Метаморфічні системи як джерело рудоносних гідротермальних розчинів. Формування метаморфогенних рудних родовищ.

Розчини гідротермальні – гарячі водні розчини, що циркулюють у земній корі тектонічними розломами і беруть участь у тепломасопереносі та мінералоутворенні. Р.г. можуть бути справжніми (молекулярними) та колоїдними. З Р.г. пов’язане формування великого класу рудних гідротермальних родовищ. Інтенсивна діяльність Р.г. відмічається в областях сучасного вулканізму. Походження цих розчинів дуже дискусійне, хоча багато дослідників (Уайт, Набоко, Аллен, Дей, Барт, Германов, Овчинников та ін.) вважають, що формування Р.г. відбувається при змішуванні вадозних вод глибинної циркуляції і ювенільних еманацій. За переважним вмістом тих чи інших аніонів виділяють хімічні типи Р.г. (напр.: хлоридні, сульфатні, хлоридно-бікарбонатні та ін.). Утворення різних типів Р.г. пояснюється їх хім. диференціацією у осередках розвантаження і під час фільтрації через гірські породи. За іншою думкою, рудоносність Р.г. пов’язується з виносом металів з магматичного осередку в формі легкорозчинних летких сполук.

Главными факторами метаморфизма являются изменения температур и давлений, а также поведение флюидов, то есть флюидный режим. Возрастание температуры с глубиной было замечено давно при проходке глубоких шахт. И только много позднее были разработаны методы измерения поверхностного теплового потока и его увеличения в глубь Земли. Повышение температур в земной коре с глубиной обусловлено ювенильным тепловым потоком, который складывается из мантийного теплового потока, тепла радиоактивного распада в земной коре и внедрения горячих интрузивных тел. Увеличение температуры при погружении на 1 км называется геотермическим градиентом. Линия, отражающая изменение температуры в земной коре с глубиной, именуется геотермой (рис.1). Как видно на рисунке, геотермы в континентальной и океанической коре сильно различаются. Наиболее сильный тепловой поток наблюдается в тонкой океанической коре срединно-океанических хребтов. Самый низкий тепловой поток фиксируется на щитах вследствие слабой теплопроводности мощной континентальной коры на материках (рис.2).

Рис.1 Положение геотерм на щитах, океанических плато и в срединноокеанических хребтах (СОХ) в координатах температура – давление

Рис.2 Увеличение теплового потока в складчатых областях по сравнению со щитами.

Распределение поверхностного теплового потока крайне неравномерно и связано с тектонической активностью данного блока коры. Поэтому повышение температур, ведущее к метаморфизму, бывает обусловлено несколькими причинами:

1. Погружением пород на значительную глубину в результате геологических процессов. При нормальном геотермическом градиенте это дает повышение температуры до 20º С на каждый километр. Однако при отсутствии активной тектоники и пониженном тепловом потоке градиент может резко снижаться – до 5-10º С на километр.

2. Усилением теплового потока в обстановках активных тектонических режимов с увеличением геотермического градиента до 40-60º С на 1 км. Такие обстановки характерны для срединно-океанических хребтов и островных дуг и связаны с поднятием магматических расплавов и их разогретых растворов вдоль зон высокой проницаемости.

3. Выделением тепла при покровно-надвиговой тектонике в коллизионных обстановках (переход механической энергии трения в тепловую).

Флюидное давление является суммарным давлением свободной жидкой или газовой фазы на стенки поровых каналов в породе. В большинстве пород главную роль во флюиде играют вода и углекислота. CH4, H2S, Cl, F, N2 и H2 могут присутствовать во флюиде, но составляют ничтожную его долю. Критическая точка воды - 374˚ С, а CO2 – 31˚ С. Почти весь температурный интервал метаморфизма находится в надкритической области. Поэтому смесь летучих компонентов и называется флюидом, так как в надкритическом состоянии газ и жидкость неразличимы. Это жидкообразные фазы, в которых свойства жидкого состояния преобладают.

При метаморфизме водно-углекислотные флюиды играют важную роль, являясь и средой, в которой происходит перенос компонентов, и действующими компонентами, участвующими в реакциях дегидратации и декарбонатизации. Скорость удаления летучих компонентов или поступления их в область метаморфических реакций ускоряет или замедляет реакции, влияя на их кинетику. Поведение летучих компонентов диктуется величиной парциального давления каждого из них. Таким образом, парциальное давление (летучесть) H2O и CO2 является важным фактором, определяющим направление и температуру реакций, а при ретроградном метаморфизме и саму их возможность. Давление флюида в верхних горизонтах земной коры при наличии довольно значительной системы связанных пор обычно ниже литостатического давления (Рфл< Рлит). Но на больших глубинах количество пор сокращается, преобладают закрытые поры, и давление летучих возрастает, приближаясь к литостатическому (Рфл= Рлит). Как уже указывалось, при напряженных тектонических движениях развивается тектоническое и флюидное сверхдавление. Они существуют недолго, релаксируясь через пластическое течение вещества и формирование метаморфической сланцеватости. Тем самым восстанавливается равновесие при Рфл= Рлит. Таким образом, мы видим, что различия в распределении теплового потока и флюидного давления напрямую связаны с тектонической активностью блоков земной коры. Другими словами для разных геодинамических обстановок характерно различное сочетание градиентов температур и давлений. В соответствии с этим в них формируются разные типы метаморфизма.