куньлунь и др.) начался уже в среднем олигоцене ~30 млн лет назад [Mock et al., 1999].

Рис. 8.10. Палеотектонические реконструкции для северной части Тибетского плато и прилегащих северо западных областей в существующих географических координатах для палеогена (а) и неогена (б), по [Yin et al., 2008б].

а) Палеоген. Области современного северного Тибетского плато и прилегащих северо-западных областей были в это время преимущественно равнинными. Палео-Цайдамский бассейн (больший по площади, чем современный) располагался между складчато-надвиговым поясом Фенгхуо-Шань (Fenghuo Shan) на юге и поднятием Килиан-Шань (Qilian Shan) на севере и соединялся с единым Таримско-Джунгарским (Tarim and Junggar) палеобассейном. Тянь-Шань (Tian Shan) не был высокостоящей областью до раннего миоцена.


б) Неоген. Заложение левосдвиговой транспрессиональной системы вызвало поднятие Восточного Куньлуня, который разделил Палео-Цайдамский бассейн на современный Цайдамский бассейн и бассейн Хох-Хил. Поднятие Тянь-Шаня сходным образом разделило Таримский и Джунгарский бассейны. Развитие надвиговой зоны Мазатаг в центральной части Таримского бассейна в настоящий момент подразделяет его на северный и южный суббассейны.

Реконструкция кинематической истории Гималаев и Тибета подразумевает, что край «Большой Индии» достиг сутуры Бангонг-Нюджанг, после чего пологое пододвигание сменилось даунвеллингом Индийской литосферы. Во всяком случае, в настоящее время фиксируется именно такая конфигурация. По косвенным геохимическим признакам и кинематическим (не очень надежным) оценкам в течение плиоцен-четвертичного времени могла произойти деламинация фрагмента крайней северной части слэба Индийской плиты [Kosarev et al., 1999;

DeCelles et al., 2002] (рис. 8.11).

Рис. 8.11. Реконструкция предполагаемой деламинации северного края пододвигаемой под Тибет литосферы Индийской плиты (GHL), по [DeCells et al., 2002].

а) предполагаемая ситуация 10 млн лет назад;

б) современная ситуация. MFT – главный фронтальный надвиг, FTF – фронтальный надвиговый разлом – аналог MFT, ISZ – сутурная зона Индус-Ярлунг Цангпо, BSZ – сутура – Бангонг-Нюджанг, KF – разлом Куньлунь, PQT – плиоцен-четвертичный Тибет, NTL – деламинированная литосфера океана Нео-Тетис, EAL - Азиатская литосфера.

8.4. Главные этапы кайнозойской геодинамической эволюции террейна Лхаса Трактовка геодинамической эволюции блока Лхаса на период от 230 до 120 млн лет, предложенная в пионерской работе [Murphy et al., 1997], поддерживается практически всеми исследователями и лишь детализируется в более поздних работах [Kapp et al., 2003]. Однако, геодинамическая интерпретация событий с рубежа 120 млн лет в самых последних работах существенно пересмотрена [Kapp et al., 2007;

DeCells et al., 2004, 2007а,б;

He et al., 2007].

В период 230-175 млн лет блоки Квантанг и Лхаса разделял океанический бассейн. На рубеже около 175 млн лет под южный край блока Лхаса заложилась зона субдукции, и вследствие конвергентного давления на блок Лхаса с юга, океанический бассейн, разделявший блоки Лхаса и Квантанг, начал коллапсировать. Он сокращался и мелел, постепенно превратившись в морской пролив, а затем и вовсе сошел на нет. Большая часть океанической литосферы этого бассейна была субдуцирована под блок Квантанг, но некоторые фрагменты океанической литосферы были обдуцированы на окраины блоков Лхаса и Квантанг. Их реликты в настоящее время маркируют сутурную зону Бангонг-Нюджанг – шов, по которому спаялись блоки Лхаса и Квантанг. И таким образом к рубежу 120 млн. лет оформилась консолидированная/монолитная южная Тибетская окраина мезозойской Северной Евразии [Yin, Harrison, 2000]. В раннем мелу океаническая литосфера океана Нео-Тетис субдуцировалась под блок Лхаса, создавая широкую полосу надсубдукционной магматической и вулканической активности в Южном Тибете, причем скорость субдукции литосферы океана Нео-Тетис была, по-видимому, чрезвычайно высокой (рис.

8.6). Дальнейшая поздемеловая и кайнозойская геодинамическая история блока Лхаса показана на рис. 8.12.

Перед столкновением с Индией южная Тибетская окраина Северной Евразии представляла собой окраину Андийского типа (в работе [Kapp et al., 2007] даже используется термин Лхасаплано по аналогии с Альтиплано), для которой к настоящему времени описаны все главные структурные единицы: (1) мел-палеогеновая дуга Гангдисэ на блоке Лхаса (реликтом которой является батолит Гангдисэ), сформированная над направленной на север субдукционной зоной, в которую поглощалась литосфера океана Нео-Тетис [Copeland et. al, 1995], с возрастами известково-щелочного магматизма, покрывающими интервал 153-40 млн лет [Guo et al., 2007];

(2) компрессионный ороген кордильерского типа, соотносимый с вулканическим комплексом Гангдисэ [Yin et al., 1994;

Kapp et al., 2007;

DeCells et al., 2007а,б];

(3) форланд-бассейн [Leier et al., 2007].

После регионального позднемелового воздымания и эрозии последовала вспышка вулканизма Линьцзыцзун, связываемая с обрушением литосферного корня (часть нижней коры+литосферная мантия) блока Лхаса в период 65-48 млн лет [Kapp et al., 2007;

He et al., 2007].

Одновременно с этими событиями значительное коровое укорочение и подъем сформировали высокий рельеф блока Лхаса. В течение этого же периода (~55 млн лет назад) к «Большой Индии»

была аккретирована океаническая дуга (рис. 8.8) [Aitchison et al., 2007]. Не исключено, что отдаленные последствия этого события сыграли какую-то роль (явились спусковым механизмом?) и в магматическом эпизоде Линьцзыцзун на Тибетской окраине Северной Евразии, и в палео Цайдамском бассейне.

Приблизительно 35 млн лет назад началась континентальная коллизия, то есть передовой край «Большой Индии» вступил в субдукционную зону под Тибетской окраиной [Aitchison et al., 2007]. Наиболее вероятный сценарий тектонического развития при столкновении двух континентов – это отрыв от Индийской континентальной литосферы частей слэба, представляющих собой последние тыловые части океана Нео-Тетис, и их обрушение в мантию [Chemenda et al., 2000;

DeCelles et al., 2002;

Chung et al., 2005;

Hafkenscheid et al., 2006]. После этого освободившаяся от тяжелых тянущих вниз океанических литосферных фрагментов плавучая континентальная литосфера «Большой Индии» стала полого пододвигаться под блок Лхаса [DeCelles et al., 2002]. Отсутствие литосферного корня у блока Лхаса облегчило «выдавливание»

мантийного материала на север и сделало возможным сдваивание кор. И, действительно, современная структура континентальной коры в центральных областях Индийского континента характеризуется стандартным строением: верхний низкоскоростной (5.6 – 6.2 км/с) слой мощностью 10 км + средний (6.2 – 6.5 км/с) слой мощностью 20 км + нижний высокоскоростной Рис. 8.12. Геодинамическая эволюция блока Лхаса в позднем мелу и кайнозое. Компиляция по работам [DeCells et al., 2002, 2007;

Aitchison et al., 2007;

Chung et al., 2005;

Kapp et al., 2007].

(6.7 – 7.4 км/с) слой мощностью 10 км. Кора современного Южного Тибета характеризуется двухслойным строением. Верхний слой коры мощностью 50-60 км характеризуется низкими скоростями (Vp=6 км/с, Vs=3.45 км/с) и преимущественно кремнекислым валовым составом пород.

Полагается, что подстилающий высокоскоростной нижнекоровый слой (Vp=6.5–7.5 км/с) с мощностью 20-35 км сложен высокобарными гранатсодержащими породами с базитовой кремнекислотностью и плотностью 3.0 г/см3 [Owens, Zandt, 1997]. Тот факт, что в современной коре блока Лхаса верхний слой явно сдвоен, а ниже фиксируется только один высокоскоростной слой в основании коры, и не обнаружено никаких высокоскоростных включений в интервале глубин 20-50 км, свидетельствует о том, что в момент пододвигания Индийской коры под блок Лхаса кора последнего (по крайней мере, в его южной части) либо (1) была уже лишена высокоскоростного слоя в основании коры, либо (2) этот слой вместе с литосферной мантией удалялся в процессе пододвигания. С точки зрения авторов настоящей работы, первый вариант более предпочтителен и соответствует геодинамическому сценарию, по которому литосферный корень (нижняя кора+литосферная мантия) обрушился в мантию накануне континентальной коллизии и был замещен горячим астеносферным материалом, что и вызвало вспышку вулканизма Линьцзыцзун.

Далее в процессе континентальной коллизии горячий и маловязкий астеносферный материал из-под блока Лхаса легко «выдавливался» на север и в стороны при движении жесткой литосферной Индийской плиты. В настоящее время нижняя кора под блоком Лхаса – это определенно нижняя кора Индийской плиты. Скорее всего, какая-то часть пород в нижнем слое верхней коры блока Лхаса – это тоже фрагменты Индийской коры, но они не могут составлять существенную часть объема средней коры, поскольку подавляющая часть верхнего слоя Индийской коры в процессе коллизии не затягивалась в коллизионную зону, а была сорвана со средней коры по системам Гималайских надвигов и смята в складки и пачки пластин, создавая чешуйчатую систему Гималаев (рис. 8.1, 8.12 и 8.13).

Некоторые авторы связывают выплавление миоценовых высококалиевых магм и адакитов в блоках Квантанг и Лхаса с конвективным удалением континентальной литосферы [Chung et al., 2005] или литосферной деламинацией (рис. 8.13) [Zhao, et al., 2009]. Но более правдоподобна другая точка зрения [Nomade et al., 2004]. Согласно ей продуцирование указанных магм – это результат увеличения в неогене наклона направленной на север субдукции Индийской плиты, которое привело к проникновению астеносферного апвеллинга в пространство над плитой и обусловленному этим частичному плавлению литосферной мантии (высококалиевые магмы), а также нижней коры (адакиты) под Южным Тибетом. Миграция этого процесса на юг совпадает с наблюдаемым омоложением в том же направлении высококалиевого вулканизма [Ding et al., 2003]. Сегментация и «разрыв» Индийского слэба вдоль приблизительно 86о в.д. объясняет различные петрохимические свойства адакитов и более высокое содержание калия в вулканитах западной части блока Лхаса: более крутой, а потому и более глубокий слэб, приводит к большей глубине зарождения магм с меньшей степенью плавления в источнике, а потому и большей их калиевости (рис. 8.7б).

При достижении корой мощности более 65 км начинается ее гравитационный коллапс и растекание орогена, подтверждаемый в Тибете особенностями пространственного распределения тензора сейсмического момента [Shapiro et al., 2004] и данными GPS (Рис. 8.2). В Южном Тибете это реализовалось в том числе и в виде эпизодов растяжения в верхней коре с возрастами от 18 до 8 млн лет [Yin, Harrison, 2000], результатом которых было формирование системы меридиональных грабенов, к бортам которых и приурочены вулканические поля калиевых вулканитов и адакитов [Nomade et al., 2004]. Соляные озера Цзабуйе и Дансюнцо (провинция В4) располагаются в таких грабенах.


Рис. 8.13. Корреляция между геодинамическими событиями и магматизмом в Тибете, по [Zhao, et al., 2009].

Сутуры: ИЦ – Ярлунг-Цангпо, БН – Бангонг-Нюджанг, Дж – Джинша, КЛ – Куньлунь.

а) Стадия 1 (~ от 64 до 48 млн лет назад), литосфера океана Тетис субдуцируется под южный Тибет вдоль сутуры Ярлунг-Цангпо. Надсубдукционный комплекс: батолит Гангдисэ и вулканиты Линьцзыцзун;

б) Стадия 2 (от 48 до 24 млн лет назад), первый эпизод деламинации литосферы под сутурой Джинша в северном Тибете и генерация магматизма в блоке Квантанг в) Стадия 3 (от ~24 до 8 млн лет назад), северная окраина Индийского континента, затягиваемая океанической литосферой, субдуцируется под блок Лхаса. Второй эпизод деламинации литосферы в Южном Тибете вызвал ультракалиевый (UP) и высококалиевый магматизм в блоке Лхаса и на юге блока Квантанг.

г) Стадия 4 (от 4-8 млн лет назад до настоящего времени), Индийская плита продолжает двигаться на север под блок Лхаса и достигает сутуры Бангонг-Нюджанг, перекрывая поступление тепла в кору из верхней мантии (затухание апвеллинга астеносферы). Некоторые мантийные расплавы, сформированные до 10 млн лет назад и достигшие коры, привнесли мантийный гелий в горячие источники Южного Тибета. Горячая верхняя мантия все еще существует под северной частью Тибетского плато и генерирует там самые молодые извержения.

8.5. Бор-литиеносное озеро Цзабуйе Соляное озеро Цзабуйе (Рис. 1.22) богато литием, бором (табл. 2.2) и другими элементами.

Оно располагается на высоте 4421 м выше уровня моря, имеет общую площадь 243 км2, среднюю глубину 0.7 м и максимальную глубину менее 2 м [Zheng et al., 1989]. Оно состоит из двух частей (северной и южной), соединенных узким каналом. Озеро бессточное, подпитывается поверхностной дождевой водой, подземными водами и ручьями, стекающими с ледников (2.87% входящего объема воды). Его окружает огромная ровная озерная равнина (playa) площадью км2. Бассейн, в котором расположено озеро, ограничен сбросовыми разломами и окружен горами с высотой 4600-5200 м [Zheng et al., 1989]. Озеро располагается около разлома, являющегося восточным бортом бассейна. Климат бессточной котловины чрезвычайно аридный: ежегодно выпадает в среднем 192.6 мм, но испаряется до 2341.6 мм/год, поэтому соленость озера очень высока 360-410 г/л [Zheng et al., 1989] и в настоящее время в озере естественным образом отлагается мирабелит.

Наличие лимнических отложений на высотах выше современного уровня озера доказывает, что его уровень в недалеком прошлом был гораздо выше нынешнего. В этих отложениях распознаны 14 террас с палеобереговыми линиями и ряд намывных мысов (рис. 1.22). Террасы формировались за счет эрозии лимнических отложений, когда озеро сокращалось. На высотах более 4600 м выделяются 4 террасы. Наличие лимнических осадков выше 4600 м свидетельствует о том, что в то время озеро было открыто и из него вытекали реки. В момент формирования этих отложений уровень воды в озере был на ~180 м выше сегодняшнего уровня, а площадь озера была 9780 км2. Бассейн Цзабуйе стал закрытым при уровне воды на высоте около 4600 м, его отложения ниже этой высоты формировались в бессточном озере [Zheng et al., 1989;

Qi, Zheng, 1995;

Zheng, 1996;

Yu et al., 2001;

Zheng et al., 2007].

Вдоль профиля (север-юг), пересекающего южную часть озера, были пробурены 5 скважин (ZK1-ZK5), и 3 скважины (ZK6-ZK8) были пробурены в южной части северного бассейна [Qi, Zheng, 1995;

Zheng, 1996]. Также была пробурена инженерная скважина (F32), положение которой из публикаций выяснить не удалось. В скважине ZK91-2, расположенной на озерной равнине к западу от современной береговой линии, было получено 12 м керна [Qi, Zheng, 1995]. Однако в публикациях удалось найти только данные по скважинам ZK1 и ZK91-2. Керн скважин обеспечил данные для стратиграфии до возраста 40 тыс. лет, а по изменениям литологии, геохимии, пыльцы, водорослей и ансамблей остракод образцов из скважин и площадных исследований бассейна реконструированы последовательные изменения глубины воды (рис. 8.14) и ее соленость.

Геохронология базируется на 4 датировках AMS-радиоуглеродного метода из скважины ZK91- [Zheng, 1996;

Wu, Xiao, 1996;

Wang et al., 2002] и 13 обычных радиоуглеродных датировках из скважин ZК1, ZК2, ZК4, ZК5, ZК8 и F32 (табл. 8.1).

Базальные осадки (20.12-19.79 м, скважина ZK91-2) - тонкий песок с мелкой галькой.

Предполагается их аллювиальное происхождение. Слой не датирован, но на основании экстраполяции по скорости седиментации (0.087 см/год), вычисленной между двумя имеющимися радиоуглеродными датировками, он сформировался приблизительно 37600 лет назад. Похожие отложения найдены в скважине ZK1, где они лежат на поверхности размыва коренных пород.

Имеющиеся датировки и ископаемая озерная фауна свидетельствуют о том, что, начиная со времени 27000 лет уровень в озере с колебаниями, но неуклонно снижался (рис. 8.14). Соленость воды на ранних этапах была не более 10 г/л, далее в истории озера были периоды, когда соленость поднималась до 20-30 и даже 80 г/л, но затем вода снова становилась малосоленой [Zheng et al., 1989].

Самый верхний слой осадков (1.36-0 м в ZK91-2) - это глина с мирабилитом и хлоридами.

Зафиксированные изменения в минералогии свидетельствуют о начале формирования озерной равнины. Образец с отметки 1.36 м был датирован AMS-радиоуглеродным методом 4190±160 лет.

В скважине ZK1 коррелируемые отложения могут быть подразделены на три единицы, фиксирующие увеличение содержания в их составе солей от известковых глин (0.5-0.4 м) через нитрат-обогащенные глины (0.4-0.3 м) к осадкам с мирабилитом и бурой (0.3-0.0 м).

В работе [Nomade et al., 2004] приводятся результаты изотопно-геохронологического и петрохимического анализа образцов из вулканического поля, расположенного на восточном краю соляного озера Цзабуйе. 40Ar/39Ar определения, как по санидину, так и по биотиту, дали идентичные возраста: 16.16±0.12 и 16.01±0.12 млн лет. Результаты изучения химизма пород показывают высокие содержания K2O (6.06–6.54%) при Na2O (1.32–3.30%) в широком интервале кремнекислотности (75.03–55.30% SiO2), обогащение LREE/HREE с существенным фракционированием редкоземельных элементов 26(La/Yb)n42 и выразительными отрицательными аномалиями Nb, Ta и Ti. Образцы из района озера Цзабуйе в целом идентичны миоценовым высококалиевым и ультракалиевым вулканическим породам, найденным по всему блоку Лхаса.

Породы, выходящие на дневную поверхность в окрестностях озера Цзабуйе, достаточно разнообразны: позднепалеозойские терригенные и карбонатные, реже - вулканические, меловые терригенные и вулканогенные, палеогеновые вулканогенно-терригенные, неогеновые пирокластические и, наконец, четвертичные элювиальные, флювиальные и озерные отложения, а также травертины термальных источников.

Таблица 8.1. Обратный хроностратиграфический разрез осадков котловины озера Цзабуйе, по [Zheng et al., 1989].

Возраст Абсолютная высота образца или интервал глубин датированного слоя в (лет от наст. времени) скважине, литология, номер скважины или место отбора образца 29330±420 2 12.54-12.64 м, известковая глина, ZK91- 23770±600 4510 м выше у.м., известковая глина, Chaduixiong 22670±380 4480 м выше у.м., карбонат, Jiuer 22610±500 ~ 4.2 м, карбонат, ZK 22130±235 2 6.25-6.35 м, глина, ZK91- 20080±450 ~ 5.5 м, карбонат, ZK 18620±300 ~ 3.1 м, карбонат, ZK 12535±180 1 4485 м выше у.м., известковая глина, Jiadonglongba 9510±165 1 4440 м выше у.м., карбонат, северный профиль о.Цзабуйе 8725±135 1 4470 м выше у.м., карбонат, Chaduixiong 6840±170 ~ 1.5 м, карбонат, ZK 5990±100 2 1.81-1.91 м, глина, ZK91- 5980±80 ~ 4.5 м, ил, Скважина ZK 5770±80 ~ 2.1 м, ил, Скважина ZK 5315±135 1 4440 м выше у.м., карбонат, южный профиль о.Цзабуйе 4470±80 ~ 1.6 м, известковая глина, ZK 4190±160 2 ~ 1.36 м, мирабилитовая глина, Скважина ZK91- 3950±80 ~ 2.0 м, ил, ZK 3530±70 ~ 0.4 м, известковая глина, ZK 3150±70 ~ 1.20 м, известковая глина, ZK 3150±70 ~ 0.8 м, карбонат, ZK 2170±150 ~ 0.2 м, бура- карбонат, F 1350±70 ~ 0.25 м, хлорат-мирабилит, ZK Примечание. 1- данные Института сейсмологии и геологии Китая, 2- данные Лаборатории NSF-AMS Александрийского университета, остальные данные - Института палеонтологии позвоночных Китайской Академии наук.

Интрузивные породы представлены массивами Чжэгу, Цзабуйе и Кэга, в которых преобладают граниты и гранодиориты. Составы вулканических пород варьируют от основных до кислых. Среди метаморфических пород наиболее распространены амфиболиты, мраморы и милониты по кремнекислым породам. Локально вокруг интрузий развиты скарны и роговики.

Геохимические исследования показали, что содержание бора и лития в целом в метаморфической толще в окрестностях озера достаточно высоко, но в основном из-за того, что в них широко распространены турмалинсодержащие гидротермальные жилы неустановленного возраста, которые свидетельствуют об активнос ти в прошлом растворов с высоким содержанием B (и Li?).

Содержание же этих элементов в большинстве осадочных и вулканических пород района низкое.

Исключение составляют позднекарбоновые песчаники и раннемеловые основные вулканические породы, в которых их содержания повышены. Но наиболее ими обогащены четвертичные травертины, широко развитые в этой области. Они имеют повышенные содержания Li (61– м.д.) и B (90–380 м.д.) [Zheng, 2001].

Рис. 8.14. Плейстоцен-голоценовая эволюция озера Цзабуйе. Реконструкция глубины озера (а, б) и стратиграфия керна в скважинах ZK1 и ZK-91-2 (в), по [Yu et al., 2001].) По обобщению [Zheng, Liu, 2009], в целом озера и горячие источники юго-западного Тибета характеризуются геохимической аномалией повышенного содержания бора, лития, калия и цезия.

Эпицентр этой аномалии приходится на соляное озеро Нгангла-Рингцо (Ngangla Ringco), расположенное приблизительно в 100 км к западу от оз. Цзабуйе. Воды этого озера характеризуются самыми высокими концентрациями Li, B, K, Cs и Rb, зафиксированными к настоящему времени в Южном Тибете (точные цифры не приводятся). В работе [Liu et al., 2004] сообщается, что содержания B и Li в источниках и реках в окрестностях оз. Цзабуйе до нескольких сотен раз превышают средние концентрации в реках по миру (точные цифры также не приводятся). Все это свидетельствует о существовании в регионе древних и молодых потенциальных источников данных элементов для месторождений в озерах.

В частности, недавно в северо-западной части оз. Нгангла-Рингцо была найдена миоценовая вулканогенно-осадочная толща чрезвычайно богатая B, Li и Cs. В этой толще общей мощностью около 200 м есть слой биотитового андезита мощностью 20–60 м, а также озерный туффитовый ил, туффитовая глина, диатомит и пресноводный известняк. Слой биотитового андезита содержит 350–600 м.д. B, 30–40 м.д. Li, 10–11 м.д. Cs и 500–550 м.д. Rb. Туффитовые глины содержат 400–9780 м.д. B, 20–111 м.д. Li, 18–75.3 м.д. Cs и 90–350 м.д. Rb, а также небольшие количества буры и улексита. Про озера Дансюнцо и Нгангла-Рингцо не удалось найти информации, кроме той, что в них обнаружены большие ресурсы лития и бора, позволяющие проектировать (Нгангла-Рингцо) и начать (Дансюнцо, литий) промышленные разработки. На озере Цзабуйе эксплуатационные работы начаты в 2005 г.

Пока недостаточно данных для того, чтобы сделать однозначные выводы о роли глубинных геодинамических процессов, которые в конечном итоге привели к накоплению современных больших ресурсов бора и лития в озерах Нгангла-Рингцо, Цзабуйе, Дансюнцо и др. Причем, молодой возраст озер не оставляет никаких сомнений в том, что эти концентрации в поверхностных водах озер возникли совсем недавно, за время заведомо не более 30000 тыс. лет, то есть являются практически современными в этих озерах. К настоящему времени для блока Лхаса не выявлены какие-либо плиоцен-четвертичные тектоно-магматические события, с которыми бы надежно увязывался вынос этих элементов из глубинных областей. Можно только выдвинуть некоторые предварительные предположения. В частности, вероятными представляются две версии.

Первая. Поскольку в начале кайнозоя геодинамическая обстановка в блоке Лхаса была очень похожа на современную в Центральных Андах (Лхасаплано!), то, возможно, что во время эпизода вулканизма Линьцзыцзун в Южном Тибете была сформирована бор-литиеносная провинция, аналогичная современной провинции В3 на плато Пуна-Альтиплано, но впоследствии она была частично размыта, а частично захоронена. Во время миоценового эпизода высококалиевого вулканизма (вулканическое поле Цзабуйе и вулканогенно-осадочная толща озера Нгангла-Рингцо) возможно также сформировались бор-литиевые месторождения (или, по крайней мере, вулканогенно-осадочные толщи с повышенными содержаниями этих элементов). Реликты этих раннекайнозойских и миоценовых месторождений, сохранившиеся в неглубоких горизонтах коры, могут являться «поставщиком» бора и лития в озера района. Привнос этого вещества осуществляется геотермальными водами, которые могут иметь в значительной части и поверхностное происхождение.

Вторая. Вынос бора и лития флюидами из глубинных горизонтов мантии и их аккумуляция в озерах Нгангла-Рингцо, Цзабуйе и Дансюнцо – это результат происходящих масштабных преобразований в литосферной мантии Индийской плиты под этим регионом. В этой связи можно указать на близость положения этих бор-литиеносных озер к разрыву в слэбе Индийской плиты приблизительно вдоль меридиана 86 в.д. (рис. 8.7.б) и области предполагаемой плиоцен четвертичной деламинации фрагмента крайней северной части слэба Индийской плиты (рис. 8.11).

Но, наиболее вероятна многофакторная природа месторождений, т.е. молодая магмофлюидная активность, связанная с преобразованиями литосферной мантии Индийской плиты и несущая бор и литий из мантийных глубин, дополнительно использует также и приповерностные промываемые ею погребенные реликты раннекайнозойских месторождений провинции Лхасаплано и миоценовых месторождений Южного Тибета.

8.6. Главные этапы кайнозойской геодинамической эволюции Цайдамского бассейна и сопредельных регионов Цайдамский бассейн, по очертаниям близкий к треугольнику, расположен на севере Тибетского плато (рис. 1.29 и 1.30). Мощность кайнозойских осадков в бассейне местами достигает 14-15 км [Wang et al., 2004a,б], в том числе плиоценовых до 6 км [Bojar et al., 2005] и четвертичных до 3 км [Liu et al., 1998]. На северо-востоке и юге Цайдамский бассейн ограничен надвиговыми системами Северо-Цайдамской и Чиментагско-Северо-Куньлуньской, соответственно (рис. 8.15). В Северо-Цайдамской системе выявлены реликты палеозойской сутуры Килиан [Xiao et al., 2002a, Wu et al., 2004;

Song et al., 2007, Yin et al., 2008 а,б] (рис. 8.4 и 8.16). В горных системах Чиментаг и Куньлунь сохранились реликты комплексов, маркирующих неоднократные аккреционно-коллизионные события в течение палеозоя – среднего мезозоя (в частности, юрский эпизод субдуцирования океанической литосферы под микроконтинент Куньлунь) [Xiao et al., 2002b;

Yin et al., 2007].

Рис. 8.15. Схема строения литосферы Цайдамского бассейна, по [Yin et al., 2008б]. К-Л – разлом Куньлунь.

Красными линиями показаны современные (четвертичные) разломы, сиреневыми линиями – древние разломы.

Многочисленные структурно-геохронологические данные свидетельствуют о том, что в позднем мелу – палеоцене Цайдамский бассейн в современных его очертаниях был частью гораздо более обширного эпиконтинентального бассейна, включавшего современные Таримский, Джугарский и Цайдамский бассейны [Yin et al., 2008б] (рис. 8.10). По-видимому, первая тектоническая активность на территории этого бассейна началась в Северо-Цайдамском надвиговом поясе (~65 млн лет назад), затем она распространилась на Чиментаг (49 млн лет), на западный Куньлунь (~46 млн лет), а несколько позже - на Нан-Шань (~33 млн лет) [Yin et al., 2002] и восточный Куньлунь (~30 млн лет) [Yin et al., 2008а,б]. В среднем олигоцене (~30 млн лет) началось быстрое воздымание горных областей в восточном Куньлуне [Yin et al., 2008б], в Северо Цайдамской надвиговой системе [Mock et al., 1999], а затем и в других прилегающих к Цайдамскому бассейну регионах, что оформило горное обрамление (современные границы) Цайдамского бассейна. В период после ~37 млн лет скорость седиментации в нем увеличилась более, чем в четыре раза по сравнению с позднемезозойско–раннетретичным временем [Wang et al., 2004б;

Zhu, et al., 2006;

Yin et al., 2008a,б].

На основе стратиграфических и структурных данных геодинамическая эволюция Цайдамского бассейна в позднем мелу и кайнозое может быть подразделена на две мегастадии [Xia et al., 2001;

Zhu, et al., 2006]. Первая, охватившая поздний мел и палеоцен, включала два эпизода рифтинга, соотносимых с аппвеллингом горячей мантии. Вторая мегастадия, которая началась в эоцене (самые ранние эпизоды – в позднем палеоцене) и продолжается до сих пор, характеризуется непрерывным тектоническим укорочением Цайдамского бассейна (рис.8.17 и 8.18), вызываемым коллизией Индии и Евразии и/или даунвеллингом Таримско-Цайдамской литосферы под Северный Тибет [Chen et al., 1999]. Во время этой мегастадии выделяются два эпизода быстрого тектонического укорочения коры бассейна (млн лет): 42.8 – 40.5 и 2.8 – 0. На последний из них по всем оценкам приходится около трети всего кайнозойского укорочения коры бассейна [Yin et al., 2008а;

Zhou et al., 2008]. Верхнекоровые слои Цайдамского бассейна, «отслоенные» системой верхнекоровых детачментов (рис. 8.15, Цайдамский детачмент) от нижележащих толщ, смяты в систему широтных линейных складчато-надвиговых систем (рис.

8.17 - 8.19). Современные соляные озера располагаются в депрессиях этой системы.

На северо-западе Цайдамский бассейн отделен от Таримского левосторонним разломом Алтынтаг [Dupont-Nivet, et al., 2004] имеющим длину более 2000 км [Cowgill et al., 2003].

Наиболее ранние из существующих датировок активности этого разлома – 49 млн лет [Yin et al., 2002], хотя некоторые авторы считают, что он был заложен только 30 млн лет назад [Jolivet et al., 2008]. Разлом Алтынтаг играет важную роль в аккомодации деформаций Цайдамского бассейна.

По реконструкциям [Yin et al., 2008б] эти деформации начались 65–50 млн лет назад в его западной части (от разлома Алтынтаг) и распространялись на восток, достигнув 29–24 млн лет назад современных восточных границ Цайдамского бассейна. По оценкам [Yin et al., 2008б] кайнозойское верхнекоровое тектоническое укорочение в западной части Цайдамского бассейна более 48%, в то время как в крайних восточных частях всего около 1%. По реконструкциям [Zhu, et al., 2006] приблизительно 2.5 млн лет назад произошел резкий скачок эпицентра седиментации из западной половины бассейна в восточную (рис. 8.17).

Рис. 8.16. Концептуальная схема тектонической эволюции Цайдамского бассейна и сопредельных областей в фанерозое, по [Yin et al., 2007].

а) Позднедокембрийский Куньлунь-Цайдамский микроконтинент.

б) Ранний палеозой: субдукция литосферы океана Килиан под внутриокеаническую дугу Килиан и литосферы океана Палео-Тетис под активную Куньлуньскую окраину Куньлунь-Цайдамского микроконтинента.

в) Поздний палеозой: аккреция дуги Килиан к Северо-Китайскому континенту с последующей коллизией Северо-Китайского и Куньлунь-Цайдамского континентов, становление коллизионного орогена Килиан в зоне их столкновения.

г) Мезозой: аккреция континентального блока Сонгпан-Ганзи к Куньлуньской активной окраине Северо Китайско-Куньлунь-Цайдамского композитного континента и эпизоды рифтинга в Цайдамской части этого континента.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.