43.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.

Головними факторами метаморфізму є зміни температур і тисків, а також поведінку флюїдів, тобто флюідний режим. Зростання температури з глибиною було помічено давно при проходці глибоких шахт. І тільки багато пізніше були розроблені методи вимірювання поверхневого теплового потоку і його збільшення в глиб Землі. Підвищення температур в земній корі з глибиною обумовлено ювенільним тепловим потоком, який складається з мантійних теплового потоку, тепла радіоактивного розпаду в земній корі і впровадження гарячих інтрузивні тел. Збільшення температури при зануренні на 1 км називається геотермічних градієнтом. Лінія, що відбиває зміну температури в земній корі з глибиною, іменується геотермії (рис.1). Як видно на малюнку, геотермії у континентальній та океанічної корі сильно розрізняються. Найбільш сильний тепловий потік спостерігається в тонкій океанічної корі серединно-океанічних хребтів. Найнижчий тепловий потік фіксується на щитах внаслідок слабкої теплопровідності потужної континентальної кори на материках (рис.2).

Рис.1 Положення Геотерм на щитах, океанічних плато і в средінноокеаніческіх хребтах (СОХ) в координатах температура – тиск

Рис.2 Збільшення теплового потоку в складчастих областях в порівнянні зі щитами.

Розподіл поверхневого теплового потоку вкрай нерівномірно і пов'язано з тектонічною активністю даного блоку кори. Тому підвищення температур, що веде до метаморфизму, буває обумовлено декількома причинами:

1. Зануренням порід на значну глибину в результаті геологічних процесів. При нормальному геотермічний градієнт це дає підвищення температури до 20 º С на кожний кілометр. Однак за відсутності активної тектоніки і зниженому тепловому потоці градієнт може різко знижуватися - до 5-10 º С на кілометр.

2. Посиленням теплового потоку в обстановках активних тектонічних режимів із збільшенням геотермічного градієнта до 40-60 º С на 1 км. Такі обстановки характерні для серединно-океанічних хребтів і острівних дуг і пов'язані з підняттям магматичних розплавів та їх розігрітих розчинів уздовж зон високої проникності.

3. Виділенням тепла при покривно-надвігових тектоніці в колізійних ситуаціях (перехід механічної енергії тертя в теплову).

Флюідное тиск є сумарним тиском вільної рідкої чи газової фази на стінки порових каналів в породі. У більшості порід головну роль у флюїди грають вода і вуглекислота. CH4, H2S, Cl, F, N2 і H2 можуть бути присутніми у флюїди, але становлять мізерну його частку. Критична точка води - 374 ˚ С, а CO2 - 31 ˚ С. Майже весь температурний інтервал метаморфізму знаходиться в надкрітіческой області. Тому суміш летких компонентів і називається флюїдом, так як в надкрітіческое стан газ і рідина невиразні. Це жідкообразние фази, в яких властивості рідкого стану переважають.

При метаморфізмі водно-вуглекислотні флюїди відіграють важливу роль, будучи й середовищем, в якому відбувається перенесення компонентів, і діючими компонентами, які беруть участь у реакціях дегідратації і декарбонатізаціі. Швидкість видалення летких компонентів або надходження їх в область метаморфічних реакцій прискорює або уповільнює реакції, впливаючи на їх кінетику. Поведінка летючих компонентів диктується величиною парціального тиску кожного з них. Таким чином, парціальний тиск (летючість) H2O і CO2 є важливим фактором, що визначає напрямок і температуру реакцій, а при ретроградним метаморфізмі і саму їх можливість. Тиск флюїду в верхніх горизонтах земної кори при наявності досить значної системи пов'язаних пір зазвичай нижче літостатіческого тиску (Рфл <Рліт). Але на великих глибинах кількість пір скорочується, переважають закриті пори, і тиск летючих зростає, наближаючись до літостатіческого (Рфл = Рліт). Як вже вказувалося, при напружених тектонічних рухах розвивається тектонічне і флюідное надтиску. Вони існують недовго, релаксуючи через пластичне протягом речовини і формування метаморфічної сланцеватості.

Тим самим відновлюється рівновага при Рфл = Рліт.

Таким чином, ми бачимо, що розходження в розподілі теплового потоку і флюїдного тиску безпосередньо пов'язані з тектонічною активністю блоків земної кори. Іншими словами для різних геодинамічних обстановок характерно різне поєднання градієнтів температур і тисків. У відповідності з цим в них формуються різні типи метаморфізму.