авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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 5 ] --

д) Ранний кайнозой: реактивизация сутуры Килиан в режиме пододвигания литосферы Северо-Китайского блока под Цайдамский бассейн, заложение складчато-надвигового пояса Килиан как отдаленное следствие конвергенции между Индией и Евразией.

е) Поздний кайнозой: непрерывное тектоническое укорочение коры всего региона как следствие столкновения Индии и Евразии.

С раннего миоцена (~17 млн лет) и до настоящего времени, в блоке Сонгпан-Ганзи, северной части блока Квантанг и западном Куньлуне интенсивно проявился высокалиевый магматизм с низкой кремнекислотностью, а близодновременно с этим (~20 млн лет) в Таримском бассейне и западной части Куньлуня изменилось термальное состояние коры [Harrison et al., 1992].

И тогда же (~20 млн лет) заложился разлом Куньлунь [Jolivet et al., 2003].

Многие авторы традиционно трактуют причину этой тектоно-магматической активизации как дистальные проявления столкновения Индии и Северной Евразии [Sun et al., 2005]. Но в работах последних лет тектоно-магматическую активизацию Северного Тибета в миоцене многие исследователи начали связывать с начавшимся 20-15 млн лет назад субдуцированием Таримско Цайдамской литосферы под Куньлунь и Сонгпан-Ганзи. Этот процесс продолжается и в настоящее время и сопровождается деламинацией литосферы под Северным Тибетом (по-видимому, с различными механизмами в различных сегментах), продуцирующей высококалиевый магматизм [Chung et al., 2005]. В том числе один из таких эпизодов коррелируется с фазой укорочения Цайдамского бассейна, стартовавшей 2.8 млн лет назад [Zhou et al., 2008], и скачком эпицентра седиментации [Zhu, et al., 2006] приблизительно 2.5 млн лет назад.

Конвергенция Индии и Северной Евразии в Северном Тибете и более северных регионах реализуется не только через надвиговую тектонику, но и в значительной степени за счет сдвиговых движений по системе крупных (Алтынтаг, Куньлунь и др.) и мелких разломов, по которым происходит «выжимание» коровых блоков в широтном направлении (рис. 8.2а), в том числе отчетливая сдвиговая компонента фиксируется данными GPS в северо-восточной части Цайдамского бассейна (рис. 8.2б).

Детальные структурно-геологические исследования показали, что в западном Куньлуне в период эоцен – олигоцен доминировал компрессионный режим, в обстановке которого формировался высокий рельеф. Но в олигоцене режим поменялся на транстенсионный. Сдвиговые движения по системам разломов сопровождаются формированием пулл-апарт бассейнов.

Относительно небольшие депрессии такого типа (например, Цзинюй) начали формироваться в западном Куньлуне ~15 млн лет назад, и этот режим поддерживается до сих пор. Многочисленные выходы на поверхность неоген-четвертичных шошонитовых изверженных пород (с глубиной выплавления магм 50-60 км) приурочены к областям локализации растяжения, причем, как правило, к бортовым частям пулл-апарт бассейнов [Jolivet et al., 2003]. Локальныесдвиги (транстенсионная тектоника) закартированы и в непосредственной близости от озер Да-Цайдам и Сяо-Цайдам (рис. 8.19).

В бор-литиеносной провинции В5 в Цайдамском бассейне известны бороносные толщи неогенового возраста, а формирование озер Да-Цайдам, Сяо-Цайдам и Си-Тайцзнар является следствием позднеплиоцен-четвертичных тектонических событий.

Рис. 8.17. Схема накопления осадков в кайнозое в Цайдамском бассейне, по [Zhu et al., 2006]. Отчетливо видно смещение эпицентра осадконакопления из западной части Цайдамского бассейна в восточную в конце плиоцена. Контуры провинции В5 показаны как на рис. 1.30.

8.7. Бор-литиеносные озера Цайдамского бассейна Цайдамский бассейн является бессточной областью. По некоторым оценкам такой режим здесь существует как минимум с палеогена [Bojar et al., 2005]. До плиоцена в нем располагалось единое большое озеро. В течение позднего миоцена до раннего плиоцена оно простиралось не менее чем на 200 км с северо-запада на юго-восток. В позднем плиоцене осадочные толщи испытали деформации, с образованием синклинальных и антиклинальных структур, которые существенно усложнили структуру бассейна. В синклинальных структурах накопление озерных осадков продолжилось, и их общая мощность доходит до 3-4 км.

В плиоцен-четвертичное время в Цайдамском бассейне господствовали обстановки самого засушливого климата за весь кайнозой, в результате чего и проявилась «регрессивная» фаза развития озера: единый озерный бассейн «распался» на отдельные изолированные более мелкие озера. Аридный климат на короткие промежутки сменялся семиаридным. Но в целом, в это время по всему Цайдамскому бассейну существовали условия, способствовавшие отложению эвапоритовых минералов, главным образом сульфатов и хлоридов. Мощность соленосных толщ этого возраста иногда достигает 1 км, с прослоями собственно солей до 200 м. В солеродных пачках часто встречаются бороносные прослои, но среднее содержание борного ангидрида составляет только 3.33%, что далеко от промышленных значений для твердофазных месторождений, в то время как содержание бора в озерных рассолах 0.87 г/л обеспечивает вполне рентабельное его извлечение [Kistler, Helvaci, 1994,]. Таким образом, основные промышленные запасы бора сосредоточены в современных рассолах, в них же фиксируются высокие концентрации лития.

В настоящее время в Цайдамском бассейне насчитывается не менее 37 крупных озер, из них 1 с пресной водой, 6 слабосоленых, 2 среднесоленых и 28 сильносоленых. Повышенные содержания бора отмечаются во всех сильносоленых озерах [Liu et al., 2000]. Для трех озер, Да Цайдам, Сяо-Цайдам и Си-Тайцзнар оцененные запасы бора и/или лития классифицируются как суперкрупные и крупные. Отметим также, что в озере Кархан (положение см. на рис. 1.30) и его окрестностях сосредоточены значительные запасы калийных солей (и ведется их добыча).

В работах [Zheng et al., 1989;

Yu et al., 2001] приводятся следующие характеристики соляных озер Да-Цайдам (Рис. 1.23) и Сяо-Цайдам, располагающихся в настоящее время на расстоянии около 30 км друг от друга. Водная поверхность современного озера Да-Цайдам (3110 м выше уровня моря) меняется в течение года: в летний дождливый период она увеличивается до 35.9 км2 и уменьшается до 22.92 км2 в зимний сухой период. Площадь примыкающей озерной равнины 240 км2. Максимальная глубина этого озера 0.7 м и средняя глубина 0.34 м в течение летнего относительно влажного периода. Соленость озера также значительно меняется сезонно между величинами 103.6-387 г/л с минимумом летом и максимумом зимой. Озеро не имеет стока, но есть 4 впадающих в озеро речки с летним водотоком. Озеро Сяо-Цайдам (3118 м выше уровня моря) имеет водную поверхность 69 км2 и площадь озерной равнины 150 км2. Озеро бессточное, его питает лишь одна река.

Соленость озера 325-339.1 г/л. Помимо дождевой воды, оба озера также подпитываются талой водой из ледников окружающих гор и несколькими горячими источниками, приуроченными к тектоническим разломам. Объединенная площадь бассейна Да-Цайдам - Сяо-Цайдам 3100 км2.

Климат здесь холодный и чрезвычайно аридный. Среднегодовая температура около 0°C, среднегодовое количество осадков 88.4 мм и общее среднегодовое выпаривание 2080 мм.

В бассейне было пробурено несколько скважин с целью исследования солеминеральных ресурсов. Скважина CK3 (рис. 8.16) имела глубину 11 м и располагалась неподалеку от современной береговой линии оз. Да-Цайдам. Скважина CK2022 достигла глубины 100.88 м (максимальная глубина бурения в бассейне) и располагалась в суббассейне Билетанг (Bieletang).

Вокруг оз. Сяо-Цайдам также было пробурено несколько скважин, но данные по этим скважинам не удалось найти, скорее всего они не опубликованы.

Рис. 8.18. Реконструкция деформаций вкрест Цайдамского бассейна, по [Yin et al., 2008б]. Профиль сечет бассейн в его западной части.

а) В позднемеловое время Цайдамский бассейн в его современных очертаниях был частью гораздо более обширного бассейна.

б) В палеоцене – раннем эоцене складчато-надвиговые деформации, оформившие северный борт Цайдамского бассейна (Северо-Цайдамский складчато-надвиговый пояс), по всей видимости, начались как отдаленные последствия столкновения Индии с океанической островной дугой и затем с Евразией (см. рис.

8.8).

в) Сегментация Цайдамского бассейна, дальнейшее развитие складчато-надвигового пояса на его северной границе, распространение деформаций на восток.

г). Заложение складчато-надвигового пояса (Чиментагский + Северо-Куньлуньский), маркирующего современную южную границу Цайдамского бассейна.

д) Плиоцен-четвертичная фаза наиболее интенсивного верхнекорового тектонического укорочения с концентрацией деформаций в Северо-Цайдамском складчато-надвиговом поясе, Восточном Куньлуне и западной части Цайдамского бассейна.

Рис. 8.19. Геологическая карта северо-восточной части Цайдамского бассейна, по [Yin et al., 2008а]. Бор литиеносные озера Да-Цайдам и Сяо-Цайдам располагаются в межгорных впадинах Северо-Цайдамской надвиговой системы, в непосредственной близости от гигантского раннепалеозойского гранитоидного массива.

Стратиграфия, основанная на керне из скважин CK3 и CK2022, и радиоуглеродные датировки образцов из обеих скважин (табл. 8.2) показывают изменение осадков от аллювиально флювиальных наносов в раннем и среднем плейстоцене на лимнические отложения в позднем плейстоцене. Базальные слои последних распределены непрерывно по обширной площади бассейна Да-Цайдам - Сяо-Цайдам, доказывая, что современные озера Да-Цайдам и Сяо-Цайдам – это реликты бывшего мега-озера с малосоленой/пресной водой. Это мега-озеро захватывало весь бассейн Да-Цайдам - Сяо-Цайдам до рубежа ~30000 лет, потом оно постепенно начало съеживаться вследствие аридитизации климата и уменьшения поступления воды в котловину.

Разделение озер произошло в позднем плейстоцене. С момента разделения озер их уровень и площадь водной поверхности испытывали существенные изменения. Интервалы, когда озера были слабосолеными с высоким уровнем воды (отложения, не содержащие эвапоритов) чередовались с более засушливыми периодами, когда в озерах был низкий уровень воды и формировались отложения, богатые эвапоритами. Состав эвапоритов также испытывал существенные изменения.

Так, базальный слой (11.0-9.84 м) в скважине CK3 (рис. 8.20) – это желтая озерная глина, подразумевающая глубоководные условия ее отложения и невысокую соленость воды в то время.

Образец с глубины 9.84-9.40 м был датирован радиоуглеродным методом и дал возраст 21000±1060 лет.

Таблица 8.2. Хроностратиграфия котловины озер Да-Цайдам и Сяо-Цайдам, по [Zheng et al., 1989].

Радиоуглеродный возраст Местоположение образца по 14С, (лет от наст. времени.) 7630±140 2.94-3.39 м, соленосная глина, скв. CK 9170±100 13.38-13.78 м, соленосная глина, скв. CK 14300±460 6.77-7.06 м, соленосная глина, скв. CK 15700±340 21.19-21.39 м, соленосная глина, скв. CK 20600±410 34.52-34.87 м, соленосная глина, скв. CK 21000±1060 9.40-9.84 м, глина, скв. CK 24440±510 65.89-66.42 м, соленосная глина, скв. CK 24800±470 68.14-68.54 м, соленосная глина, скв. CK 26800±700 84.50-85.00 м, ил, скв. CK 31800±2000 96.36-96.76 м, черный ил, скв. CK Используя скорость седиментации (0.0403 см/год) между этой датировкой и датировкой 14300±460 лет образца с глубины 6.77-7.06 м, возраст толщи был оценен как 24800-21950 лет.

Вышележащий слой (9.84-9.02 м) содержит гипс и бораты, что свидетельствует об обмелении озера в период 21950-19510 лет назад. Три слоя, расположенные выше, представляют собой чередование глин без эвапоритов, галитсодержащие глины и опять глины без эвапоритов.

Отсутствие эвапоритов свидетельствует о высоком уровне воды в озере в это время. Слой (9.02 7.91 м;

19510-16800 лет) содержит 75-90% эвапоритовых минералов, по большей части гипс, но нет галита. Наличие эвапоритов свидетельствует о низком уровне воды в озере, но при этом она не была пересыщена галоидными компонентами. Вышележащий слой (7.91-6.8 м) на 60% состоит из эвапоритовых минералов, из которых 40% (т.е. 2/3 эвапоритов) – галит. В следующем слое (6.8 5.77 м) из 40% приходящихся на долю эвапоритовых фаз, менее 5% - галит. В слое выше (5.77-4. м), напротив, из 90% эвапоритов 75% приходится на галит. Еще выше слой (4.27-2.94 м) содержит 90% детритного вещества и только 10% эвапоритовых минералов (существенный подъем уровня воды в озере и уменьшение его солености). Слой (2.94-1.49 м) содержит 80-95% эвапоритов из которых 70-75% - галит, а слой (1.49-0.8 м) содержит 25% детритных фаз и 75% эвапоритовых, из которых 50% - галит. Самый верхний слой (0.8-0 м) содержит более 95% эвапоритовых минералов, представленных почти полностю галитом. Наступление самого последнего режима чрезвычайно высокой солености и низкого уровня воды в озере датируется рубежом 1930 лет назад.

По площадным наблюдениям Zheng et al. [1989] и скважинным данным в придонном слое озера Да-Цайдам выделяются как минимум четыре слоя с высоким содержанием галитов. Самый нижний из этих богатых солями слоев подстилается глинами, которые отлагались в пресном озере.

Самая верхняя соленосная толща имеет мощность 3-8 м и покрывает площадь приблизительно км2, залегающая глубже нее вторая соленосная толща мощностью 3-4 м покрывает площадь приблизительно 94 км2, третья (3-4 м толщины) занимает площадь приблизительно 56 км2, а четвертая (6-8 м толщины) - 109 км2.

Рис. 8.20. Плейстоцен-голоценовая эволюция озера Да-Цайдам. Стратиграфия керна в скважине СК3 (а) и реконструкция глубины озера (б), по [Yu et al., 2001].

Выводы по главе Детально реконструированная история озер Да-Цайдам (Сяо-Цайдам) и Цзабуйе в провинциях В4 и В5 не оставляет сомнений в том, что накопление крупнейших ресурсов бора и лития в рассолах этих озер произошло за время, не превышающее 30 тыс. лет (верхний возрастной предел превращения озер в бессточные), а очень вероятно и за меньший срок. Бор и литий поставлялись в озера геотермальными источниками, воды которых «промывали» коровые комплексы пород, обогащенных этими элементами. Нельзя исключить также частичную подпитку озер современными флюидами, имеющими глубинное мантийное происхождение привносимого вещества и мигрирующими по разломным зонам, вплотную к которым озера располагаются. Пока нет данных, позволяющих делать выводы о природе и происхождении богатых по бору и литию коровых очагов и роли мантийных флюидов для каждого конкретного озера в провинциях В4 и В5. Имеющиеся данные, однако, позволяют предположить, что для озер Южного Тибета коровыми источниками наиболее вероятно являются захороненные реликты раннекайнозойских бор-литиевых месторождений и миоценовых вулканогенно-осадочных комплексов, а для озер Цайдамского бассейна, неогеновые богатые бором толщи и позднеплиоценовые (2.5-2.8 млн лет) внутрикоровые интрузии.

ГЛАВА ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ СЦЕНАРИЙ ТРЕХЭТАПНОГО ФОРМИРОВАНИЯ МИОЦЕН ЧЕТВЕРТИЧНЫХ БОР-ЛИТИЕНОСНЫХ ПРОВИНЦИЙ 9.1. Краткая формулировка геодинамического сценария трехэтапного формирования крупнейших бор-литиеносных провинций Изученность геолого-геофизическими методами регионов бор-литиеносных провинций и степень надежности реконструкций геодинамических сценариев их развития, а также содержание этих сценариев весьма разные. Вместе с тем, во всех случаях очевидно, что:

1. Бор-литиеносные провинции приурочены к зонам современной или палеосубдукции океанической литосферы.

2. Регионы проходили через эпизод (или эпизоды) деламинации континентальной литосферы.

3. Месторождения в виде рассолов и/или лимнических отложений формировались в бессточных тектонических депрессиях. Тектонические эпизоды, во время которых формировались месторождения бора/лития, сопровождались высококалиевым вулканизмом с генерацией магм в верхней мантии и/или нижней коре. Выходы магм на поверхность приурочены к локальным зонам растяжения коры, имеющим различный механизм формирования, но чаще всего располагающихся у бортов структур растяжения, таких как грабены, пулл-апарт бассейны, крупные трещины отрыва в транстенсионных зонах и т.п.

Вся совокупность имеющихся данных позволяет нам сформулировать трехэтапный геодинамический сценарий формирования бор-литиеносных провинций.

Этап 1. Первичное накопление бора и лития в литосферных колонках описываемых провинций осуществлялось за счет выноса этих элементов флюидо-магматическими потоками из субдуцируемой океанической литосферы в надсубдукционную мантию (рис. 9.1).

Рис. 9.1. Концептуальная схема накопления бора и лития в надсубдукционной колонке (Этап 1). В мантийном клине градиентной заливкой показаны области серпентинизации и «мокрого» плавления перидотитов, более темные тона соответствуют более интенсивной степени процесса.

- 154 Этап 2. Перенос рудообразующих элементов из мантии в верхние горизонты коры в области формирования КСКМ бора/лития в провинциях инициировался деламинацией литосферных фрагментов, которая сопровождалась магмо-флюидной активностью, имеющей многофакторную природу (рис. 9.2). Во-первых, тонущий литосферный фрагмент наводит замещающий восходящий астеносферный поток. В поднимающемся веществе может происходить декомпрессионное плавление, а при достижении горячим потоком подошвы коры, и подплавление коры. Во-вторых, в самих тонущих фрагментах неизбежны преобразования вещества, т.к. оно попадает в условия более высоких Р-Т параметров, в которых многие слагающие его минералы нестабильны. В частности, если тонущий фрагмент содержит метасоматизированные породы мантийного клина, большинство гидратных минералов, включая флогопит и серпентин измененных перидотитов, должны разложиться с выделением флюида, который нарушает равновесие окружающей среды и может вызвать мокрое плавление окружающих пород, в т.ч.

взрывного стиля [Kay, Kay, 1993;

Elkins-Tanton, Grove, 2003;

Lee et al., 2006;

Elkins-Tanton, 2005, 2007]. В результате этих процессов не только сам тонущий фрагмент, но и окружающие его объемы мантии оказываются вовлеченными в глубокую метаморфическую переработку и частичное плавление, при которых создаются благоприятные условия для «вымывания» и выноса к поверхности вместе с магмо-флюидным потоком подвижных элементов, включая бор и литий.

Очевидно, что насыщенность потока элементами тем больше, чем больше объем обрушенного фрагмента и чем более его субстрат был метасоматизирован до обрушения. Также не подлежит сомнению, что наиболее интенсивно все эти физико-химические процессы происходят в области соприкосновения восходящего потока вещества астеносферы и подстилающей мантии с тонущим фрагментом, т.е. вдоль граничной поверхности последнего.

Рис. 9.2. Концептуальная схема мобилизации бора/лития высококалиевыми магмами при деламинации фрагмента литосферного корня (Этап 2). Дестабилизация большого объема мантийных пород вызывает образование расплавов, которые абсорбируют и выносят к поверхности большие объемы бора и лития, рассредоточенные в литосфере.

- 155 Этап 3. Над регионом деламинированного литосферного фрагмента образуются области тектоно-магматической активизации, в частности «обрушение» литосферного корня всегда сопровождается резким изостатическим подъемом блоков коры. Тектоническая активность, важной составляющей которой является сдвиговая компонента, - это благоприятный фактор для формирования областей локального или регионального растяжения в коре и развития на поверхности бессточных депрессий различной природы. Часть бора и лития из обогащенного этими элементами глубинного магмо-флюидного потока, существующего весьма непродолжительное по геологическим меркам время, достигает земной поверхности. Частью этого потока являются высококалиевые магмы верхнемантийного происхождения, внедрение которых зафиксировано во всех проанализированных провинциях почти одновременно с формированием месторождений рассматриваемого типа. Выходы магмофлюидных потоков на поверхность через верхнюю кору облегчены, а чаще всего и возможны только в локальных областях растяжения верхней коры, формирующихся непосредственно в разломных или приразломных тектонических зонах. Если разломы являются бортами структур растяжения, таких как грабены, пулл-апарт бассейны и др., в которых условия благоприятны и для формирования бессточных областей, то бор и литий (иногда непосредственно, а чаще – опосредованно) попадают в ближайшие озера, располагающиеся в бессточных котловинах (рис. 9.3). При этом формирование руд в озерах возможно только, если климат в регионе аридный.

Рис. 9.3. Концептуальная схема формирования вулканогенно-осадочного борного месторождения (Этап 3) в бессточной котловине. За основу взята генетическая модель месторождения Бигадич в [Helvaci, Alaca, 1991].

9.2. Комментарии по этапу 1. Приуроченность наиболее продуктивных бороносных провинций к областям активной современной тектоники очевидна без специальных рассмотрений. Однако анализ геодинамических обстановок регионов месторождений показывает, что бор-литиеносные провинции приурочены не просто к областям активной тектоники, а к современным или палеовулканическим дугам, сформировавшимся при субдуцировании океанической литосферы под окраину континета. Так, провинция В2 располагается в Центральных Андах на западной окраине Южной Америки, которая представляет собой современную субдукционную зону.

Месторождения известны как в области современной вулканической дуги Западные Кордильеры, так и в задуговой области – плато Альтиплано-Пуна. Провинция В3 располагается на юго-западе - 156 США в области современной тектонической активности в зоне сочленения блока Сьерра-Невада, который является реликтом позднемезозойской вулканической дуги, и задуговой области (Провинция Бассейнов и Хребтов). Провинции В1, В4 и В5 локализованы в мезозойско кайнозойском Альпийско-Гималайском складчатом поясе, который образовался вследствие конвергенции между северными (Северная Евразия) и южными (Африка+Аравия+Индия) континентальными массами, разделенными в мезозое океаном Нео-Тетис. Хотя пояс представляет собой современную широкую (1000 км и более) тектонизированную зону, подверженную эпизодам активной тектоники и магматизма различного типа, бор-литиеносные провинции приурочены к блокам, являющимся реликтами вулканических дуг, функционировавших на активной окраине одного из взаимодействующих континентов (микроконтинентов) до их столкновения. Так, месторождения провинции В1 располагаются на Анатолийском полуострове в непосредственной близости от сутуры Измир-Анкара-Эрзинкан (след закрытия океана Нео-Тетис), на блоке Сакарья, флишевой зоне Борнова и массиве Мендерес. В позднемеловое время на блоке Сакарья располагались вулканическая дуга и преддуговый осадочный бассейн над зоной субдуцирования океанической литосферы океана Нео-Тетис под южную окраину Северной Евразии. Провинция В4 располагается в Южном Тибете на блоке Лхаса, где в позднем мелу – раннем кайнозое функционировала вулканическая дуга Гангдисэ над зоной субдуцирования океанической литосферы океана Нео-Тетис под южную Тибетскую окраину Северо-Евразийского континента. Провинция В5 располагается в Северном Тибете, в Цайдамском блоке. Здесь в фундаменте распознана палеозойская сутура Килиан, доказан юрский эпизод субдуцирования океанической литосферы под палео-микроконтинент Куньлунь и современная конвергенция между Северным Тибетом и более северными регионами.

Такая четкая приуроченность бор-литиеносных провинций к современным или палеозонам субдукции явно не случайна, т.к. все зоны субдуцирования океанической литосферы являются «поставщиками» бора и лития в надсубдукционную колонку. На большом количестве экспериментального материала и расчетами установлено, что в процессе субдукции океанической литосферы из комплексов верхней части субдуцируемой плиты выделяются флюиды, которые выносят, наряду с другими элементами, бор и литий в мантийный клин (см. гл. 3), а затем магмо флюидный поток из мантийного клина транспортирует их в кору верхней плиты (см. гл. 4), что не может не приводить к обогащению этими элементами пород на пути миграции потока. Пути миграции и промежуточные области аккумуляции этих элементов могут весьма сильно различаться между собой в зависимости от параметров субдукционной зоны, т.е. угла и скорости субдукции, возраста и петрологических особенностей субдуцируемой плиты, структуры верхней плиты и т.п.

Прогнозы распределения бора и лития в надсубдукционной колонке производятся на основании модельных расчетов, результаты которых сильно зависят от большого количества исходных параметров (структура и состав пород верхнего слоя океанической литосферы, зависимость коэффициентов растворимости от температуры и давления, и др.), которые не всегда хорошо известны. Поэтому пока результаты расчетов весьма приблизительно (только качественно) могут быть соотнесены с реальными конкретными обстановками субдукционных зон. Однако сам факт выноса бора и лития в надсубдукционные комплексы и общие закономерности миграции бора и лития в субдукционных зонах уже не подлежат сомнению.

2. Для обеспечения валовой поставки необходимых для формирования КСКМ количеств бора и лития должен быть «промыт» определенный объем литосферы. Простые оценки показывают, что при фоновых концентрациях этих элементов, характерных для мантии (и по бору, и по литию 0.1 м.д.), линейные размеры «промываемого» объема исчисляются в сотнях километров, что может быть только при событиях планетарного масштаба. Если исходить из процессов регионального ранга (например, «деламинация» фрагментов литосферы), при которых дестабилизируется мантия, на протяжении десятков километров, то исходное среднее обогащение региона по рудному элементу должно достигать 10-1000 м.д. Такого уровня геохимические аномалии повсеместно воспроизводятся в субдукционных зонах (см. гл. 4).

В работе [Chan et al., 2006] привнос лития с осадками в различные субдукционные зоны оценен от 1.4 до 18.2 г/год на сантиметр длины дуги. Если принять среднее значение как 10 и - 157 учесть то, что с осадками поступает приблизительно четверть всего лития, привносимого в зону субдукции океанической корой (см. гл. 3), то за 10 млн лет через 100 км длины дуги в надсубдукционную зону будет привнесено ~4 млрд тонн лития, что более, чем на 3 порядка величины превышает запасы суперкрупного месторождения, да и всех известных месторождений любого генезиса вместе взятых. Однако, если принять во внимание то, что далеко не весь литий, привносимый в субдукционную зону слэбом, выносится из него в надсубдукционную колонку, а к.п.д. процесса, экстрагирующего литий из надсубдукционной колонки и концентрирующего его в месторождение на поверхности, вряд ли больше 1%, то для создания запаса лития, соответствующего крупному месторождению, а тем более целой провинции с несколькими КСКМ, краткого эпизода субдукции (порядка 10 млн лет) скорее всего недостаточно. Наиболее перспективны сегменты окраин с длительным режимом субдукции (30 млн лет и более) и с повышенной мощностью осадков, затягиваемых в зону субдукции. Основной объем бора в субдуцируемой океанической литосфере сосредоточен в серпентинитовом слое коры, который тем мощнее, чем старее кора и чем больше трансформных разломов. Столь же значительные геохимические ресурсы лития, как и в осадочном слое, сосредоточены в верхнем слое океанических базальтов, подвергшихся взаимодействию с морской водой, а уровень концентрации лития в них тем выше, чем дольше такое взаимодействие осуществлялось. Поэтому наиболее перспективны с позиций геохимии в породах океанической коры и бора, и лития окраины, под которые длительно субдуцируются наиболее древние океанические плиты.

9.3. Комментарии по этапу 3. Все бор-литиеносные провинции располагаются в регионах, испытавших в разное время воздействие надсубдукционного магмо-флюидопотока. Однако КСКМ бора/лития не рассеянны равномерно и повсеместно по активным окраинам континентов или вдоль коллизионных зон, а формируют всего пять достаточно компактных провинций с очень узкими временными интервалами формирования промышленно интересных аккумуляций. Так, пять КСКМ бора в провинции В1 на северо-западе Анатолийского полуострова сформировались почти одновременно в раннем миоцене в течение не более 5 млн лет, а подавляющая часть руд сформировалась здесь внутри промежутка времени 3 млн лет. В провинции В2 в Центральных Анах, где только некоторые месторождения хорошо датированы, интервал их формирования заведомо укладывается в 8 млн лет [Helvaci, Alonso, 2000;

Kasemann et al., 2004]. КСКМ провинции В3 на западе США образовались в два эпизода: первый длился не более 8 млн лет, второй продолжался не более 4 млн лет. Таким образом, временной интервал формирования каждого из хорошо датированных КСКМ в описываемых провинциях не превышает нескольких миллионов лет. Там, где есть точные датировки толщ, подстилающих и перекрывающих бороносные лимнические слои (например, для месторождения Бигадич), они показывают, что часто интервал формирования одной лимнической бороносной толщи не превышает даже 1 млн лет.

Для провинций В4 и В5 масштабные запасы бора/лития сосредоточены в соляных озерах.

Детальные реконструкции эволюции озер Да-Цайдам и Цзабуйе в Тибете не оставляют сомнений в том, что аккумуляция бора/лития в рассолах этих озер произошла за время, не превышающее 30000 лет. Также нет сомнений в том, что озера Серлс и Оуэнс 20000 лет назад являлись проточными озерами, и, таким образом, начало накопления бора/лития в них стартовало заведомо позже, когда озера превратились в бессточные. Следовательно, только в определенных местах и в определенный небольшой (по геологическим меркам) промежуток времени создались условия, при которых рассеянные бор и литий надсубдукционной литосферы аккумулировались на поверхности в соляных озерах до рудных концентраций в гигантских объемах. Это, несомненно, свидетельствует о том, что наиболее вероятно формирование КСКМ инициируется кратковременным геологическим процессом «взрывного» (не столько по внешнему проявлению, сколько по интенсивности и кратковременности этого эпизода) характера.

4. По четырем провинциям В1, В2, В3 и В5 есть очевидная пространственно-временная корреляция между эпизодами деламинации литосферного корня у провинции и формированием месторождений. Лучшие по качеству и детальности геолого-геофизические данные в этом смысле - 158 имеются для плиоцен-четвертичных месторождений на юго-западе Северной Америки, которые убедительно доказывают то, что их формирование совпадает по времени с деламинацией литосферного корня батолита Сьерра-Невады (см. далее п.8.). Деламинация большого литосферного фрагмента сопровождалась импульсом глубинного высококалиевого магматизма в эффузивной фации, тяготеющего к области локального растяжения коры, где в бессточных бассейнах и образовались соляные озера.

Для раннемиоценового месторождения Крамер (В3) и месторождений в Центральных Андах (В2) данные не столь точные и детальные, но общая корреляция возникновения месторождений в пространстве и времени с процессом деламинации литосферы несомненна.

Месторождение Крамер сформировалось в момент эпизода магматизма, связываемого специалистами по палеогеодинамике региона с деламинацией литосферы из-под блока Мохаве, сопровождавшегося вулканической активностью и растяжением коры. В Центральных Андах сам факт деламинации нижней коры и литосферной мантии несомненен, но по всем данным она носит мелкоблоковый растянутый во времени характер и по каждому отдельному эпизоду пока нет точных данных. На Анатолийском п-ове формирование самой богатой в мире раннемиоценовой бороносной провинции В1, без сомнений, произошло в момент деламинирования крупного фрагмента литосферы в постколлизионную фазу и сопутствующего этому событию подъему и растяжению коры региона, сопровождавшегося эпизодом «взрывного» магматизма. В каждой из рассмотренных провинций разрушение литосферного корня имеет свои пространственно временные особенности, которые коррелируют с параметрами формирования бор-литиевых месторождений. Например, в области провинции В3 (запад США) реконструированы два эпизода деламинации литосферных фрагментов, с которыми очень четко и в пространстве, и во времени коррелируют периоды формирования бор-литиевых месторождений.

Общее тектоническое укорочение коры в процессе формирования Гималайско-Тибетского орогена оценивается от 500 до 1000 км [Haines et al., 2003] и подразумевает соответствующие преобразования литосферы, то есть ее эпизодическую деламинацию. Однако пока датирование эпизодов и географическая локализация фрагментов реконструируются весьма приближенно. Так, формирование месторождений провинции В5 в Цайдамском блоке коррелирует с позднеплиоцен четвертичной фазой тектонической активизации в регионе, также соотносимой с эпизодом деламинации литосферы под этим регионом.

В провинции В4, расположенной в Южном Тибете, не удалось установить явных однозначных корреляций между формированием месторождений и известными геодинамическими событиями, в частности, с деламинированием литосферы. Тем не менее, имеющаяся информация дает основание предложить следующую предварительную интерпретацию цепочки событий, приведшую, в конечном счете, к формированию гигантских ресурсов бора/лития в некоторых озерах Южного Тибета. В позднем мелу - раннем кайнозое геодинамическая обстановка на блоке Лхаса была очень похожа на современную в Центральных Андах (Лхасаплано!), и, наиболее вероятно, что во время тектоно-магматического эпизода Линьцзыцзун, сопровождавшего деламинирование литосферного корня из-под блока Лхаса, была сформирована бороносная провинция, аналогичная современной провинции В2 на плато Альтиплано-Пуна. Но затем она, скорее всего, была частично размыта, а частично захоронена (например, как месторождение Крамер).

Современный Южный Тибет подвержен широтному растяжению, что проявляется в формировании меридиональных грабенов, во многих из которых размещены бессточные и часто при этом соляные озера. Миоценовый высококалиевый и адакитовый магматизм в виде вулканических полей и сидящих на глубине интрузий, приуроченных к бортам этих грабенов, является тепловым источником для питающих озера геотермальных полей, которые широко распространены в Южном Тибете. «Поставщиком» бора и лития с геотермальными водами в современные озера могут быть все промываемые ими глубинные и поверхностные (в значительно меньшей степени) породы, часть из которых имеет аномальное содержание этих элементов, в том числе и вероятные захороненные реликты месторождений гипотетической раннекайнозойской бороносной провинции «Лхасаплано» и миоценовых вулканогенно-осадочных толщ с повышенным содержанием бора/лития. От позднемеловой-раннекайнозойской надсубдукционной колонки блока Лхаса, которая предположительно была обогащена бором и литием, к настоящему - 159 времени осталась только верхняя кора, так как нижняя кора и литосферная мантия обрушились в глубокую мантию в начале кайнозоя. Поэтому глубинным «поставщиком» бора/лития в этом регионе могут быть те горизонты мантии, в которых в настоящее время происходят масштабные процессы, связанные с наведенным астеносферным апвеллингом, вызванным увеличением в неогене наклона направленной на север субдукции Индийской плиты, расширением разрыва в слэбе Индийской плиты приблизительно вдоль меридиана 86 в.д. и возможным обрушением фрагмента слэба Индийской плиты в мантию.

Следует отметить, что масштаб тектонической переработки литосферы Гималайско Тибетского орогена носит планетарный характер. Поэтому в этом регионе даже наличие фоновых значений бора/лития в тектоносфере за счет коллосальных тектоно-магмо-активизированных объемов верхней мантии обеспечивает значительный приток этих элементов вместе с магмо флюидопотоком в верхние горизонты коры. Фактически рудопроявления в виде повышенных концентраций бора в озерах фиксируются по всему Тибету (уже известно по крайней мере таких озер). Однако именно деламинирование литосферных фрагментов в цепочке событий, в конечном счете приводящей к формированию гигантских месторождений бора/лития, даже, если деламинирование происходило не в момент формирования месторождений, а до него, играет ключевую роль. Именно на этом этапе огромные количества вынесенного ранее из субдуцируемого слэба бора и лития и запасенного в литосфере, за относительно короткий период времени собираются магмо-флюидными процессами и выносятся в верхние горизонты коры и на поверхность.

5. При выплавлении мощного гранитного батолита в надсубдукционных зонах формируется сопутствующая мафит-ультрамафитовая подстилающая батолит реститовая зона, как минимум, равная, но скорее всего, превосходящая батолит по мощности в два раза [Ducea, 2002].

Этот «литосферный корень» должен иметь эклогитовый компонент, в котором, начиная с глубины 35-40 км, доминирует гранатовый пироксенит - очень плотная порода, обогащенная гранатом до 50% от объема (для сравнения: типичные эклогиты субдукционного происхождения содержат всего около 15% граната) с высоким содержанием железа [Ducea, 2002;

Ducea et al., 2003;

Lee et al., 2006]. Гранат-пироксеновый корень батолита в среднем плотнее, а отдельные фрагменты значительно плотнее стандартной литосферной мантии, поэтому «литосферный корень» под крупными гранитоидными батолитами всегда потенциально гравитационно неустойчив и вероятность его деламинирования по катастрофическому сценарию очень велика. Заметим, что месторождения всех описанных провинций располагаются в непосредственной близости именно от подобного типа крупных батолитов. В четырех случаях, деламинированные литосферные фрагменты были, несомненно, «литосферными корнями» под батолитами: гранитоидами Сутурной зоны в провинции В1, Андийского батолита в провинции В2, Сьерра-Невады в провинции В3, Гангдисэ в провинции В4.

6. Формирование всех без исключения месторождений в описываемых провинциях в пространстве и по времени совпадает с проявлениями высококалиевого магматизма (рис. 9.4 – 9.6) или метосоматоза (месторождение бора в горах Кади, пустыня Мохаве). Так, формирование плиоценовых месторождений в провинции В3 коррелирует с кратким импульсом специфического высококалиевого (иногда ультракалиевого) вулканизма (абсорокиты, оливиновые лецититы и т.п.).

В Южном Тибете (провинция В4) и горных хребтах, окаймляющих Цайдамский бассейн (провинция В5), описаны широкие проявления высококалиевого (преимущественно шошониты), реже ультракалиевого магматизма. КСКМ Турции (провинция В1) и Центральных Анд (В2) приурочены в пространстве и времени к проявлениям шошонитового вулканизма. Имеющиеся данные не оставляют сомнений в том, что для КСКМ провинции В1 и плиоцен-четвертичных месторождений провинции В3 формирование месторождений совпадает с начальной фазой деламинирования литосферного корня, сопровождавшегося эпизодом «взрывного» магматизма этого типа. Формирование миоценового месторождения провинции В3 Крамер совпадает по времени с проявлением в регионе высококалиевого магматизма и ультракалиевого метосоматоза.

- 160 Множество петрологических и изотопных исследований показали, что критичным для выплавления высококалиевых магм является наличие флогопита в минеральном ансамбле мантийного источника.

Впервые эта идея была высказана, по-видимому, в работе [Lloyd, Bailey, 1975], в которой образование материнских магм для высококалиевых пород, найденных в Уганде, было предложено связывать с плавлением обогащенной флогопитом мантии. Эксперименты по плавлению мантийного ксенолита из этих пород, содержащего клинопироксен, флогопит и минимальные количества титаномагнетита, сфена и апатита, показали, что при давлении 3.0 ГПa и температуре 1175 – 1300°C 20-30% плавление ксенолита давало расплав, очень близкий по составу высококалиевым лавам этой области.

Это оставляет мало сомнений в том, что и в природе имел место аналогичный процесс [Lloyd et al., 1985]. Впоследствии флогопитсодержащие ксенолиты были найдены в США (Сьерра Невада) [Elkins-Tanton, Grove, 2003], Канаде (кратон Вайоминг) [Buhlmann et al., 2000], Танзании [Furman, 1995] и других местах.

В работе [Van Kooten, 1980] высокалиевые (до ультракалиевых) лавы Сьерра-Невады трактовались как результат плавления флогопит- и гранатсодержащего богатого клинопироксеном мантийного источника на глубине 100-125 км.

Предполагалось, что обогащение по клинопироксену произошло в результате внедрения расплава или флюидной фазы богатой Ba, Rb, Sr, K и водой. В работах [Foley, 1992a,b] ультракалиевые лавы интерпретировались как результат Рис. 9.4. Состав высокалиевых плиоценовых лав из района плавления вещества, богатого Сьерра-Невады (а, б) по [Beard, Glazner, 1998;

Farmer et al., клинопироксеном и флогопитом жил 2002;

Elkins-Tanton, Grove, 2003] и из восточной Мохаве (с) среди вмещающего перидотитового по обобщению [Jessey et. al., 2007] на классфикационных диаграммах. Квадрат на (б) соответствует композиции субстрата.

образца WC-1. Положение полей см. рис. 7.9 и 7.13.

- 161 Рис. 9.5. Состав магматических пород различных пост-коллизионных серий для Северного (а, б, е, д) и Южного Тибета (в, г), по [Chung et al., 2005].

Магматические комплексы: 1 – калиевые Зап. Сонгпан-Ганзи, 2 – калиевые Зап. Квантанга, 3 – коровые (Улуг-Мустаг) Зап. Сонгпан-Ганзи, 4 – ультракалиевые блока Лхаса, 5 – адакиты (нижнекоровые) блок Лхаса, 6 – калиевые на западе блока Янцзы, 7 – калиевые Вост. Квантанга, 8 – калиевые Зап. Квантанга, 9 натриевые базальтоиды Зап. Квантанга.

Изучая высококалиевые магмы Центральной Италии, авторы работы [Conticelli, Peccerillo, 1992] пришли к выводу о том, что источник их магм образовался при реакции субдукционных флюидов и мантии. Эта измененная мантия оставалась в субсолидусном состоянии до тех пор, пока последующие растяжение и нагревание не привели к ее частичному плавлению. В настоящее время представления о том, что образование флогопита в мантийных источниках высококалиевых - 162 магм связано с метасоматозом, разделяются всеми исследователями, хотя природа флюида, его источник и конкретные сценарии проникновения для разных регионов могут довольно сильно различаться. Для субдукционных зон, как экспериментально, так и многочисленными расчетами показано, что под действием флюида, выделяемого из субдуцируемого слэба, богатые флогопитом минеральные ассоциации постоянно генерируются в надсубдукционной колонке.

Наличие водного субдукционного флюида редуцирует устойчивость как граната, так и ортопироксена, и делает флогопит стабильной глиноземистой фазой.

Флогопит широко распространен не только в надсубдукционных колонках, но и в других метасоматизированных зонах верхней мантии [Flower, 1971;

Metrich et al., 1998;

Conceicao, Green, и др.], и сохраняется там сколь угодно долгое время, Рис. 9.6. Петрохимические характеристики постколлизионного если не происходит магматизма западной части Анатолийского п-ова.

а) Диаграмма K2O - SiO2 для вулканических и плутонических пород, по внешних термально [Dilek, Altunkaynak, 2007]. б) Диаграмма K2O+Na2O - SiO2 для ранне- барических воздействий со среднемиоценовых (22–15 млн лет) магм и пирокластических отложений стороны.

известково-щелочного и шошонитового типов по [Aldanmaz, 2006], с упрощениями.

7. К настоящему времени неоген-четвертичный магматизм в Сьерра-Неваде всесторонне изучен. Специальные исследования были проведены как для многочисленных образцов лав, так и для коровых и перидотитовых ксенолитов.

По результатам изотопного датирования, анализа петрохимических особенностей, экспериментов по плавлению, термо-барометрии и др. данным были реконструированы детали тектоно-термальной эволюции литосферы под Сьерра-Невадой. В интервале 13.0-3.5 млн лет данный район был относительно спокоен в плане магматической активности.

Высококалиевые/ультракалиеые лавы были извержены в результате краткого магматического эпизода ~ 3.5 млн лет назад (плиоцен). Причем эти лавы и по повышенному содержанию калия, и - 163 по низким значениям Nd резко контрастируют с эффузивами, которые извергались до того, в частности, в среднем миоцене.

Исследования миоценовых и постмиоценовых ксенолитов показали, что литосферные колонки, которые они маркируют, существенно отличаются друг от друга, хотя находятся в одном и том же месте (рис. 9.7). Столь сильный контраст между ними вместе с другими геолого геофизическими данными трактуются всеми исследователями как замещение постмезозойского литосферного корня Сьерра-Невады (вся литосферная мантия + часть нижней коры) горячей астеносферой в плиоцене. Впервые идея деламинации литосферного корня в интервале 10-3 млн лет назад была высказана в [Ducea, Saleeby, 1996, 1998б], а в работе [Manley et al., 2000] начало процесса деламинации, который продолжается и в настоящее время, было соотнесено с импульсом высококалиевого магматизма 3.5 млн лет назад.

Рис. 9.7. Тектоно-магматическая стратификация миоценовой и плиоцен четвертичной литосферы Сьерра-Невады на основе изучения лав и ксенолитов.

а) Температуры равновесия для ксенолитов из неоген-четвертичных лав (пунктирным квадратом показаны данные [Ducea, Saleeby, 1998б] для постмиоценовых лав) и температура выплавления магм образца WC 1. Составлено по данным [Ducea, Saleeby, 1998б;

Lee et al., 2001;

Elkins-Tanton, Grove, 2003].

б). Схематичное изображение миоценовой и плейстоценовой литосферных колонок, маркируемых ксенолитами.

1- гранитоидная кора, 2, 3 – литосферный корень, в составе которого существенную роль играют гранатовые пироксениты (2 – низко магнезиальные, 3 – высокомагнезиальные), 4, 5 – астеносферная мантия с температурами 700-900 (4) и 1000-1200 (5).

Составлено по данным из [Ducea, Saleeby, 1998б;

Lee et al., 2001;

Elkins-Tanton, Grove, 2003;

Lee et al., 2006].

Ксенолиты из миоценовых вулканитов маркируют трехслойную литосферную колонку, состоящую из (1) гранитного батолита (мощностью 30-35 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 плейстоценовых вулканитах отсутствуют ксенолиты, содержащие гранат, а ксенолиты с глубин от 35 до 70 км свидетельствуют о наличии горячей перидотитовой мантии.

- 164 8. В работе [Elkins-Tanton, Grove, 2003], суммирующей все имеющиеся данные по процессу деламинации фрагмента литосферы в районе Сьерра-Невада, плиоценовый эпизод продуцирования высококалиевых магм связывается с деламинацией литосферного корня и их выплавлением в этот период в зонах развития метасоматического флогопит клинопироксенитового парагенезиса по гранат-ортопироксеновому (лерцолитовому) субстрату, который возник еще при субдукции, но находился до этого времени в равновесии с окружающей средой. Резкая смена Р-Т условий привела к достижению солидусных параметров, которые для данного конкретного случая определены в 3.7 ГПа (~130 км) и 1430С, и адиабатическому плавлению, генерировавшему высококалиевые магмы. Затем эти магмы мигрировали к поверхности через литосферу, захватывая из нее ксенолиты. Ксенолиты, вынесенные плиоценовыми магмами, не являются образцами мантии, характеризующими источник высококалиевых магм (поскольку содержат и ортопироксен, и клинопироксен), но представляют материал, захваченный во время движения магмы. Термобарометрия четырех таких ксенолитов, вынесенных высокалиевыми магмами, фиксирует «холодные» верхнелитосферные параметры непосредственно накануне ее деламинации, а два других ксенолита отражают уже изменившиеся высокотемпературные параметры.

9. Тот факт, что формирование бор-литиеносных провинций коррелирует именно с высококалиевым магматизмом низкой до средней кремнекислотности, по-видимому, связан с тем, что процессы, протекающие при формировании этих расплавов и априори благоприятные для создания высоких концентраций калия в магмах, одновременно способствуют появлению в них повышенного содержания и бора, и лития. Логично предположить, что это обусловлено разложением при выплавлении материнских магм вполне определенных минеральных фаз, которые одновременно могут быть обогащены всеми этими элементами. Так, флогопит, наличие которого в мантийном источнике критично для выплавления высококалиевых/ультракалиевых магм, как это, в частности, было показано на примере Сьерра-Невады [Elkins-Tanton, Grove, 2003] и Южного Тибета [Miller et al., 1999;

Ding et al., 2003;

Gao et al., 2007], в надсубдукционной колонке формируется под действием флюида, выделяющегося из погружающегося слэба при дегидратации в нем биотита, серпентина, хлоритов и фенгита [Benton et al., 2004;

Wunder, Melzer, 2003;

Tenthorey, Hermann, 2004]. Эти минералы, по всем оценкам, одновременно являются также главными минералами-носителями бора и лития в погружающемся в литосферную мантию слэбе на его разных по глубине погружения сегментах [Benton et al., 2004;

Peacock, Herving, 1999]. При этом флогопит, в принципе, может быть концентратором всех этих элементов одновременно:

калия, как главного катиона на позиции щелочного металла, лития, способного, как и во многих других филосиликатах, изоморфно замещать магний в октаэдрической позиции, и бора, легко входящего в слюдах в тетраэдрическую позицию на место, главным образом, алюминия, вплоть до образования самостоятельных минеральных видов – борных слюд (в природе существует боромусковит, с экспериментально доказанной устойчивостью в широком спектре давлений, вплоть до верхнемантийных [Jung, Schreyer, 2002], а борный флогопит многократно искусственно синтезирован). Ввиду того, что ионный радиус у бора намного меньше, чем у алюминия и кремния, такое замещение приводит к уменьшению объема соответствующих тетраэдров в структуре минерала и, в конечном счете, объема всей кристаллической решетки флогопита, расширяя поле его барической устойчивости [Hazen, Wones, 1972]. Поэтому на больших глубинах такое изоморфное замещение еще более предпочтительно, чем вблизи поверхности. Замещение же магния литием, ввиду близости размеров их ионных радиусов, в равной степени возможно и в верхней коре, и на глубине.


Таким образом, хотя собственно высококалиевый магматизм в описываемых провинциях не создает рудные или даже субрудные концентрации бора и лития непосредственно в расплавах, но является для них «лифтом» из мантии к поверхности и тепловой машиной для термальных вод, участвующих в процессах переноса вещества непосредственно к месту рудоотложения. Поэтому данный магматизм можно считать косвенным индикатором процессов, благоприятных для формирования бор-литиеносных провинций.

- 165 - 166 Рис. 9.8. Схема выплавления бимодальных серий ранне-среднемиоценовых (22 – 15 млн лет) магм и пирокластических отложений известково-щелочного и шошонитового типов в пределах коровых магматических очагов на западе Анатолийского п-ова. По [Aldanmaz, 2006] с упрощениями. AFС – процессы ассимиляции, фракционирования, контаминации и кристаллизации. Подробные разъяснения см. в тексте.

10. Высокалиевый магматизм может сопровождать не только деламинирование литосферы, но и другие процессы (например, астеносферный апвелинг, внутриконтинентальный рифтинг и др.), однако это всегда индикатор глубинных (обычно верхнемантийных) преобразований.

Внедрение глубинных мантийных расплавов в кору приводит к ее частичному плавлению, поэтому почти всегда высокалиевые/ультракалиевые магматические породы являются частями комплексов магматитов, которые представляют собой продукты взаимодействия глубинных мантийных магм с коровым материалом. Например, в регионе провинции В1 на Анатолийском п ове – вулканиты свиты Бигадич (в пределах которой располагаются наиболее богатые бороносные слои одноименного месторождения Бигадич) представлены бимодальными комплексами базальт андезито-базальтов (преимущественно мантийные выплавки) и риолитов-риодацитов (последнее уравновешивание расплавов в верхне-коровых магматических камерах). В Южном Тибете миоценовый магматизм представлен пространственно сближенными комплексами высокалиевых/ультракалиевых (преимущественно мантийных) выплавок и адакитов - продуктов нижнекорового плавления. Процесс смешивания магм различной природы, фракционной кристаллизации, ассимиляции и переуравновешивания магм в процессе их прохождения через кору для западной части Анатолийского п-ова (рис. 9.8), т.е. в провинции В1, детально рассмотрен в работе [Aldanmaz, 2006].

Применение магнетит-ильменитового, роговообманково-плагиоклазового и двупироксенового геотермометров для вулканических пород западной части Анатолийского п-ова позволило получить температурные оценки 585–1086 C для раннего миоцена и 768–1095 C для среднего миоцена, а оценки давления, полученные по пироксен – Al-роговообманковому геобарометру дают интервал 2.1–8.6 кбар для раннего миоцена и 6.5–9.1 кбар для среднего миоцена.

Значительные вариации состава и «обратный» характер зональности фенокристов, также как и сильно варьирующие давления кристаллизации свидетельствуют о полибарической природе вулканических серий, и о том, что они являются продуктами более чем одной петрогенетической стадии. Наличие амфибола с четкими признаками неравновесности и плагиоклаза в виде включений в пироксенах и других фенокристаллах, подразумевает, что во время формирования вулканических серий происходило смешение магм. Наблюдаемый интервал ансамблей фенокристов и различные тренды составов пород свидетельствуют об их происхождении из фракционированых магм с различным начальным содержанием воды, при различных давлениях кристаллизации. Повторяющиеся извержения в различных местах в течение одного эпизода активности свидетельствует о том, что магматическая система содержала несколько магмоподводящих каналов и магматических камер, располагающихся на различных глубинах. По всей видимости, эпизодические интрузии мафических магм обеспечивали подвод необходимого тепла и, возможно, вносили определенный вклад в расплавы на малоглубинных коровых уровнях, где магмы переуравновешивались перед тем, как быть извергнутыми.

Петрографические и минерально-геохимические характеристики свидетельствуют о том, что сначала водосодержащие магмы были подвержены кристаллизации в глубоких коровых магматических камерах. Последующая кристаллизация в менее глубоко расположенных коровых камерах следовала двум различным трендам: (F1) негидратному (пироксен + плагиоклаз);

и (F2 – F3) гидратному (плагиоклаз + эденитовый амфибол + пироксен). Нельзя не отметить тот факт, что негидратный тренд характерен для северных регионов западной части Анатолийского п-ова, то есть регионов вне бороносной провинции В1, а гидратный – для южных регионов, где как раз и располагаются КСКМ бора.

Таким образом, для месторождений двух провинций В1 и В3 (см. п.7), где исследования на предмет наличия воды в магмо-флюидопотоке, соотносимом с формированием месторождений бора/лития, были выполнены, они показали водообогащенные обстановки.

- 167 9.4. Комментарии по этапу 11. В обширных областях, так или иначе испытывающих влияние процесса деламинации литосферы, благоприятными местами для формирования бор-литиеносных провинций с КСКМ становятся те их части, которые залегают непосредственно над восходящими замещающими астеносферными противотоками, наводимыми тонущими вниз фрагментами литосферы, т.к.

именно здесь происходят самые активные физико-химические процессы в силу крайней неравновесности пограничной зоны между погружающейся литосферой и восходящим веществом горячей мантии. Внутри этих областей местами, где облегчен прорыв магмо-флюидопотока к поверхности, являются локальные зоны растяжения в коре, которые могут иметь различное происхождение, форму, размеры и механизмы формирования. Например, в областях, подверженных региональному растяжению, формируются рифтовые структуры (рис. 9.9а). В таких областях обычно документируются многочисленные трещины отрыва и разломы сбросового типа, ограничивающие «проседающие» блоки, в которых, как правило, образуются осадочные бассейны. В областях с транстенсионной тектоникой (растяжение + сдвиговая активность) при превалировании сдвиговой компоненты часто вместо единого большого осадочного бассейна рифта формируются системы небольших осадочных бассейнов (рис. 9.9б). Детальное описание соотношения магматизма и тектоники для такого бассейна на примере геотермального поля Косо см. далее в п. 12.

Рис. 9.9. Принципиальные (внемасштабные) схемы формирования некоторых региональных и локальных структур растяжения в верхнем хрупком слое коры, в которых облегчен прорыв магмо-флюидопотока на поверхность (вид сверху):

а) Рифтовые структуры. б) Бассейны, формирующиеся при транстессионных режимах (сдвиговые деформации + растяжение). Верхний хрупкий слой коры разбивается на блоки ромбической системой разломов. Удлинение в таких системах в одном направлении и укорочение в перпендикулярном ему направлении осуществляется за счет вращения жестких относительно слабодеформируемых блоков (показаны серым тоном), а в областях около углов блоков (точки пересечения разломов) формируются бассейны – треугольной формы;

в) Пулл-апарт бассейны четырехугольной формы, образующиеся на криволинейных участках сдвиговых разломных зон. г) При изгибе фронтальных частей надвиговых систем (приблизительная область растяжения при изгибе показана серым фоном) могут формироваться бассейны треугольной формы (см. рис. 9.10).

Важное значение для развития локальных структур растяжения имеет сдвиговая тектоника.

Например, в областях активной сдвиговой тектоники даже в отсутствии регионально выраженного растяжения на криволинейных участках сдвиговых разломов могут образовываться локальные структуры растяжения - пулл-апарт бассейны (рис. 9.9в). Даже при общем региональном сжатии, в случае активизации сдвиговой тектоники могут формироваться локальные структуры с обратным режимом, как это, например, происходит во фронтальных частях надвиговых комплексов за счет их выгибания (рис. 9.9г). Такие структуры описаны для Цайдамского блока (провинция В5) на надвиговых разломах, оперяющих крупный разлом Алтынтаг (рис. 9.10). Пулл-апарт бассейны могут образовываться на фоне общего сжатия также и при движениях/вращениях отдельных блоков за счет несинхронности их перемещения, что приводит к установлению на некоторых разломах временных транстенсионных режимов. Экстремальными значениями параметров напряженного состояния среды характеризуются зоны пересечения/сопряжения разломов, концы вновь образующихся трещин и т.п., поэтому они и являются наиболее благоприятными местами - 168 формирования подводящих каналов для магмо-флюидопотока, несущего рудную компоненту.

Активное разломообразование также увеличивает дренируемый (т.е. «промываемый флюидами») объем пород и таким образом повышает «собираемость» рудного элемента.

Верхняя кора плато Пуна, где располагаются месторождения провинции В2, разбита на блоки ромбической системой разломов (рис. 6.9). За счет вращений и относительных движений блоков друг относительно друга реализуется тектоническое удлинение вдоль и тектоническое укорочение вкрест орогена. Блоки коры, на которых располагаются салары Атакама и Уюни, являются частью этой системы, точнее являются относительно «проседающими» блоками в этой системе. Салар Омбре-Муэрто имеет почти квадратную форму и явно представляет собой пулл апарт бассейн. Наиболее крупные месторождения (так же, как и игнимбритовые вулканические центры) приурочены к узлам разломной системы, то есть к пересечениям и/или сочленениям разломных зон различного направления.

Для некоторых маленьких саларов, например Каучари, Ратонес и Диаблильос (рис. 6.17) приуроченность геотермальных источников, питающих рассолы озер, к разломных зонам не вызывает сомнений. Области повышенных литиевых концентраций в рассолах юго-восточной части салара Уюни приурочены к выходам на поверхность разломов системы Уюни-Хеньяни (рис.


6.4 и 9.11). Некоторые из них, скорее всего, проходят по дну салара. Эпицентр литиевых концентраций салара Уюни - лагуна Рио-Гранде, располагается в месте впадения в озеро реки Рио Гранде, которая «промывает» разломную зону Уюни-Хеньяни. Но явно сингулярный характер распределения содержания лития в этой лагуне (рис. 6.19а) указывает на то, что, скорее всего, под дном лагуны располагается термальный подземный источник (источники), приуроченный к этой же разломной зоне и питающий лагуну, обеспечивая основной привнос лития и бора. При этом дополнительный заметный вклад могут давать и воды реки Рио-Гранде, и ручьи «промывающие»

четвертичный шошонитовый вулкан, располагающийся прямо в северной части салара.

Для некоторых саларов приуроченность питающих их источников, богатых по бору/литию, к разломам не столь очевидна. Например, на севере от салара Атакама располагается геотермальное поле Эль-Татио (рис. 1.12), воды которого стекают в салар Атакама и характеризуются повышенным содержанием и бора, и лития, и которое рассматривается большинством исследователей как основной источник этих элементов для рассолов салара.

Однако, в работах [Garret, 2004;

Tahil, 2008] отмечаются, по крайней мере, два «бор-литиевых»

парадокса салара Атакама. Первый – это то, что максимальные концентрации лития фиксируются не в северной части салара, куда воды геотермального поля приносятся рекой Сан-Педро, а в его южной части (рис. 6.19б). При этом распределение литиевых концентраций в южной части салара носит ярко выраженный сингулярный характер, совершенно не коррелируемый с формой дельтовых и русловых отложений реки Сан-Педро в северной части салара.

Рис. 9.10. Региональная геодинамическая схема, иллюстрирующая механизм формирования локальных областей растяжения во фронтальных частях арочных надвиговых систем, оперяющих разлом Алтынтаг, по [Dupont-Nivet et al., 2004].

Далее см. рис. 9.9г.

- 169 Рис. 9.11. Структура разломной зоны Уюни-Хеньяни, по [Scheuber et al., 2007]. Положение профиля см.

рис. 6.4в, линия DE. NQv – неоген-четвертичные вулканиты, Ne – неогеновые осадки формации Сан Висенте, Pg – палеогеновые осадки на верхнемеловом фундаменте, PzV – палеозойские вулканиты, Pzs – палеозойские осадки. Разломы: SCF – Сан-Кристобаль;

UKF –Уюни-Хеньяни, CF – Коррегидорес.

Приблизительная проекция на профиль лагуны Рио-Гранде в саларе Уюни, в которой фиксируются максимальные концентрации лития (до 4700 м.д.), показана красным ромбом.

Рис. 9.12. Трехмерная модель, иллюстрирующая архитектуру и движения блоков у южной окраины салара Атакама. Вертикальное преувеличение 3:1. По [Aron et al., 2008]. Современные вулканы располагаются на разломах.

- 170 Рис. 9.13. Упрощенная структурная карта салара Атакама на основе цифрового рельефа SRTM GTOPO90.

Желтые линии маркируют главные морфо-структурные границы. По [Aron et al., 2008]. Черные точки с номерами (2031, 2005, 2002) – скважины (см. рис. 6.20), розовыми 4-угольными звездами показано примерное положение кластеров бассейнов для выпаривания литиеносных рассолов (см. рис. 1.4 и 1.5).

- 171 Рис. 9.14. Схема разломных систем Фернис-Крик (Furnace Creek fault) и Долины Смерти (Death Valley), по [Klinger, Piety, 1996]. Точечным растром показаны горные хребты, обрамляющие Долину Смерти. Черный ромб – примерное положение месторождения Фернис-Крик, которое располагается в области сочленения разноориентированных разломных систем Фернис-Крик и Долины Смерти.

См. также рис. 7.12.

Второй парадокс заключается в том, что в настоящее время воды геотермального поля Эль Татио приблизительно в три раза богаче по бору, чем по литию (~ 50 м.д. Li и ~ 150 м.д. В), а концентрации этих элементов в рассолах салара Атакама характеризуются соотношением с точностью наоборот: известные максимальные концентрации по бору ~600 м.д., а по литию до ~4000 м.д. (табл. 2.2). То есть либо существует механизм, абсорбирующий бор из рассолов (однако заметим, что в солевых отложениях на дне салара до сих пор не выявлены сколь-нибудь значительные содержания бора, хотя их бурение с отбором и исследованием керна проводилось), либо (что предпочтительнее с нашей точки зрения) существует другой дополнительный, более мощный источник лития, подпитывающий салар. Возможно, что само геотермальное поле Эль Татио или повышенные концентрации бора/лития в его водах появились совсем недавно и еще не успели внести заметный вклад в рассолы салара Атакама. Эпицентр литиевых концентраций в южной части салара Атакама располагается на разломе Тукокаро (Tucocaro) (рис. 9.12 и 9.13), и в непосредственной близости от разломной системы, по которой в голоцене смещены соленосные толщи салара. Поэтому наиболее естественно предполагать приуроченность выходов геотермальных вод, богатых литием, к этим двум близкорасположенным разломным системам.

Провинция В3 располагается в регионе, подверженному «косому» растяжению (транстенсионный режим = сдвиг + растяжение) – в зоне Уолкер-Лейн. Здесь чередуются относительно приподнятые (хребты) и опущенные (долины) блоки, границы между которыми являются разломами с современной или недавней активностью (рис. 7.13). Озера Серлс и Оуэнс располагаются в таких долинах, а месторождение бора Фернис-Крик в Долине Смерти, приурочено к области сочленения/пересечения региональных разломных зон различного направления (рис. 9.14). Озеро Цзабуйе (провинция В4) располагается на разломе, являющемся восточным ограничением грабена, и к этому же разлому приурочены выходы геотермальных источников, питающих озеро.

- 172 Рис. 9.15. Палинспатические реконструкции в районе озера Сяо-Цайдам, по [Yin et al., 2008б]. а) Схема структурных элементов;

б, в) современный (б) и реконструированный (в) структурно-геологические разрезы по линии АВ (положение линии см. а), стрелкой показана приблизительная проекция на линию ближайшей точки береговой линии оз. Сяо-Цайдам.

В Цайдамском бассейне бор-литиеносная провинция (совокупность всех месторождений и рудопроявлений) захватывает значительную его часть (рис. 1.30), но соляные озера с - 173 промышленными ресурсами бора/лития (включая и обсуждаемые КСКМ), сосредоточены в трех линейных сегментах: (1) цепочка из озер по линии Да-Цайдам – Сяо-Цайдам – Холлосун-Нур вдоль Северо-Цайдамского надвигового пояса (рис. 8.18 и 8.19);

(2) цепочка из озер (от оз.

Западный Тайджнар до оз. Восточный Тайджнар) с общим названием Си-Тайджнар;

(3) цепочка из озер от оз. Сули до оз. Дайсан-Нур и далее оз. Кархан с крупными запасами калия. Все перечисленные водоемы или непосредственно примыкают к разломно-надвиговым зонам (рис.

1.30), или располагаются очень близко от них. Палинспатические реконструкции движений на Северо-Цайдамской надвиговой системе (рис. 9.15), в непосредственной близости от которой располагаются озера Да-Цайдам и Сяо-Цайдам, свидетельствуют о существенной тектонической «переработке» (дробление, деформации, смещения, а, следовательно, и метаморфические изменения) пород в этой разломной зоне.

12. Геотермальное поле Косо (положение см. рис. 7.13) хорошо изучено по комплексу геолого-геофизических и изотопно-геохимических исследований (рис. 9.16 и 9.17), поскольку в начале 1980 г.г. там была построена геотермальная электростанция. В его геотермальных водах, извлеченных из многочисленных разведочных и промышленных скважин, а также в фумаролах проводились и проводятся измерения содержаний и изотопии различных элементов. В настоящее время ведется постоянный мониторинг сейсмичности поля Косо и различных параметров подземных резервуаров геотермальных вод, проводятся геофизические эксперименты с фиксированием отклика подземных резервуаров на нагнетание воды через инъекционные скважины и т.п. Фактически поле Косо за последние годы стало геолого-геофизическим исследовательским полигоном по изучению флюидосистем в верхней части земной коры, а выполненные эксперименты позволили выявить генетическую взаимосвязь между разломообразованием и магмо/флюидопроявлениями, понять механизмы миграции флюидных фаз в верхней коре и т.п.

Поле Косо располагается между двумя крупными правосторонними региональными разломами Литтл-Лейк (Little Lake) и Вайлд-Хорс (Wild Horse), которые являются частью системы крупных разломов транстенсионной зоны Уолкер-Лейн. Область геотермального поля и прилегающих к нему территорий, рассечена множеством мелких разломов и испытывает растяжение, сопровождаемое правосторонним сдвигом 6.5± 0.7 мм/год. Первые проявления растяжения в виде образования сбросов датируются рубежом приблизительно 2–3 млн лет назад [Monastero et al., 2005]. Один из таких крупных нормальных разломов Косо-Уош (Coso Wash) является западной границей проседающего блока долины Косо-Уош и одновременно - восточной границей геотермального поля. Возраст этого разлома оценивается как голоценовый, то есть фактически это в настоящее время продолжающий развиваться разлом.

Магматическая составляющая истории формирования геотермального поля Косо за последние 4 млн лет распадается на два эпизода. Первый из них длился от 4 до 2.5 млн лет назад и характеризовался широким спектром вулканизма: базальты, андезиты, дациты, риолиты. Отметим, что в это же время в южной части Сьерра-Невады образовалось одно из высококалиевых вулканических полей Керн (рис. 7.9). Затем было короткое затишье, за которым приблизительно млн лет назад начался следующий эпизод - интенсивного бимодального вулканизма, во время которого на поверхности появились 39 риолитовых куполов с базальтовыми потоками по периферии риолитового вулканизма. Этот эпизод возможно еще не закончился, так как самый молодой (он же и самый крупный) купол датируется возрастом всего 40000 лет [Wilson et al., 2003]. В работе [Monastero et al., 2005] весь магматический комплекс геотермального поля Косо трактуется как будущее «ядро метаморфического комплекса» (см. рис. 5.3).

Поле Косо подразделяется на две части: главная часть и Косо-Уош. Области, как главного поля, так и Косо-Уош сейсмически активны. Температура в подземных резервуарах на глубине ~ км оценивается до ~ 340°C, а изотопные отношения 3He/4He, фиксируемые в геотермальных водах, не оставляют сомнений в мантийном вкладе в геотермальную систему [Christenson et al., 2007].

Детальные 3D сейсмические [Kaelin et al., 2006;

Davatzes, Hickman, 2006] и магнито-теллурические [Newman et al., 2005;

Maris et al., 2007] зондирования вместе с мониторингом сейсмичности и результатами бурения промышленных скважин выявили чрезвычайно неоднородную структуру верхних 5 км под геотермальным полем. Микросейсмичность сосредоточена вокруг нескольких - 174 центров в верхних трех километрах, и эти же центры являются очагами тепловой энергии и областями существенно пониженного электрического сопротивления. Они трактуются как области формирования новых риолитовых куполов.

Сейсмическими исследованиями на глубине 5 км обнаружена очень резкая сейсмическая граница с обратной полярностью (то есть слой под границей менее скоростной, чем над границей) (рис. 9.16б,в). Хотя существует несколько сейсмических вариантов интерпретации этой границы, наиболее предпочтительной по совокупности всех данных является ее трактовка как верхней «покрышки» магматической камеры. Эта камера поставляла на поверхность риолитовые и дацитовые расплавы в течение последних 4 млн лет. Она захватывает глубины от 5 до 20 км (рис.

9.16а). В ее верхней части валовое содержание риолитовых расплавов (по гравитационному полю и скоростям сейсмических волн) оценивается около 5%, но может локально достигать 20%. Самая верхняя часть камеры предполагается водообогащенной (1-2% Н2О). С глубиной как доля магмы в разрезе, так и (более резко) содержание флюидов падает и к глубине 15-20 км становится практически нулевым. Сейсмические исследования не обнаружили никаких признаков нижнекоровой магматической камеры и не фиксируют накаких возмущений границы М (гладкая поверхность М). По всей видимости, мантийный резервуар с базальтовыми магмами располагается на глубине приблизительно 35 км. Базальтовые магмы из него поднимаются по системе узких даек, одна из которых пересекает долину Косо-Уош, а ее конец располагается прямо в восточной части (Косо-Уош) геотермального поля (см. также описание выходов некоторых из таких даек на поверхность в [Frankel et al., 2008]). В условиях общего режима растяжения в области поля Косо облегчен проход базальтовых магм через всю кору. При этом окружающие верхнекоровые породы с высоким содержанием кремнезема прогреваются до температур, достаточных для их частичного подплавления. Постоянные тектонические деформации в этом регионе способствуют отделению высоковязких кислых расплавов от вмещающей их матрицы, их миграции вверх, слиянию и, в конечном итоге, выходу на поверхность в виде куполов. Современный постоянный сейсмический мониторинг геотермального поля, а также мониторинг температур и давлений в геотермальных скважинах фиксируют режим движения магм и флюидов этой системе в виде периодических активизаций.

В области между Сьерра-Невадой и Долиной Смерти во многих местах на среднекоровых глубинах по сейсмическим [Zhou, Phinney, 2000] и магнито-теллурическим [Park, Wernicke, 2003] исследованиям определяется региональный среднекоровый срыв (детачмент или деколлемент), наклоненный под Сьерра-Неваду (рис. 7.10). Формирование этого срыва связывается с интенсивным растяжением в области Уолкер-Лейн, механизм которого был впервые классифицирован в работе [Wernicke, 1992] как простой сдвиг. Он представляет собой поверхность раздела между преимущественно хрупкой верхней и преимущественно пластичной средней/нижней корой, в которую выполаживаются все разломы верхней части хрупкой коры в области Уолкер-Лейн. Такой детачмент также фиксируется на севере поля Косо, но под самим полем его нет. Его роль в регионе поля Косо выполняет граница на глубине 5 км, которая также представляет собой слой, маркирующий хрупко-пластичный переход. Приуроченность детачмента к крышке магматической камеры определенно свидетельствует о генетической связи региональной тектоники и флюидо/магматических процессов в регионе поля Косо.

Изотопно-геохимические исследования гидротерм из скважин и фумарол поля Косо показали чрезвычайную изменчивость их геохимии. Даже в соседних скважинах, расположенных друг от друга на расстоянии первых сотен метров, содержания и пропорции различных элементов могут различаться в сотни раз [Christenson et al., 2007]. В частности, бор распределен в геотермальной системе поля Косо крайне неоднородно. Его повышенные содержания фиксируются преимущественно на восточном фланге поля (Косо-Уош), причем, в некоторых скважинах они со временем изменились. Так, в скважинах 51-16 и 83A-16 в начале 1990 г.г. до начала закачки вод в подземные резервуары, измерения показали очень высокие содержания бора, 265 и 450 м.д., соответственно. В процессе эксплуатации к 2005 г. содержание бора в водах скважины 83A-16 от значений 450 м.д. понизилось примерно до 150 м.д., в то время как в скважине 51-16 осталось практически постоянным. Довольно высокое содержание бора до 165 м.д.

в настоящее время фиксируется и в скважине 38А-9 [Christenson et al., 2007].

- 175 Рис. 9.16. Характеристики геотермального поля Косо, Калифорния, США.

(а) Результаты детальных 3-D магнито-теллурических исследований, по [Newman et al., 2005]. Черными линиями показаны скважины. Более проводимым областям (геотермальные резервуары) соответсвуют синие цвета.

(б, в) Результаты детальных сейсмических исследований, по [Kaelin et al., 2006]. Изображение сейсмической инверсионной границы на глубине приблизительно 5 км, полученное с помощью специальной обработки отраженных волн (б) и спектр отражений (в), распределение пиков в котором (красные области) обусловлено вариациями толщины самой границы и ее тонкой структурой.

(г) Концептуальная модель геотермального поля Косо по [Wilson et al., 2003]. Разломы: ЛЛ – Литтл-Лейк, ВХ - Вайлд-Хорс.

- 176 Рис. 9.17. Схема геотермального поля Косо (а и б) по [Davatzes, Hickman, 2006], положение скважин 51 16, 83A-16 и 38А-9, в геотермальных водах которых в настоящее время фиксируются повышенные содержания бора (265, 159 и 165 м.д.) (в), по [Christenson et al., 2007]. Скважины располагаются на линии, являющейся продолжением базальтовой дайки.

Приуроченность повышенных концентраций бора не к области развития риолитовых куполов, около которой располагается главная часть геотермального поля, а к восточной части поля, где проявлен базальтовый вулканизм, свидетельствует о том, что «источником» бора вряд ли являются верхние слои коры, при нагревании которых и сформировались риолитовые расплавы.

Скважины с повышенным содержанием бора располагаются на линии, являющейся продолжением базальтовой дайки, секущей Долину Косо-Уош. Поэтому, логично предполагать, что бор либо напрямую привносится глубинным мантийным флюидом (на наличие которого указывает - 177 изотопия гелия) в геотермальные воды, либо вымывается геотермальными водами из интрузий предыдущих магматических эпизодов, проявившихся в этом регионе. В частности, плиоценового эпизода магматизма (4-2 млн лет назад), частью которого был высококалиевый магматизм – наиболее вероятный кандидат как «переносчик» бора из мантии в кору.

Тот факт, что содержания бора существенно варьируют от скважины к скважине, а изменение содержания бора в водах разных геотермальных скважин в процессе эксплуатации различно, свидетельствует о наличии нескольких его источников и вариациях их размеров. Быстро истощающиеся источники скорее всего имеют небольшие размеры и изолированы. А источники, сохраняющие параметры, или очень большого размера, или являются частью системы, в которой небольшие источники соединяются между собой через систему трещин, либо система «открытая», то есть флюидные каналы уходят в мантию. Как показывает Косо-Уош, изолированные друг от друга системы источников бора могут разделять всего десятки метров. В системе подземных рассолов озера Серлс (располагающегося неподалеку от геотермального поля Косо-Уош) два рассолосодержащих горизонта, характеризующиеся разными наборами растворенных в них элементов, разделены между собой всего несколькими метрами водонепроницаемого слоя.

Современные отложения вокруг геотермальных источников (Антуко, Аритусар и Сокакастро) на плато Пуна в Центральных Андах сложены чередующимися слоями боратов и травертинов с относительно низким содержанием бора. Все это свидетельствует о крайне неоднородном распределении бора и лития в верхней хрупкой коре в масштабе первые метры – первые километры.

В процессе промышленной откачки подземных рассолов озер Серлс и Силвер-Пик зафиксировано заметное падение содержаний лития в них за времена в первые десятки лет (см. гл.

7), а в скважине 83A-16 геотермального поля Косо падение содержания бора в три раза за 15 лет.

То есть в геологическом масштабе отдельные локальные изолированные верхнекоровые бор/литиевые очаги, промываемые геотермальными водами, истощаются практически мгновенно.

С другой стороны, эксперименты с закачкой воды в подземную гидротермальную систему поля Косо через инъекционные скважины [Foulger, Julian, 2004] показали, что пути циркулирования растворов в этой системе чрезвычайно неустойчивы. В частности, пути миграции очень чувствительны к малейшим изменениям тектонического режима в регионе. Например, просачивание растворов через вновь образованные области повышенной проницаемости пород (например, локальные зоны дилатансии, возникающие при растяжении) в «сухую» до этого область, провоцирует там образование новых трещин и активизацию старых разломов за счет резкого ослабления прочности, как самих пород, так и сил сцепления на поверхностях разломов. А флюид, таким образом, прокладывает себе новый путь.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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.