pdf-18

ГЛАВА 6. КРУПНЫЕ И СУПЕРКРУПНЫЕ
КАЙНОЗОЙСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
МИНЕРАЛЬНОГО СЫРЬЯ НА ЗАПАДНЫХ
ОКРАИНАХ СЕВЕРНОЙ И ЮЖНОЙ АМЕРИК:
ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ И
СВЯЗЬ СО СТРУКТУРОЙ ЛИТОСФЕРЫ.
Карта распределения КСКМ для всего мира (рис. 6.1.6) показывает, что в
центральных сегментах активных Тихоокеанских окраин Северной и Южной Америк
(СА и ЮА) располагаются крупные скопления КСКМ, в которых представлен
широкий спектр полезных ископаемых. Некоторые рудные узлы, анализируемые в
данном разделе, являются мировыми лидерами по запасам сырья, например,
золоторудный узел Карлин в штате Невада (США), Чилийская медно-порфировая
провинция и Боливийский оловянный пояс в ЮА. При этом хорошая изученность
центральных сегментов Тихоокеанских окраин СА и ЮА современными геологогеофизическими методами, прежде всего сейсмическими исследованиями, и
расшифровка их кайнозойской геодинамической эволюции позволяет проводить
корреляции между кайнозойской геодинамикой, особенностями строения литосферы
и формированием узлов КСКМ.
6.1. Размещение кайнозойских КСКМ в связи с геодинамикой и
структурой литосферы на западной окраине Северной Америки
6.1.1. Соотношения размещения КСКМ с гравитационным и магнитным
полями, современной сейсмической структурой коры и тектоническими
провинциями
Западная окраина СА хорошо изучена современными геолого-геофизическими
методами. Для этой области имеются детальные карты гравитационного и
магнитного полей и их трансформант, карты мощностей и сейсмических скоростей
различных слоев коры и верхней мантии, карты систем разломов, датировки
проявлений магматизма и т.п.
Кора и верхняя мантия в регионе имеют контрастное строение. Например, кора
под бассейном Денвер имеет почти 30 км мощность верхнего («гранитного»)
низкоскоростного слоя коры, 20 км мощность среднего слоя коры и полное
отсутствие высокоскоростного («базальтового») слоя под ними. Блок Высоких
Каскад около границы США и Канады на всю мощность коры характеризуется
скоростями, свойственными обычно средней коре, при отсутствии «гранитного» и
«базальтового» слоев. Самая большая мощность высокоскоростного слоя нижней
коры фиксируется в Скалистых горах. Однако визуальный анализ характера
пространственного размещения 73 КСКМ, расположенных в рассматриваемом
регионе (рис. 6.1), не позволил выявить приуроченность какого-нибудь вида
минерального сырья к определенному типу коры, либо тектонической провинции.
Например, золоторудные КСКМ Grass Valley-Nevada City и Gold Quarry, относимые к
1
одному типу, попадают в совершенно различные по своей тектонической природе и
структуре блоки коры.
Рис. 6.1. Размещение КСКМ на западной окраине СА. Месторождения показаны
значками, расшифровку значков см. рис.1.6. Черные линии - границы
тектоно/геоморфологических провинций, кайнозойские рудные узлы затемнены
серым фоном.
Не удается обнаружить явной корреляции между положением КСКМ и
глубиной границы М. Например, группа месторождений Climax в Скалистых горах
попадает на области с глубинами до границы М около 50 км, а скопление
месторождений Carlin в центральной части Провинции Бассейнов и Хребтов
расположено в областях с глубинами до границы М (22-27) км. Также не
просматривается какая-либо закономерность между распределением КСКМ и
значениями скоростей сейсмических волн под границей М (Pn). КСКМ встречаются
как в областях очень низких (7.6-7.7) км/сек, так и высоких (8.2-8.3) км/сек значений
2
сейсмических скоростей. Не выявлена четкая приуроченность КСКМ ни к зонам
резких изменений глубин границы М, ни к особенностям потенциальных полей.
6.1.2. Пространственно-временной анализ закономерностей размещения КСКМ:
связь формирования кайнозойских КСКМ с геодинамическими процессами на
западной окраине Северной Америки
Большинство фанерозойских КСКМ (63 из 66, т.е. 95%) группируются в
пространстве и времени в 10 скоплений (рудных узлов), причем в скопления входят
преимущественно однотипные КСКМ. Для 6 кайнозойских скоплений «D», «E», «F»,
«G», «H» «I» установлена их корреляция с известными хорошо документированными
геодинамическими событиями, протекавшими на активной окраине континента.
Конец мела – первая половина палеогена (Ларамийский тектогенез), (рис. 6.2). В
меловое время под западную окраину СА субдуцировалась океаническая плита
Фараллон, а на окраине проявлялся надсубдукционный магматизм, реликты которого
в виде батолитов (наиболее крупные из которых - Айдахо и Сьерра-Невада) и
вулканических комплексов до сих пор широко представлены на окраине. К востоку
от вулканической дуги развивался складчато-надвиговый пояс Севиер (Livaccari,
1991). Но ~ 80 млн. лет назад надсубдукционный магматизм в Сьерре-Неваде
прекратился и началось остывание этого блока (Dumitru et. al, 1991), ~ 70 млн. лет
назад локус деформаций скачком переместился далеко вглубь континента, положив
начало формированию пояса Ларамийских поднятий. Это связывают с изменением
характера субдукции под окраиной континента (Livaccari et al., 1981). В центральной
части слэб плиты Фараллон постепенно стал выполаживаться, что подтверждается
появлением «амагматичного окна» на окраине (Coney and Reynolds, 1977).
Предполагается, что на границах субдукционных сегментов с крутым (северный и
южный) и с пологим (центральный) углом субдукции образовались «разрывы» в
слэбе субдуцируемой плиты Фараллон. Как раз к этим предполагаемым зонам и
приурочены скопления месторождений «D» и «E» с возрастами месторождений от 71
до 48 млн. лет. Во всех месторождениях обоих скоплений главными рудными
компонентами являются медь и молибден, с той только лишь разницей, что над
северным «разрывом» (Butte, Mount Tolman, Cumo, Big Ben) роль молибдена выше,
чем над южным (Cananea, Safford и др.).
Конец палеогена – начало неогена (Тектогенез Провинции Бассейнов и Хребтов),
(рис. 6.3). Приблизительно 42 млн. лет назад Ларамийский тектогенез с присущим
ему преобладающим на окраине режимом сжатия, сопровождаемым подъемом
блоков коры, резко сменился на тектогенез Провинции Бассейнов и Хребтов,
характеризующийся преобладающим режимом растяжения и бимодальным
магматизмом. Смену режима связывают с отрывом от слэба плиты Фараллон его
нижнего сегмента (Humphreys, 1995), что вызвало резкое изменение движения как
СА плиты, так и всех океанических плит в северо-восточном секторе Тихого океана.
Первые полу-грабены, знаменующие собой начало растяжения коры, появились в
рифте Рио-Гранде и в центральных областях Провинции Бассейнов и Хребтов
приблизительно 40 млн. лет назад. Почти все месторождения возрастами 42-26 млн.
лет концентрируются в четыре скопления «G», «X», «H» и «F».
3
Рис. 6. 2. Размещение КСКМ на западной окраине СА с возрастами, попадающими в
интервал 70-42 млн. лет. Месторождения показаны значками, цифры рядом означают
возраст в млн. лет, дальнейшие комментарии см. рис. 6.1.
4
Рис. 6. 3. Размещение КСКМ на западной окраине СА с возрастами, попадающими в
интервалы (42-26 и 26-0 млн. лет). YHS – Йеллустонская горячая точка, ее след
показан кружками, серыми точками схематично показаны оперяющие разломы
разлома Сан Андреас, ВКСЗ - Восточно-Калифорнийская Сдвиговая Зона, WL –
Walker Lane, дальнейшие комментарии см. рис. 6.1 и 2.
Скопление
«G»
представлено
преимущественно
золоторудными
месторождениями узла Карлин с возрастами 42-34 млн. лет. Их формирование
связывается с воздействием Йеллустонской горячей точки (Murphy et al., 1998)
По крайней мере на протяжении последних 100 млн. лет СА дрейфует на
запад относительно системы горячек точек. По мере западного дрейфа континент
сближался с Йеллустонской горячей точкой. Приблизительно 55 млн. лет назад край
СА достиг горячей точки и, начиная с этого момента, СА дрейфует над ней. В период
55-43 млн. лет назад влияние горячей точки «экранировалось» субдуцируемой
океанической плитой Фараллон, которое прекратилось в момент разрушения слэба
плиты Фараллон приблизительно 42 млн. лет назад. По (Oppliger et al., 1997)
5
основная фаза минерализации в месторождении Карлин произошла в период 43-34
млн. лет назад, как раз тогда, когда регион располагался над Йеллустонским плюмом.
Формирование скоплений КСКМ «F» и «H» несомненно инициировано
заложением рифта Рио-Гранде, что было одним из самых первых проявлений
тектоники растяжения, захватившей впоследствии практически всю окраину, и
продолжающейся и поныне. Месторождения скопления «F» в среднем древнее
месторождений скопления «H», что обусловлено распространением рифтинга с юга
на север. Металлогения этих узлов по набору элементов близка, но в узле «F»
доминируют серебро и полиметаллы, а в узле «H» представлены преимущественно
молибденовые месторождения, в том числе гигант Climax, а также Henderson и
Questa с лучшими по качеству рудами в мире.
Скопление «X» на границе Плато Колорадо и Провинции Бассейнов и
Хребтов коррелирует с областью пониженных до 7.6 км/с сейсмических скоростей
под границей М. Его корреляция с геодинамическими процессами в мантии пока
неопределенна. Возможная интерпретация - это проявление тонущего слэба плиты
Фараллон (Van der Lee and Nolet, 1997).
Неоген-четвертичное время (Тектогенез разлома Сан Андреас), (рис. 6. 3). КСКМ с
возрастами не более 26 млн. лет сосредоточены в скоплении «I». КСКМ
располагаются вокруг южной части гор Сьерра Невада в областях заложения новых
разломов, оперяющих разлом Сан Андреас.
Разлом Сан Андреас – это региональная трансформная граница, по которой
происходит относительное смещение СА и Тихоокеанской плит. Детальные
исследования показали, что она непрерывно видоизменяется и представляет собой
сложную систему разломов различного генезиса, размеров и активности.
Тектонические реконструкции свидетельствуют о том, что разлом Сан Андреас
заложился примерно 29 млн. лет назад в момент сближения Тихоокеанского
срединно-океанического хребта и желоба (Bohannon and Parson, 1995). С этого
момента трансформная разломная зона Сан Андреас (1) постоянно растет в длину и
(2) плоскость главных движений постепенно мигрирует на восток вглубь континента.
В настоящее время система разломов Сан Андреас включает в себя как современные
сейсмически активные разломы, так и неактивные палео-разломы.
В Центральной Калифорнии наряду с главной плоскостью движений – разломом
Сан Андреас, активными разломами с современной сейсмичностью являются
разломы Хайвард и Калаверас (Рис. 6.4). Система разломов Сан Грегорио Хосгри –
является одним из палео-следов разлома Сан Андреас и в настоящее время
малоактивна. В прибрежных областях Центральной Калифорнии располагается
множество мелких и два крупных месторождения ртути - New Almaden и New Idria.
Все они располагаются во Францисканском меланже, точнее в серпентинитах,
которые являются частью меланжа (Laznicka, 1985, p.238). Меланж представляет
собой реликты комплексов юрско-меловой аккреционной призмы. Формирование
всех ртутных месторождений в этом регионе связывается с деятельностью
термальных палео-источников, функционирование которых было обусловлено
внутрикоровыми интрузиями, внедрившихся вдоль разломов.
6
Рис. 6. 4. Упрощенная тектоническая карта Северной и Центральной Калифорнии по
(Jove and Coleman, 1998), показывающая главные тектонические провинции и блоки,
систему разломов Сан-Андреас, миоценовые и более молодые вулканические породы
и местоположение и возраста двух крупных месторождений ртути NEW ALMADEN
и NEW IDRIA. Разломы: SAF - Сан Андреас (San Andreas fault), SHF - Сан ГрегориоХосгри (San Gregorio-Hosgri), CF - Калаверас (Calaveras), HF - Хайвард (Hayward).
Текущий режим вдоль большей части разлома Сан Андреас – транспрессия
(транссжатие), однако в Центральной Калифорнии в позднем миоцене – плиоцене
режим менялся на транстенсионный (трансрастяжение). Растяжение коры приводит к
понижению давления на глубине, иногда достаточного для местного локального
декомпрессионного плавления, а разлом служит подводящим каналом для магм.
Именно такой сценарий предложен (Jove and Coleman, 1998) для объяснения
формирования пул-аппарт бассейна и извержения небольших количеств щелочных
7
базальтов в плиоцене в области озера Койот. Возраст базальтов (2.5-3.6) млн. лет
согласуется с плито-тектоническими реконструкциями и соответствует возрасту (5-2
млн. лет) месторождения ртути New Almaden.
Месторождение New Idria также как и месторождение New Almaden
пространственно приурочено к субвулканической интрузии. Это может указывать на
их парагенетическую связь, хотя разница в оценках возраста интрузии (14 млн. лет) и
месторождения (24 млн. лет) довольно значительна. Возраст месторождения New
Idria коррелирует с возрастом перескока главных трансформных движений между
Тихоокеанской и СА плитами (23 млн. лет), приблизительно от подножья
современного континентального шельфа на долготу современной береговой линии.
В Южной Калифорнии боковые оперяющие разломы формируют ВосточноКалифорнийскую сдвиговую зону (ВКСЗ), уходящую через пустыню Мохаве в
систему разломов юго-западного края Провинции Бассейнов и Хребтов (рис. 6. 5). К
ВКСЗ приурочены недавние сильнейшие землетрясения Landers, Hector Mine и др.
Данные GPS свидетельствуют о том, что к настоящему моменту ВКСЗ уже
«перехватывает» на себя от 9 до 23% движений, приходящихся на всю систему
разломов Сан Андреас в Южной Калифорнии (Dokka and Travis, 1990).
Продолжением ВКСЗ на север является так называемая Walker Lane (WL) –
система транстенсионных разломов, образующая широкий пояс, располагающийся в
пограничной зоне между горами Сьерры-Невады и Провинцией Бассейнов и
Хребтов. Растяжение коры в поясе проявляется в чередовании хребтов и долин.
Многие долины, такие как Долина Смерти (Death Valey), Долина Панаминт (Panamint
Valey) и др. характеризуются современной гидротермальной и/или фумарольной
активностью, во многих долинах располагаются соляные озера. По большинству
долин проходят сдвиговые разломы. Следует отметить, что, если в Провинции
Бассейнов и Хребтов хребты – это протяженные линейные структуры,
перпендикулярные к направлению оси растяжения, то в поясе Walker Lane, хребты
изломанные, т.е. они разбиты на фрагменты, которые повернуты и смещены в
результате сдвиговых деформаций.
Карта афтершоков землетрясения Landers четко очерчивает ВКСЗ+WL современную сейсмически активную зону (рис. 6. 5). Эта зона прорабатывает новую
главную плоскость скольжения для разлома Сан-Андреас в обход жесткого блока,
включающего в себя Великую Долину и горы Сьерры-Невады. К ВКСЗ+WL
приурочены разнообразные КСКМ скопления «I», но интересно отметить тот факт,
что месторождения бора располагаются лишь там, где ВКСЗ+WL пересекает участки
коры, для которых по каким-либо данным подтверждается наличие докембрийского
фундамента (рис. 6. 3).
Профиль «Долина Панаминт» (рис. 6.6) пересекает пояс WL в
непосредственной близости от четвертичных месторождений бора Owens Lake и
Searles Lake. Геологический разрез верхней части коры (рис. 6.6а) демонстрирует
структуры растяжения с чередованием хребтов и долин. В коре по сейсмическим
данным трассируются пологие детачменты, характерные для зон растяжения коры и
выходящие к поверхности в Долине Смерти. Глубина и форма сдвиговых разломов в
коре не выявлена. Поскольку в регионе не обнаружено никаких нарушений на
границе М, то нет доказательств того, что сдвиговые разломы сквозькоровые.
Геоэлектрические исследования (рис. 6.6б) под всеми долинами обнаружили области
повышенной электропроводимости, интерпретируемые как области циркуляции
геотермальных вод.
8
Рис. 6. 5. Карта, показывающая сейсмическую активность в первые 10 дней после
землетрясения Landers (1992 М=7.3) по (Hill et al., 1995). Значками показаны миоценплиоценовые КСКМ скопления «I», рядом с названием месторождения в скобках
указана главная минеральная компонента и возраст. Пояс ВКСЗ+WL показан
точечным растром.
9
10
Рис. 6.6. Геологический (а) и геоэлектрический (б) разрезы по профилю "Долина Панаминт" по (Park and Wernike, 2003).
Значками показаны приблизительные проекции положений месторождений бора Owens Lake и Searles Lake на профиль.
Положение профиля см. рис. 6.5.
Профиль LARSE-1 проходит в непосредственной близости от суперкрупного
месторождения бора Kramer (рис. 6.7) и пересекает разлом Сан Андреас.
Сейсмические данные по отраженным и рефрагированным волнам по этому профилю
(Ryberg and Fuis, 1998; Fuis et al., 2001) выявили интересные особенности строения
коры вокруг разлома Сан Андреас, но не обнаружили каких-либо внутрикоровых
особенностей под месторождением Kramer (рис. 6.7б). Однако специальная
обработка данных по обменным волнам (Zhu, 2000) показала особенности под этим
месторождением, которые интерпретируются, как нарушение на границе М и
связываются с активностью ВКСЗ (рис. 6.7в). Нарушение рассматривается как
доказательство сквозь-коровой природы разломов ВКСЗ в Пустыне Мохаве.
Геологические данные свидетельствуют о том, что в раннем миоцене 20-25 млн.
лет назад центральные области Пустыни Мохаве, где располагается месторождение
Kramer, подверглись растяжению, сопровождавшемуся магматической активностью
(Walker et al., 1995). Миоценовое месторождение Kramer сформировалось в одном из
палеобассейнов, на ранней стадии растяжения коры. В последствие бороносные слои
были смещены по листрическим разломам в главную фазу растяжения (рис. 6.7а).
Сдвиговая активность в системе разломов ВКСЗ началась в позднем миоцене, не
ранее 6 млн. лет назад и достигла максимальной активности в четвертичное время
(Dokka and Macaluso, 2001). Поскольку миоценовая магматическая активность была
широко распространена по всей зоне растяжения в Пустыне Мохаве, а нарушение на
границе М обнаружено только под ВКСЗ, то наиболее вероятно, что оно,
сформировалось вследствие четвертичной сдвиговой активности ВКСЗ.
Таким образом, все три месторождения бора Kramer, Owens Lake и Searles Lake
(рис. 6.7), приуроченные к поясу ВКСЗ+WL, сформировались в областях растяжения
коры, сопровождаемых флюидо/магмоактивностью. Представляется, что системы
геотермальных вод являлись наиболее вероятными «поставщиками бора» на
поверхность Земли, где он осаждался в соляных озерах. В зонах растяжения коры,
как правило, образуются бессточные бассейны, в которых создаются благоприятные
условия для формирования бороносных лимнических отложений.
Важно отметить, что под молодыми четвертичными месторождениями,
расположенными поясе WL, нет хорошо выраженных тектонических региональных
разломов, подобных разломам Сан Андреас, Хайвард, и т.п. Не обнаружено никаких
нарушений на границе М. Деформации в прогретой нижней части коры,
расположенной
под
среднекоровыми
детачментами
(рис.
6.6)
носят
преимущественно диффузный характер. В месте расположения миоценового
месторождения Крамер, где сдвиговая зона (ВКСЗ) является механически более
проработанной, по сравнению с поясом WL, структура коры иная. Здесь
фиксируются нарушения на границе М, а тектонические движения реализуются
преимущественно в виде движений и вращений разноразмерных блоков.
11
Рис. 6.7. а) Геологический разрез, секущий бороносные слои месторождения Kramer
с K-Ar датировками по (Dokka, 1989). б) и в) Сейсмические особенности строения
литосферы по профилю LARSE-1, положение профиля см. рис. 6.5. а) Серым цветом
залиты осадочные бассейны, красные крестики - гипоцентры землетрясений около
профиля за период 1981 - 1988 г.г., зеленые линии - коровые рефлекторы по
отраженным волнам по (Ryberg and Fuis, 1998), «Я» - область ярких отражений, «?» предполагаемая палео-граница «М». Черные линии – результаты интерпретации (в).
Поверхностная топография показана с двойным увеличением. Заштрихованная
область в верхней мантии - высокоскоростное тело, полученное по данным
сейсмической
томографии.
Приблизительное
положение
суперкрупного
месторождения бора Kramer показано синим треугольником, SAF – разлом Сан
Андреас. в) Результаты обработки обменных волн от землетрясений по (Zhu, 2000).
Амплитуда показана цветом, изменчивость - контурами.
12
6.3. Закономерности размещения кайнозойских КСКМ и их
соотношения с геодинамическими процессами и структурой
литосферы на западной окраине Южной Америки.
Современная западная окраина ЮА континента на всем своем протяжении
представляет собой Андийскую субдукционную зону, где океаническая плита Наска
субдуцируется под континент со скоростью ~(7–8) см/год. По всей западной окраине
континента тянется горный пояс Кордильер, который отделен с западной стороны от
прибрежных областей Пре-Кордильерской разломной зоной, а с восточной стороны
от равнинных внутриконтинентальных областей Суб-Андийской надвиговой зоной.
Анды – это наиболее высокие горы Кордильер в центральном сегменте западной
окраины ЮА. Центральные Анды, где располагается кайнозойский кластер КСКМ,
характеризуются экстремальными значениями по всем геофизическим параметрам:
аномалия геоида ~ +60 м, аномалии Буге ~ –400 мГал, а толщина коры ~ 70 км. Т.е.
здесь располагается одна из самых больших литосферных плотностных аномалий на
Земле.
6.3.1. Центральные Анды
В Центральных Андах выделяются 5 вытянутых вдоль побережья главных
геоморфологических провинций (с последующим подразделением их на более
мелкие подпровинции): (1) андезитовый вулканический пояс Западные Кордильеры;
(2) высокогорные плато Альтиплано и Пуна; (3-4) складчато-надвиговые комплексы
(3) Восточных Кордильер и (4) Внутри-Андийской области с тектоническими
деформациями, захватывающими фундамент и вышележащие осадочные толщи «толсто-слоистая тектоника»; (5) Суб-Андийская область, характеризующаяся
слабодеформированным фундаментом и «тонко-слоистой тектоникой» осадочных
покровов.
По обобщению (Okaya et al., 1997) (рис. 6. 8) формирование современных
Центральных Анд началось в позднем олигоцене ~27 млн. лет назад, когда плита
Фараллон раскололась на плиты Наска и Кокос, при этом произошло значительное
увеличение скорости конвергенции между плитой Наска и ЮА плитой (Padro-Casas
and Molnar, 1987). Увеличение тектонических сжимающих напряжений в
субдукционной зоне привело к интенсификации процесса укорочения коры. Начиная
с этого времени, кора под Восточными Кордильерами и Суб-Андийской областью
утолщалась благодаря пододвиганию ЮА кратона вдоль Суб-Андийского надвига
под Анды, что привело к «удвоению» коры, отслоению и обрушению фрагментов
континентальной литосферы в мантию. Тектонические деформации сопровождались
интенсивным магматизмом и образованием высокого рельефа. Свидетельств допозднеолигоценового высокого рельефа в Плато Альтиплано и восточнее – нет.
Формирование надвигов и складок как западной, так и восточной вергентности
стартовало на восточной стороне Плато Альтиплано ~27 млн. лет назад, ~19 млн. лет
назад складчатость западной вергентности прекратилась, а восточный фронт
деформаций стал мигрировать на восток в Восточные Кордильеры, ~10 млн. лет
назад достиг Внутри-Андийской области, ~5 млн. лет назад – Суб-Андийской
области. Подъем Плато Альтиплано начался ~27 млн. лет назад, в Восточных
Кордильерах высокий рельеф появился не ранее 10 млн. лет назад, горы интенсивно
13
растут до сих пор. Пост-олигоценовые тектонические деформации сопровождались
магматической активностью, которая в начальный момент активизации простиралась
от Западных Кордильер до западной части Восточных Кордильер. K-Ar датировки
показывают, что, начиная с времени ~5 млн. лет назад, вулканическая активность
отступала на запад и в настоящее время проявляется только в Западных Кордильерах
и лишь минимальная в Альтиплано. В кайнозойском кластере КСКМ обособляются 3
скопления (рис. 6.9).
Рис. 6. 8. Схема пост-олигоценовой тектонической эволюции Центральных Анд по
(Okaya et al., 1997). Сбалансированная кинематическая модель по профилю на
широте 21о, черные линии – главные разломы и надвиги. Расшифровку разломов и
надвигов см. рис. 6.10.
14
Рис. 6. 9. Распределение кайнозойских
КСКМ в пространстве и времени в
Центральных Андах. Выделяются 3
скопления: (1) эоцен-олигоценовые
медно-порфировые месторождения на
западном, обращенном к океану склоне
Западных Кордильер, (2) миоценовые
месторождения,
в
которых
доминируют преимущественно олово,
сурьма
и
серебро
на
плато
Альтиплано-Пуна и в прилегающих к
ним
приграничных
областях
Восточных Кордильер и (3) плиоценчетвертичные месторождения бора и
лития, приуроченные к соляным
озерам на плато Альтиплано-Пуна и в
Западных Кордильерах. Цифрами
помечены
месторождения,
расположенные
около
профиля
«Анды»: 1 – 3 – группа месторождений
Collahuasi, 4 - San-Cristobal, 5 Chocaya, 6 - Chorolque, 7 - Chilcobija.
15
6.3.2. Отражение древних и современных геодинамических процессов в
современной структуре литосферы и геополях (профиль «Анды»)
Профиль «Анды» (Рис. 6.10) является одной из наиболее изученных
глубинными сейсмическими исследованиями и другими геофизическими методами
линий в мире и по уровню изученности может рассматриваться как эталонный.
Верхняя кора Центральных Анд. К верхней коре относится слой, ограниченный
снизу высокоскоростным слоем (HVL). Верхняя кора Центральных Анд представляет
собой реликт коры осадочного бассейна окраинно-континентального типа,
формировавшегося в палеозое на/или по соседству с западной (современные
координаты) периферией древнего ЮА кратона. В настоящее время верхне-коровый
слой имеет форму линзы, утолщающейся до 20-25 км под горами и
выклинивающейся около побережья и Суб-Андийского надвига. Высокоскоростной
слой (HVL), отделяющий верхнюю кору Анд от нижней, может быть
проинтерпретирован как реликт базифицированной и/или океанической коры
бывшего окраинного моря. Подошва высокоскоростного слоя (HVL) трактуется как
палео-Мохо (Giese et al., 1999).
Западные Кордильеры – это вулканический пояс с ярко выраженной
постмиоценовой магматической активностью. В субдуцируемой под окраину
континента океанической плите Наска происходят сложные преобразования
вещества, из которых отметим дегидратацию коровых пород и эклогитизацию
базальтов/габбро в океанической коре (Peacock, 1990; Ponko and Peacock, 1995).
Выделяемый из слэба флюид нарушает равновесие вышележащих пород, в т.ч.
вызывает «мокрое плавление передотитов» мантийного клина, что в конечном счете,
формирует надсубдукционный магматизм.
Удивительно, что разнообразные сейсмические исследования по разным типам
волн не выявили никаких особенностей в верхней коре по профилю «Анды» (рис.
6.11), которые можно было бы однозначно связать с современными
магмоподводящими или флюидными системами Андийского вулканического пояса,
хотя сомнений в том, что эти системы существуют и активно действуют, нет. Однако
области
в
коре
под
регионами
с
интенсивными
современными
флюидо/магмопроявлениями
как
правило
характеризуются
повышенной
электропроводностью. Например, такие аномальные зоны обнаружены под
Западными Кордильерами (рис. 6.11г) и под долинами с гидротермальной
активностью в WL (рис. 6.6).
16
17
18
Рис. 6. 10. Обобщенная тектоно-геолого-геофизическая модель по профилю «Анды». Положение профиля см. рис. 6. 9.
Желтыми тонами показаны осадочные и вулканогенно-осадочные комплексы, зелеными и синими – породы коры
преимущественно кислого и основного состава, соответственно, малиновые цвета соответствуют мантийным породам. Цифры –
сейсмические скорости в км/с. Зеленой линией показана вертикально усредненная плотность консолидированной коры. Красные
линии – региональные разломы и надвиги: PC – Пре-Кордильерская разломная зона, WF – Западно-Фиссурский разлом, UK Юуни-Хеньяни разломная зона, SV – система разломов Сан-Висент, T – надвиг Тупиза, C – надвиг Камарго, MAT – Главный
Андийский надвиг, MAF – Главный фронтальный надвиг, SUT – Суб-Андийский надвиг. Цветными треугольниками с номерами
показаны КСКМ, расположенные около профиля «Анды». Черное пятно в коре показывает примерное положение области «ярких
отражений» QBBS на монтажах отраженных волн (Рис. 6.11б). Область, помеченная черными точками с надписью Q=250,
соответствует пониженной сейсмической добротности по (Schur, et al., 1999).
В основу модели строения континентальной коры положен сейсмический разрез ГСЗ (Wigger et al., 1994), важной
особенностью которого является слой повышенных скоростей (HVZ) на глубине ~20 км. Структура верхней части коры
Центральных Анд соответствует обобщенному геологическому разрезу по (Mertmann, et al., 2001). Детали строения прибрежной
области, в частности, мощность низко-скоростных отложений на шельфе и океаническое Мохо по (Patzwahl et al., 1998).
Поверхность субдуцируемой плиты Наска до глубин 50 км определяется по высокоточным определениям гипоцентров
землетрясений, записанных локальной сетью станций, в интервале глубин 50-100 км – по обработке записей отраженных волн,
глубже 100 км – по гипоцентрам землетрясений и дополнительно по обменным волнам (Рис. 6.11а) (Bock et al., 2000; Yuan et al.,
2000). Зоны повышенной электрической проводимости (желтые точки) оконтурены по данным магнито-теллурического
зондирования (Рис. 6.11) по (Echternacht et al., 2001, Braasse et al., 2001). Структура мантийного клина, в частности контуры
высокоскоростной области с Vp>8.4 км/с, разрешены высоко-детальными сейсмо-томографическими исследованиями (Рис. 6.
11в) (Schur, et al., 1999). Форма и глубина Пре-Кордильерского разлома показаны по аналогии со строением разломной зоны,
полученном (Zapata and Allemendinger, 1996) для 33oю.ш. Наклон и положение Суб-Андийского надвига в верхней части коры
получены по данным сейсморазведки (Allmendinger and Zapata, 1996). И сейсмические данные по отраженным волнам
(Allmendinger, 1986), и данные магнито-теллурического зондирования свидетельствуют в пользу существования специфической
ослабленной зоны, являющейся продолжением Суб-Андийского надвига под область развития тонко-слоистой тектоники в СубАндийской области. В работе (Marret et al., 1994) эта зона фигурирует как подошва складчатого комплекса. Распределение
температуры по (Springer, 1999). Недавние высокоточные сейсмо-томографические данные (Рис. 6.11в) (Graeber and Asch, 1999;
Schmitz, 1999; Schurr et al., 1999) выявили высокоскоростную (Vp>8.4 км/сек) область в континентальной литосфере под
Восточными Кордильерами – Плато Альтиплано (область показана темно-фиолетовым цветом).
19
Рис. 6.11. Сопоставление интерпретаций сейсмических экспериментов по обменным
(а) и отраженным (б) волнам и сейсмической томографии (в) в Центральных Андах.
Разрезы приведены к одинаковому масштабу по горизонтали, вертикальный масштаб
для б) приблизителен. Контуры блоков тектоно-геолого-геофизической модели (см.
рис. 6.10) показаны красными линиями. Цветными треугольниками показаны КСКМ,
расположенные около профиля «Анды». Западно-Фиссурский разлом (ЗФР) показан
жирной красной линией.
а) Интерпретация данных по обменным волнам по (Yuan et al., 2000), усредненная
модель для региона плато Пуна - Альтиплано (20-24о) ю.ш. Черные точки
показывают Мохо по данным ГСЗ (Wigger et al., 1994), пунктирная линия - Мохо по
обменным волнам. Под Плато Альтиплано линии расходятся почти на 10 км. QBBS область «ярких отражений» по профилю ANCORP. Линии TRAC1 и TRAC2
ограничивают зону пониженных скоростей в коре, которая интерпретируется как
частично расплавленная дегидратированная кора. Океаническая кора прослеживается
по обменным волнам до глубины 120 км. В зоне Беньоффа нанесены гипоцентры
землетрясений, определенные с высокой точностью по локальной сети станций.
Сгущение гипоцентров соответствует метаморфическим преобразованиям
(!дегидратация) в верхней части океанической плиты.
б) Монтаж отраженных волн (техника общей глубинной точки с примерно 6-кратным
перекрытием) по профилю ANCORP, по работе (ANCORP Working Group ...). На
уровне моря время пробега волн равно нулю и отрицательно в горных областях.
Высокие положительные амплитуды показаны красным цветом, отрицательные
амплитуды – желтым, малые положительные амплитуды показаны голубым,
отрицательные - зеленым цветом.
в) Сечение трехмерной сейсмо-томографической модели (Vp) южной части
Центральных Анд по 23oS по (Schurr, et al., 1999). Белой ломаной линией обведена
область, для которой сейсмическая структура разрешена, за её пределами показаны
результаты интерполяции. Черные линии - границы областей равных значений
сейсмических скоростей, цифры в прямоугольниках - значения в км/с. Желтые тона
заливки - области пониженных значений Vp; голубые тона - области повышенных
значений Vp; синяя заливка - высокоскоростная область (Vp > 8.4 км/сек), ее контур
показан на рис. 6.10.
г) Сопоставление геоэлектрической модели (показана цветом) с результатами
интерпретации сейсмических данных по (Braasse et al., 2001). Черным цветом
показаны высокоинтенсивные отражения, полученные по профилю ANCORP (б).
Белые линии соответствуют линиям TRAC1 и TRAC2 на (а).
Под Западными Кордильерами и в основании складчатых структур ЮуниХеньяни и Сан-Винсент обнаружены области сильных сейсмических отражений,
видимые как «яркие пятна» на монтажах сейсмических отраженных волн. Наиболее
яркая из таких областей – QBBS. «Яркие пятна», аналогичные QBBS, получены и под
разломом Сан Андреас по профилям LARSE-1 (рис. 6.7) и LARSE-2, в регионе, где не
наблюдается никаких признаков современной магмо/флюидоактивности на
поверхности. Зато доказано, что области «ярких» отражений располагается в зоне
перехода от хрупкого деформирования пород к пластично-вязкому течению и обычно
является «корневой зоной» современных, вновь формирующихся разломов с высокой
сейсмичностью. В областях интенсивных деформаций породы аккумулируют
упругую энергию (будущий очаг землетрясения). При просвечивании таких областей
20
сейсмическими волнами вследствие нелинейных эффектов среда отдает (излучает)
часть запасенной энергии, что проявляется на монтажах отраженных волн в виде
вступлений волн с повышенными амплитудами, т.е. «ярких пятен». «Яркие пятна» в
первую очередь отражают напряженное состояние пород и только во вторую
очередь, возможно, отражают их флюидо- и/или магмонасыщенность. Не исключено,
однако, что эти два процесса (флюидо- и энергонасыщение) взаимосвязаны.
Плато Альтиплано – это осадочный бассейн, заполненный кайнозойскими
осадками и вулканитами и расположенный между высоко стоящими горными
системами Западных и Восточных Кордильер. Под Западными Кордильерами и
Плато Альтиплано нет резкой границы между корой и мантией, а переход корамантия представляет собой градиентную зону, толщиной 10-15 км, от
преимущественно коровых к преимущественно мантийным породам. Сейсмические
исследования не выявили сильных отражающих и/или преломляющих субгоризонтальных границ в средней и нижней коре (нет слоистой структуры) под
Западными Кордильерами и Плато Альтиплано, однако в этом блоке было
обнаружено резкое падение электрического сопротивления и сейсмической
добротности Q. Обычно такие области интерпретируются как области с наличием
более высоких процентных долей расплавов и/или флюидов, не рассредоточенных в
виде изолированных включений, а формирующих протяженные связанные системы
из тонких пленок или трубок, что резко понижает электрическое сопротивление и
упругие свойства среды. В результате воздействия магматической и/или флюидной
активности (начавшейся в миоцене и продолжающейся и поныне) все более ранние
структуры здесь «стерты».
Восточные Кордильеры, Внутри-Андийская и Суб-Андийская области - это
складчато-надвиговый пояс, формирование которого началось в позднем олигоцене и
продолжается в настоящее время. Наиболее древние породы, экспонирующиеся
сейчас в Восточных Кордильерах, – это метаосадочные комплексы ордовикского
возраста, местами перекрытые меловыми и третичными породами. Во ВнутриАндийской зоне экспонируются образования от силлурийского до триассового
возраста, в Суб-Андийской зоне – породы от каменноугольного до плиоценового
возраста.
Верхняя континентальная мантия. Тектоническое коровое укорочение является
доминирующим режимом в Андах, начиная с мелового времени. Однако наиболее
интенсивно этот процесс идет, начиная с 29 млн. лет назад. По обобщению (Kley and
Monaldi, 1998) тектоническое горизонтальное укорочение происходит вдоль всего
западного побережья ЮА, но в Центральных Андах оно максимально и достигает
230 км (по другим оценкам 250-290 км). Коровое укорочение в Центральных Андах
подразумевает соответствующее преобразование в континентальной литосфере. Это
может быть утолщение континентальной литосферы и/или какой-либо из механизмов
отрыва континентальной литосферы от коры и ее «уход» в мантию. Данные по
сейсмической томографии и геохимические исследования магм (Kay et al., 1994)
согласуются с представлениями об «отслаивании» (delamination) и отрыве
фрагментов континентальной литосферы под плато Пуна в Центральных Андах.
Высокоскоростная (Vp>8.4 км/сек) область в мантии под Восточными Кордильерами
– Плато Альтиплано (рис. 6.11в) интерпретируется как аккумуляция высокоплотных
эклогитовых включений в тонущей континентальной литосфере ЮА кратона.
Гравитационное поле в аномалиях Буге над Центральными Андами
характеризуется глубоким плоским минимумом (рис. 6.10) шириной более 1000 км.
21
Интересно отметить, что все кайнозойские КСКМ сосредоточены в области наиболее
низких значений поля, а пояса эоцен-олигоценовых медно-порфировых и
миоценовых оловорудных КСКМ приурочены, соответственно, к границам западной
и восточной высокоградиентных зон. Все КСКМ, расположенные около профиля
«Анды», приурочены к различного рода плотностным аномалиям в коре (см. зеленый
график на рис. 6.10) и высоким значениям теплового потока. Детальность
приведенных на рис. 6.10-11 данных такова, что в них, прежде всего, находят
отражение не рудные тела, а крупные региональные структуры коры. Однако на
участке рудного поля Collahuasi была выполнена специальная высокодетальная
гравиметрическая съемка и рассчитаны трансформации поля, направленные на
усиление гравитационного эффекта плотностных неоднородностей самого верхнего
слоя коры (Behn, 2001). В карте локальных аномалий рудный узел четко проявился
повышенными значениями.
6.3.3. Сопоставление генезиса некоторых КСКМ с геодинамической эволюцией
литосферы Центральных Анд
Эоцен-олигоценовые медно-порфировые КСКМ (далее МПП) располагаются
непосредственно в зоне Западно-Фиссурского разлома (ЗФР) (рис. 6. 12. Одно из
месторождений МПП – Cu-Mo порфировый гигант Chuquicamata – это крупнейшее
медно-порфировое месторождение мира (рис. 6.13). Главный карьер имеет размеры
4х2 км с глубиной в центральной части уже более 0.5 км. Структура и формирование
вскрытого карьером порфирового комплекса Chuqui, в котором сосредоточены
главные запасы меди, детально изучены (Ossandon et al., 2001).
Комплекс Chuqui подразделяется на комплексы East porphyry, West porphyry,
Fine Texture porphyry и Banco porphyry. Каждый из них характеризуется заметно
различающимися структурно-текстурными и вещественными характеристиками.
Комплекс East porphyry – самая большая и древняя интрузия, ее возраст оценен 34.8 ±
0.3 млн. лет, для комплекса West porphyry получен возраст 33.3 ± 0.3 млн. лет, для
комплекса Banco porphyry - 33.4 ± 0.4 млн. лет.
В формировании медно-порфирового комплекса Chuqui распознано несколько
этапов. На начальном этапе 35–33 млн. лет назад происходило внедрение интрузий
(East porphyry → Banco porphyry), затем последовали несколько стадий
минерализации, различных по своему химизму и месту в пространстве. На ранних
стадиях минерализации формировались жилы на фоне чрезвычайно интенсивных
катакластических деформаций. Затем на фоне прогрессирующих деформаций
последовали главная и заключительные стадии минерализации, во время которых
наряду с формированием новых произошла массовая перекристаллизация кварцевых
жил, образовавшихся на ранних стадиях. Главная стадия гидротермального
воздействия последовала через 2 млн. лет после внедрения порфировых интрузий, но
проявления магматизма, ее инициировавшие, пока не выявлены. До сих пор не
установлено, какие пропорции меди были привнесены на каждой из
минерализационных стадий. После завершения этапа минерализации порфировый
комплекс Chuqui был рассечен ЗФР с образованием широкой зоны (до 500 м
шириной) механического брекчирования, непосредственно примыкающей к разлому
с востока.
22
Рис. 6. 12. Схема размещения эоцен-олигоценовых медно-порфировых КСКМ
(треугольники), возраста указаны в скобках в млн. лет после названия месторождения
по. Система разломов по (Cornejo et al., 1997). Черный прямоугольник
приблизительно соответствует району, показанному на рис. 6.13.
23
24
Рис. 6. 13. Карта главных геологических комплексов региона группы месторождений
Chuquicamata (с севера на юг: Radomiro Tomic, Chuquicamata и Mansa Mina) по
(Ossandon et al., 2001). Надпись Chuquicamata mine показывает положение главного
карьера (22o17.5' S, 68 o54.5' W)
Важно отметить, что главная и заключительные стадии минерализации
происходили на фоне деформаций имеющих преимущественно хрупкий характер, в
то время как во время ранних стадий были развиты катакластические течения. Это
свидетельствует о том, что во время ранних стадий минерализации комплекс Chuqui
25
располагался на большей глубине. Результаты исследований по методу апатитфишен трек подтверждают воздымание блока, содержащего порфировый комплекс
Chuqui, и эрозию от 4 до 5 км горных пород. По (Maksaev, 1990; Maksaev and Zentilli,
1999) время эксгумации блока между 50 и 30 млн. лет назад, по (Lindsay et al.,1995)
от 40 до 36 млн. лет назад. Но все исследователи сходятся на том, что после времени
30 млн. лет назад могла быть лишь незначительная эрозия.
Формирование месторождения Chuquicamata тесно связано с тектонической
активностью ЗФ системы разломов. ЗФР в настоящее время не активен, но считается,
что он был активен до внедрения порфирового комплекса Chuqui и оставался
активным не менее, чем до времени 16 млн. лет назад, причем направления движений
по разлому менялись как минимум дважды. Для ЗФР методом фишен-трек доказаны
левосторонние олигоцен-ранне-миоценовые горизонтальные 35-37 км и
вертикальные 500-600 м смещения (Tomlinson, 2001).
Системы штокверков во время ранних стадий минерализации формировались
на фоне правосторонних сдвиговых движений преимущественно в области,
ограниченной разломом Mesabi на востоке и безымянным разломом на западе,
который был частью ЗФ системы разломов и был активен в то время. Во время
главной стадии минерализации активность концентрировалась вдоль широкой
структурной зоны в непосредственной близости от ЗФР на фоне правосторонних
движений по разлому. Заключительные стадии минерализации произошли уже после
того, как характер движений на разломе изменился с правостороннего на
левосторонний. Последующие левосторонние движения фокусировались в гораздо
более узкой зоне в осевой части карьера. Жилы в раздробленных зонах представляют
собой минерализованные трещины отрыва и содержат чрезвычайно высокие
содержания меди. Большинство из трещин открывались и минерализовывались более
чем один раз.
Медно-порфировые
рудные
системы
широко
распространены
в
субдукционных зонах по окраинам Тихого океана, где их формирование связывается
с надсубдукционной магмо-флюидо активностью вулканических дуг. Хорошо
известно, что субдукция, а, следовательно, и надсубдукционный вулканизм на
западной окраине ЮА, дискретно-перманентно проявлялся как минимум с середины
мезозоя (~100 млн. лет назад), и поэтому можно было бы ожидать широкий спектр
возрастов месторождений. И, действительно, наряду с описываемым эоценолигоценовым МПП, на западной окраине ЮА располагаются еще несколько мезокайнозойских рудных провинций включающих преимущественно месторождения
меди, в том числе и медно-порфировые (рис. 6.14). Для них характерны
меридиональная вытянутость и миграция на восток во времени, связанная, повидимому, с субдукционной эрозией окраины континента и вследствие этого
продвижением вулканической дуги вглубь континента.
26
Рис. 6. 14. Схема рудных провинций и месторождений в Центральных Андах,
рисунок взят из книги (El Libro …, стр. 267) с упрощениями.
27
В месторождениях МПП не отмечается особых повышенных концентраций
меди в порфировых комплексах или особенных минерализационных процессов
(Ossandom et al., 2001). Таким образом, уникальные запасы медных руд здесь
сформировались не за счет супердлительного, типичного и постоянно протекающего
в субдукционных зонах процесса, и не в результате особых химических реакций,
приведших к появлению необычно высоких концентраций меди, а в результате
сочетания типичных надсубдукционных процессов и «сторонних» дополнительных
событий (может быть даже уникальных) короткой длительности, создавших
благоприятные условия для формирования порфировых комплексов с обычными
свойствами, но гигантских размеров.
Формирование МПП происходило в период, непосредственно последовавший
за временем 42 млн. лет назад, как раз тогда, когда произошла перестройка движения
СА плиты и океанических плит в Тихом океане, вызванная обрушением слэба плиты
Фараллон. На западной окраине СА, начиная с этого времени, началась смена
преобладающего режима сжатия на режим растяжения. Детальное изучение
месторождения Chuquicamata выявило интересную особенность. В момент главной
минерализационной стадии произошло изменение характера движений на ЗФР с
правостороннего на левосторонний и одновременный подъем блока коры. В карьере
месторождения задокументированы многочисленные трещины отрыва, что
свидетельствует по крайне мере о локальной обстановке растяжения в момент
минерализации трещин. Огромные размеры порфировых интрузий комплекса Chuqui
и других месторождений МПП также могут рассматриваться как аргументы в пользу
предположения о том, что перестройка движения плит в Тихом океане не только
вызвала изменение направлений движений на ЗФР, но и локальный режим
растяжения, а затем и подъем блоков коры в зоне ЗФР. Сочетание локального
растяжения с магматической и/или флюидной активностью является благоприятным
условием для формирования крупных рудных месторождений, поскольку в зонах
растяжения облегчается подъем магм к поверхности и формируется много
микротрещин и пор, благоприятных для отложения руд.
Олигоцен-миоценовые и плиоцен-четвертичные КСКМ располагаются на плато
Альтиплано-Пуна и в приграничных с ними областях Восточных Кордильер (рис.
6.9). Олигоцен-миоценовые КСКМ входят в знаменитый Боливийский оловянный
пояс (рис. 6.15), в котором также присутствуют руды вольфрама, сурьмы и серебра.
Пояс сформировался в результате двух эпизодов металлогенической активности:
позднетриасового-раннеюрского и значительно более интенсивного позднеолигоценмиоценового, когда и сформировались КСКМ пояса. Последний эпизод был
инициирован поздне-олигоценовой - миоценовой тектонической активизацией в
Андах, которая характеризовалась не просто общей высокой магматической
активностью, но и качественной перестройкой характера магматизма субдукционной
зоны. Наряду с обычным андезитовым надсубдукционным вулканизмом
зафиксированы игнимбритовые центры, базальтоидные и шошонитовые излияния.
Большинство олигоцен-миоценовых КСКМ располагаются в пограничной
зоне между плато Альтиплано-Пуна и Восточными Кордильерами, где были
сосредоточены деформации и магматическая активность на начальной стадии (рис.
6.8). Все месторождения приурочены к плутоническим и субвулканическим породам
кислого и среднего состава. Однако было показано, что магматизм Восточных
Кордильер имеет очень мало общего с магматизмом субдукционной зоны.
28
Геофизические данные, выявленные геохимические особенности и меридиональные
тренды в возрастах минерализации (рис. 6.15) свидетельствуют о важной роли в
тектоническом процессе отслоения и обрушения фрагментов континентальной
литосферы в мантию, которое началось на широте ~16о и затем распространилось на
север и юг. Орогенические и магматические процессы привели к глубокой
переработке и переплавлению коры (анатексис). «Сдваивание» кор обеспечило
поступление значительных объемов осадков в глубокие горизонты, где они попадали
в зоны плавления. Аккумуляция олова и вольфрама связывается с выплавлением
гранитов S-типа (высокая доля осадков в субстрате) и их фракционной
кристаллизацией. Для плиоцен-четвертичных месторождений бора и лития в
Центральных Андах, можно отметить их близость к неогеновым шошонитовым
комплексам.
Рис. 6. 15. Миграция во времени минерализационных центров Боливийского
оловянного пояса по (Mlynarczyk and Williams-Jones, 2005).
29
6.4. Геодинамические процессы и формирование КСКМ.
1. Кайнозойские КСКМ на западных окраинах СА и ЮА в пределах
рассмотренных сегментов очень редко проявлены как одиночные месторождения, в
подавляющем большинстве они входят в рудные узлы преимущественно однотипных
и одновозрастных месторождений. Для скоплений КСКМ показана корреляция их
формирования в пространстве и времени с региональными геодинамическими
процессами, в частности, с эпизодами эволюции субдукционных зон (выполаживание
сегмента субдукционной зоны, обрушение фрагмента слэба или континентальной
литосферы в мантию, резкие изменения в направлении и/или скорости движения
(субдукции) плиты и т.п.). Характерной особенностью большинства выделенных
скоплений КСКМ является то, что основная фаза формирования месторождений в
них инициировалась геодинамическими процессами в верхней мантии и происходила
в течение 10, максимум 20 млн. лет. Затем «энергетический источник» «истощался»
и не возобновлялся. Во всяком случае, не выявлено никакой периодичности или
повторяемости аналогичной активности в одном и том же месте. Мантийные
процессы служили энергетическим, а, возможно, и вещественным источником,
провоцируя многоступенчатый процесс, при котором дополнительное (или основное)
обогащение магмо/флюидного потока рудной компонентой могло происходить в
коре.
2. Вопрос о принципиальной глубинности (кора, мантия, ядро?) первичных
источников рудонесущих магм/флюидов для большинства типов минерального сырья
до сих пор остается открытым. Однако имеющиеся материалы позволяют сделать
некоторые предварительные предположения об источниках меди при образовании
медно-порфировых месторождений на активных окраинах. Прежде всего следует
отметить, что сульфидогенерирующие растворы, которые переносят медь, связаны с
надсубдукционным вулканизмом, изначальная причина которого - преобразования в
субдуцируемой океанической плите. Таким образом, источник меди не может иметь
более глубинную природу, чем надсубдукционный вулканизм, то есть располагаться
глубже, чем субдуцируемая океаническая плита. Во-вторых, медно-порфировые
месторождения широко распространены в местах субдуцирования океанической
литосферы, независимо от природы и возраста плиты, под которую идет субдукция.
Субдукция может осуществляться под край древнего докембрийского континента,
под мезозойскую окраину континента и даже под океаническую плиту, для всех
случаев имеются примеры образования медно-порфировых месторождений (не
обязательно крупных) над субдукционной зоной. Более того, на западной окраине
ЮА выявлен закономерный тренд меднорудных провинций во времени вглубь
континента вслед за миграцией надсубдукционного вулканизма. Все это
свидетельствует о том, что основным постоянным поставщиком меди в
субдукционные зоны является субдуцируемая океаническая литосфера. В результате
субдукции медь оказывается затянутой в субдукционную зону, там она захватывается
магмами и/или флюидами вулканической дуги, и, в конце концов, часть ее
минерализуется в медно-порфировых месторождениях. Однако времена и пути
миграции меди из океанической литосферы в мантийный клин, затем в кору и далее к
поверхности, наличие промежуточных очагов концентрации меди в мантийном клине
и коре, и т.п. – все это пока открытые вопросы.
Одновременно с этим следует заметить, что Au, Ag, Pb, Zn, Sn и Sb часто
локализуются зонах эпитермальных систем, тяготеющих к порфировым интрузиям.
30
Однако для них эти интрузии выполняют лишь роль «тепловых машин» в рециклинге
термальных вод, заимствующих основной объем рудных компонентов из
вмещающих толщ.
3. В настоящее время различают две основные конвективные моды в мантии
(1) плитовую и (2) плюмовую. В плитовой моде осуществляются близповерхностные
горизонтальные (движения литосферных плит) и нисходящие течения
(субдуцирование океанических плит), а в плюмовой – восходящие течения (горячие
точки, плюмы). Соответственно этим двум модам, в размещении КСКМ проявляются
две тенденции: (1) в случае формирования КСКМ, инициированного плитотектоническими процессами, они образуют вытянутые линейные пояса, часто
приуроченные к разломным зонам; (2) в случае формирования КСКМ в результате
плюмовой активности, они группируются в кругоподобные структуры в местах
выхода плюмов на поверхность Земли. Сочетание плитовой и плюмовой мод,
очевидно, приводит к усложненной геометрии скоплений КСКМ.
4. Глубинные геодинамические процессы в конечном итоге проявляются на
поверхности Земли в виде плито-тектонической и/или магмо/флюидо активности, а
также формированием месторождений. Давно было замечено, что часто
месторождения приурочены к разломным зонам. Поскольку формирование
месторождений в значительной мере контролируется магмо/флюидными потоками,
то стали широко распространены представления о том, что глубинные разломы – это
подводящие каналы для магм и флюидов. И, действительно, формирование эоценолигоценового МПП непосредственно на ЗФР как нельзя лучше вписывается в эту
схему. Для месторождения Chucuicamata доказано, что ЗФ разломная зона была
активна до момента формирования месторождения, затем служила подводящим
каналом для порфировых интрузий на ранних этапах формирования месторождения,
а главная минерализация в рудном теле произошла в момент, когда движения по
разлому изменили свое направление с правосторонних на левосторонние, при этом
максимальные концентрации меди отмечаются в минерализованных трещинах,
располагающихся в зоне раздробленных пород. Все это доказывает несомненную
связь движений флюидов, несущих медь, с тектонической активностью ЗФР и его
роль как подводящего канала.
Однако рассмотрение эволюции системы разломов Сан Андреас показало, что
возможны и обратные соотношения между формированием месторождений,
магмо/флюидоактивностью и разломообразованием. Во многих случаях заложению
новых разломов, оперяющих главную плоскость скольжения разлома Сан Андреас,
предшествовали проявления магмо/флюидоактивности. Внедрение горячих магм
и/или флюидов прогревало кору по путям их миграции и создавало ослабленные в
механическом смысле зоны в коре, по которым впоследствии прорабатывались
тектонические разломы. Например, в поясе ВКСЗ+WL формирование КСКМ бора на
фоне магмо/флюидоактивности происходило на ранних стадиях растяжения коры,
когда тектонических сдвиговых разломов еще не существовало. В этом случае
разломообразование является вторичным по отношению к магмо/флюидоактивности,
а, следовательно, и к рудообразованию. В таких случаях не наблюдается
несомненной генетической связи месторождений и разломов, а лишь приуроченность
месторождений к разломной зоне. В этих случаях формирование месторождений
можно рассматривать как ранний индикатор геодинамической глубинной
активности.
31
Литература
1. Allmendinger R.W. Tectonic development, southeastern border of the Puna Plateau, northwestern
Argentine Andes // Geol. Soc. Amer. Bull. 1986. V.97. N.9. P.1070-1082.
2. Allmendinger, R.W., Zapata, T.R. Imaging the Andean Structure of the Eastern Cordillera on
Reprocessed YPF Seismic Reflection Data // XIII Congreso Geologico Argentino y III Congreso de
Exploracion de Hidrocarburos. Actas II. 1996. P.125-134.
3. ANCORP Working Group, Seismic imaging of a convergent continental margin and plateau in the
central Andes (Andean Continental Research Project 1996 (ANCORP’96)). J. Geophys. Res.
108(B7), 2328, doi:10.1029/2002JB001771. 2003.
4. Bock G., Schurr B., Asch G. High resolution image of the oceanic Moho in the subducting Nazca
plate from P-S converted waves // Geophys. Res. Lett. 2000.V.27. N.23. P.39-29-3932.
5. Bohannon R.G., Parson T. Tectonic implications of post-30 Ma Pacific and North American
relative plate motions // Geol. Soc. Amer. Bull. 1995.V.107. N.8. P.937-959.
6. Braase H., Haak V., Lezaeta P., Soyer W., Tauber S. Zones of rheological weakness in the Andean
lithosphere investigated with electromagnetic methods. In: Deformation Processes in the Andes.
Interection between endogenic and exogenic processes during subductino orogenesis. Report for the
reearch period 1999-2001. Berlin/Potsdam. 2001. P.241-267.
7. Coney P.J., Reynolds S.J. Cordilleran Benioff zones // Nature. 1977. V.270. December. P.403-406.
8. Cornejo P., Tosdal R.M., Mpodozis C., Tomlinson A.J., Rivera O., Fanning C.M., El Salvador,
Chile, porphyry copper deposit revisited: Geologic and geochronological framework. International
Geology Review. 1997. V. 39, p. 22-54.
9. Dokka R.K. The Mojave Extensional belt of Southern California // Tectonics. 1989. V.8. P.363390.
10. Dokka R.K., Macaluso K.Y. Topographic effects of the Eastern California Shear Zone in the
Mojave Desert // J. Geophys. Res. 2001.V.106. N.B12. P.30625-30644.
11. Dokka R.K., Travis C.J. Role of the eastern California shear zone in accommodating Pacific-North
American plate motion // Geophys. Res. Lett. 1990.V.17. P.1323-1326.
12. Dumitru T.A., Gans P.B., Foster D.A., Miller E.L. Refrigeration of the western Cordilleran
lithosphere during Laramide shallow-angle subduction // Geology. 1991.V. 19. P.1145-1148.
13. Echternacht F., Tauber S., Eisel M., Brasse H., Schwarz G., Haak V. Electromagnetic study of the
active continental margin in northern Chile // Phys. Earth Planet. Inter. 1997. V. 102. P.69-87.
14. El Libro de la Minerica del Oro en Iberoamerica, 2001. (Ed.Espi J.A) Madrid p.398. (in Spanish).
15. Fuis G.S., Ryberg T., Godfrey N.I., Okaya D.A., Murphy J.M. Crustal structure and tectonics from
the Los Angeles basin to the Mojave Desert, southern California // Geology. 2001.V.29. P.15-18.
16. Giese P., Scheuber E., Schilling F., Schmitz M., Wigger P. Crustal thickening processes in the
Central Andes and the different natures of the Moho-discontinuity // J. South Amer. Earth. Science.
1999.V.12. P.201-220.
17. Graeber F.M., Asch G. Three-dimensional models of P-wave velocity and P-toS velocity ratio in the
central Andes by simultaneous inversion of local earthquake data. // J. Geophys. Res. 1999.V.104. N.B9.
P.20237-20256.
18. Hill D.P., Johnston M.J.S., Langbein J.O. Response of Long Valley caldera to the Mw=7.3 Landers,
California, Earthquake. // J. Geophys. Res. 1995. V.100. N. B7. P.12985-13005.
19. Humphreys E.D., Post-Laramide removal of the Farallon slab, western United States // Geology.
1995. V. 23. N11. P.987-990.
20. Jove C.F., Coleman R.G., Extension and mantle upwelling within the San Andreas fault zone, San
Francisco Bay area, California // Tectonics. 1998. V.17. N.6. p.883-890.
32
21. Kay S., Corira B., Viramonte J. Young mafic back arc volcanics as indicator of continental
lithospheric delamination beneath the Argentine Puna plateau, Central Andes // J. Geophys. Res. 1994.
V.99. P.24323-24339.
22. Kley J., Monaldi C.R. Tectonic shortening and crustal thickness in the Central Andes: How good is
the correlation? // Geology. 1998. V.26. N.8. P.723-726.
23. Laznicka P. Empirical metallogeny, Depositional Environments, lithologic Associations and Metallic
Ores. Vol.1: Phanerozoic Environments, Associations and Deposits. Developments in economic
geology, 19. Elsevier, 1985.
24. Lindsay, D., Zentilli M., Rojas J. Evolution of an active ductile to brittle shear system controlling
mineralization at the Chuquicamata porphyry copper deposit, Chile // International Geology Review.
1995. V.37. P.945-958.
25. Livaccari R.F. Role of crustal thickening and extensional collapse in the tectonic evolution of the
Sevier-Laramide orogeny, western United States // Geology. 1991.V.19. P.1104-1107.
26. Livaccari R.F., Burke K., Sengor A.M.C. Was the Laramide orogeny related to subduction of an
oceanic plateau? // Nature. 1981.V.289. P. 276-278.
27. Maksaev V. Zentilli, M., Fission Track Thermochronology of the Domeyko Cordillera, Chile:
Metallogenetic Implications for Andean Porphyry Copper Metallogenesis // Exploration and Mining
Geology. Special Issue on Latin American Mineral Deposits. 1999. Vol. 8, Nos. 1 & 2. P. 65-89.
28. Maksaev V. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the Chilean Andes
between latitudes 21° and 26° South, and the origin of major porphyry copper deposits. Ph.D. Thesis,
Dalhousie University, Department of Geology, Halifax, Nova Scotia, Canada, 1990.554 p.
29. Marret R.A., Allmendinger R.W., Alonso R.N., Drake R.E. Late Cenozoic tectonic evolution of the
Puna Plateau and adjacent foreland, northwestern Argentine Andes // Journal of South American Earth
Sciences. 1994.V.7. N.2. P.179-207.
30. Mertmann D., Scheuber E., Ege H., Silva P., Reutter K-J., Sobel E., Jacobshagen V. Tectonosedimentary evolution of the southern Altiplano: basin evolution, thermochronology and structural
geology. In: Deformation Processes in the Andes. Interection between endogenic and exogenic
processes during subductino orogenesis. Report for the reearch period 1999-2001. Berlin/Potsdam.
2001. P.25-50.
31. Mlynarczyk M.S.J Williams-Jones A.E. The role of collisional tectonics in the metallogeny of the
Central Andean tin belt // Earth and Planetary Science Letters. 2005.V. 240. 2005. p.656–667.
32. Murphy J.B., Oppliger G.L., Brimhall Jr. G.H., Hynes A. Plume-modified orogeny: An example
from the western United States // Geology. 1998. V.26. N.8. P.731-734.
33. Okaya N., Tawackoli S., Giese P. Area-balanced model of the late Cenozoic tectonic evolution of the
central Andean arc and back arc (lat 20o-22o S) // Geology. 1997. V.25. N4. P.367-370.
34. Oppliger G.L., Murphy J.B., Brimhall Jr.G.H. Is the ansestral Yellowstone hotspot responsible for
the Tertiary “Carlin” mineralization in the Great Basin of Nevada? // Geology. 1997. V.25. N7. P.627630.
35. Ossandon G.C., Freraut R.C., Gustafson L.B., Lindsay D.D., Zentilli M. Geology of the
Chuquicamata Mine: A Progress Report // Economic Geology. 2001.Vol. 96. P. 249–270.
36. Padro-Casas F., Molnar P. Relative motion of Nazca (Farallon) and South American plates since late
Cretaceous time // Tectonics. 1987. V.6. P.233-248.
37. Park S.K., Wernicke B. Electrical conductivity images of Quaternary faults and Tertiary detachment
in the California Basin and Range // Tectonics. 2003.V.22. N4. 1030, doi:10.1029/2001TC001324,
2003.
38. Patzwahl R., Mechie J., Schulze A., Giese P., Two-Dimensional Velocity Models of the Nazca Plate
Subduction Zone between 20oS and 25oS from Wide-Angle Seismic Measurements during the
CINCA95 Project // J. Geophys. Res. 1999. V.104. N.B4. P.7293-7318
33
39. Peacock S.M. Fluid processes in subduction zones // Science. 1990. V.248. P.329-337.
40. Ponko S.C., Peacock S.M. Thermal modeling of the southern Alaska subduction zone: Insight into
the petrology of subducting slab and overlying mantle wedge // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. NB11.
P.22117-22128.
41. Ryberg T., Fuis G. The San Gabriel Mountains bright reflective zone: possible evidence of young
mid-crustal thrust faulting in southern California // Tectonophysics. 1998. V.286. P.31-46.
42. Schmitz M., Lessel K., Giese P., Wigger P., Araneda M., Bribach J., Graeber F., Grunewald S.,
Haberland C., Luth S., Rower P., Ryberg T., Schulze A. The crustal structure beneath the Central
Andean forearc and magmatic arc as derived from seismic studies – the PISCO 94 experiment in
northern Chile (21-23S) // Journal of South American Earth Sciences. 1999. V.12 P.237-260.
43. Schurr B., Asch G., Rietbrock A., Kind R., Pardo M., Heit B., Monfret T. Seismicity and average
velocity beneath the Argentine Puna Plateau // Geophys. Res. Lett. 1999.V.26. N.19. P.3025-3028.
44. Springer M. Heat-flow density across the Central Andean subduction zone // Tectonophysics. 1999.
V.306. p.377-395.
45. Tomlinson A.J., Dilles J.H., Maksaev V., Application of apatite (U-Th)/He Thermochronometry to
the determination of the sense and amount of vertical fault displacement at the Chuquicamata porphtrt
copper deposit, Chile – a discussion // Economic Geology. 2001. V. 96. P. 1307–1310.
46. Van der Lee S., Nolet G., Seismic image of the subducted trailing fragments of the Farallon plate
// Nature. 1997. V.386. P.266-269.
47. Walker J.D., Fletcher J.M., Fillmore R.P., Martin M.W., Taylor W.J., Glazner A.F., Bartley J.M.
Connection between igneous activity and extension in the central Mojave metamorphic core complex,
California // J. Geophys. Res. 1995.V.100. P.10477-10494.
48. Wigger P., Schmitz M., Araneda M., Asch G., Baldzuhn S., Giese P., Heinsohn W.-D., Martinez E.,
Ricaldi E., Rower P., Viramonte J., Variation in the Crustal Structure of the Southern Central Andes
Deduced from Seismic Refrsction Investigationns // In: Tectonics of the Southern Central Andes, eds.,
K.-J.Reutter, E.Schenber, P.J.Wigger. Springer-Verlag. 1994. P.23-48.
49. Yuan X., Sobolev S.V., Kind R., Oncken O., Bock G., Asch G., Schurr B., Graeber F., Rudloff A.,
Hanka W., Wylegalla K., Tibi R., Haberland Ch., Giese P., Wigger P., Rower P., Zandt G., Beck S.,
Wallace T., Pardo M., Comte D. Subduction and collision processes in the Central Andes constrained
by converted seismic phases // Nature. 2000. V.408. N21/28. Dec. P. 958-961.
50. Zapata T.R., Allemendinger R.W. Growth stratal records of instantaneous and progressive limb
rotation in the Precordillera thrust belt and Bermejo basin, Argentina // Tectonics. 1996. V.15. N.5.
P.1065-1083.
51. Zhu L. Crustal structure across the San Andreas Fault, southern California from teleseismic
converted waves // Earth Planet. Sci. Lett. 2000. V.179. P.183-190.
34