Учебное пособие по курсу «Геохимия» для студентов специальности 011200 Геофизика Казань 2009

Источниками повышенной температуры являются: 1) кондуктивная теплопередача глубинного тепла; 2) инфильтрационный тепломассоперенос глубинными флюидами;

3) тепло магматических интрузий; 4) радиоактивный распад. Источниками повышенного давления является давление нагрузки вышележащих пород (литостатическое давление) и одностороннее боковое давление (стресс), развивающееся при столкновении литосферных плит и их блоков. Химически активные вещества в зону метаморфизма поступают: 1) из нижележащих пород коры и мантии в составе восходящих флюидов; 2) из магматических интрузий; 3) из пород, извлекаемые мигрирующими через них флюидами.

По направленности различают прогрессивный и регрессивный метаморфизм. Прогрессивный метаморфизм протекает с увеличением температуры, а регрессивный – при ее понижении. Различают три вида метаморфизма: 1) контактовый; 2) катакластический динамометаморфизм; 3) региональный. Контактовый метаморфизм развивается в зонах контакта магматических интрузий с вмещающими породами. Он бывает контактово-термальным и контактово-метасоматическим. Контактово-термальный метаморфизм протекает под действием повышенной температуры без привноса и выноса вещества, т.е. он является изохимическим. Происходит лишь перекристаллизация пород с исчезновением низкотемпературных и появлением высокотемпературных минералов. Контактово-метасоматический метаморфизм протекает с привносом и выносом вещества. Привнос вещества происходит из постмагматического остаточного очага. Его эволюция во времени приводит к развитию во вмещающих интрузию породах разнообразных метасоматических процессов (скарнообразование, альбитизацию, грейзенизацию, гидротермальную деятельность) и формированию отвечающих им метасоматических пород.

Катакластический динамометаморфизм развивается в зонах разломов. Здесь под действием бокового давления возникает разлом, порода дробится, превращается в брекчию, а ее обломки затем перетираются до пылеватого (пелитоморфного) состояния (милонит). В верхней части земной коры эти зоны характеризуются повышенным окислительным потенциалом и по ним перемещаются низкотемпературные гидротермальные растворы. Эти растворы вызывают метасоматическую переработку и перекристаллизацию милонитового материала. Образуется много тонкочешуйчатых минералов (серницит, хлорит, серпентин), агрегаты которых как бы размазываются по плоскостям трещин смещения в зоне разлома, образуя»зеркала скольжения» с характерными бороздами смещения, по которым зоны разломов диагностируются в поле. Если милонитовый материал содержал Mg–Fe – силикаты, то при его перекристаллизации и образовании серицита, хлорита, серпентина, эпидота и др. низкотемпературных силикатов в условиях повышенного окислительного потенциала железо стремится выйти из силикатной формы и образует свои оксидные минеральные формы (магнетит, гематит), которые усиливают магнетизм зон разломов. Поэтому в магнитных полях зоны разломов обычно характеризуются линейными положительными магнитными аномалиями.
17.2 Региональный метаморфизм.
Он проявляется на обширных пространствах во внутренних зонах земной коры под действием внутреннего тепла Земли и повышающегося с глубиной давления. Средний геотермический градиент земной коры составляет 30⁰С/км. На платформах он уменьшается до 10-20⁰С/км, а в активных зонах, наоборот, повышается до 50-70⁰С/км. Геобарический градиент земной коры составляет 27 _* 10⁶ Па/км (0,27 кбар/км). Повышение температуры и давления вследствие погружения породы на глубину нарушает ее физико-химическое равновесие и вызывает минерально-структурную перестройку. Происходит уплотнение породы, ее дегидратация, перекристаллизация, исчезновение неустойчивых и образование более устойчивых минералов, анатексис. Все минерально-структурные преобразования породы происходят через поровый раствор, который растворяет неустойчивые и кристаллизует более устойчивые минералы. Активность поровых растворов сильно возрастает при увеличении температуры и давления среды. Ступень метаморфического преобразования породы принято называть фацией метаморфизма. В региональном метаморфизме по температуре выделяют следующие фации:

1. 
   Фация зеленых сланцев. Т = 300-500⁰С
   
2. 
   Эпидот-амфиболитовая фация. Т = 500-650⁰С
   
3. 
   Амфиболитовая. Т = 650-800⁰С
   
4. 
   Гранулитовая. Т = 800-950⁰С
   
5. 
   Эклогитовая. Т › 950⁰С
   

Давление при региональном метаморфизме прогрессивно возрастает с глубиной и чаще всего в пределах 3-10 кбар. Лишь в эклогитовой фации оно превышает 10 кбар, т.к. она развивается обычно в мантии. Началом фации зеленых сланцев является исчезновение в метаморфизуемой породе глинистых минералов. Вместо них широко развиваются зеленые мелкочешуйчатые минералы хлорит, серицит. Структура породы становится сланцеватой. Эта фация является изохимической, т.к. привноса и выноса вещества не происходит. В эпидот-амфиболитовой фации хлорит, серицит исчезают и появляются мусковит, эпидот, актинолит, которые исчезают в амфиболитовой фации и появляются биотит, роговые обманки, гранаты. В гранулитовой фации, которая развивается ниже границы Конрада в нижней коре, исчезают биотит, амфиболы и широко развиваются пироксены и гранаты. Сквозными минералами первых четырех фаций являются кварц и полевые шпаты. С глубиной их количество уменьшается, увеличивается количество темноцветных минералов, а в полевых шпатах уменьшается количество К, Na и увеличивается количество Са. В эклогитовой фации исчезают полевые шпаты. Остаются лишь пироксены и гранаты.

В эпидот-амфиболитовой фации породы представлены в основном кристаллическими сланцами и появляются гнейсы. В амфиболитовой фации господствуют гнейсы, гранито-гнейсы, в гранулитовой – гранулиты, а в эклогитовой – эклогиты. Во всех фациях, кроме зеленосланцевой, метаморфизм протекает с привносом и выносом вещества. Привнос и вынос вещества наиболее интенсивен в амфиболитовой фации. Он осуществляется глубинными флюидными тепломассопотоками, которые идут из мантии и значительно усиливаются на границе Конрада, т.к. здесь во флюидах появляется и начинает господствовать вода, источником которой являются:

1) окисление восстановленных водородно-углекислотных мантийных флюидов

(Н₂ + О → Н₂О; СН₄ + 2 _* О₂ → 2 _* Н₂О + СО₂);

2. 
   дегидратация слюд и амфиболов. Они содержат ОН-группы, которые уходят во флюид при перекристаллизации их в пироксены и гранаты;
   
3. 
   отжимаемая поровая вода пород, т.к. пористость резко уменьшается.
   

В участках более интенсивной миграции восходящих глубинных флюидных тепломассопотоков в условиях амфиболовой фации (а частично и в эпидот-амфиболитовой) метаморфизм может сопровождаться анатексисом – выплавлением из метаморфизуемой породы наиболее легкоплавкой ее кварц-полевошпатовой части. Этому способствует обилие воды во флюидах, которая понижает температуру плавления кварца и К-Na ПШ до 550-500⁰С. Образовавшийся кварц-полевошпатовый расплав может тут же и раскристаллизироваться в виде линзочек, гнезд, прослойков, прожилков, превращая породу в мигматит . Эти выплавки могут мигрировать вверх на расстояние до нескольких километров. Продвигаясь вверх, они объединяются с себе подобными выплавками и в итоге образуют гранитоидные магматические тела больших размеров, раскристаллизация которых порождает крупные гранитоидные массивы. Эти магматические тела тоже пронизывались теми же метаморфизующими восходящими кислыми глубинными флюидами, которые производили дальнейшую дебазификацию расплавов, порождавших затем лейкократовые (почти лишенные темноцветных минералов) гранитоиды. Поэтому эти гранитизирующие флюидные потоки еще называют и трансмагматическими.

Выше фронта гранитизации восходящие метаморфизующие флюиды начинают остывать, и наступает регрессивный этап регионального метаморфизма. Он охватывает самую верхнюю часть гранитно-метаморфического слоя коры и низы осадочного слоя. Остывая, флюиды пересыщаются и отлагают принесенный ими минеральный груз в виде разнообразных метасоматических преобразований пород и образования минералов, обогащенных принесенными элементами, т.е. элементами, которые эти флюиды выщелочили из пород на прогрессивном этапе метаморфизма. Образуются регионально метасоматизированные породы с широким развитием в них серитицизации, мусковитизации полевых шпатов, хлоритизации биотита, карбонатизации, окварцевания, пиритизации, альбитизации, флюоритизации, микроклинизации ПШ, биотитизации граната, образованием кварцевых, кварц-мусковитовых, кварц-альбитовых, кварц-турмалиновых жил и прожилков.

В процессе регионального метаморфизма происходит перераспределение и дифференциация не только главных петрогенных элементов, но и многих малых элементов земной коры. Прогрессивный метаморфизм низших ступеней обычно является изохимическим. Он не сопровождается ни мобилизацией, ни переотложением рудного вещества и поэтому является безрудным. Прогрессивный метаморфизм более высоких ступеней носит деструктивный характер в отношении большинства рудных элементов. Они выносятся из метаморфизуемых пород, а их переотложение в виде рудных концентраций происходит в условиях регрессивного этапа метаморфизма в метасоматически измененных породах выше фронта гранитизации, мигматизации.

- ультрабазиты 3 _* 10^-7 - глинистые породы 3,7 _* 10^-4

- основные 5 _* 10^-5 - песчаники 0,5 _* 10^-4

- средние 1,8 _* 10^-4 - карбонаты 2,2 _* 10^-4

- кислые 3,5 _* 10^-4
В природных условиях уран находится в четырех- и шестивалентном состояниях, обладает литофильными свойствами, высоким сродством к кислороду и появляется в природе исключительно в виде оксидов UO₂ (уранинит и его разновидности – настуран, урановая смолка, урановая чернь) или в виде катиона уранила UO₂²⁺, образующего соли кислородных кислот. Уранинит нерастворим в воде и выпадает в осадок, соли уранила достаточно растворимы и обеспечивают миграцию урана. В магматическом процессе в восстановительных, щелочных обстановках ионы U⁴⁺ хорошо растворяются в гранитных магмах. При их раскристаллизации небольшая часть ионов U⁴⁺ (до 15%) в виде изоморфной примеси рассеивается по породообразующим минералам (особенно по темноцветным), формируя повышенный кларк урана в гранитах. Значительно большее его количество связывается в акцессорных минералах гранитов, таких как титанит, ортит, монацит, циркон, апатит, ильменит и др., в которых U⁴⁺ изоморфно замещает Ti, Ca, Ce, Zr. Однако, большая часть ионов U⁴⁺ накапливается в остаточных расплавах в постмагматическом очаге, с эволюцией которого связаны месторождения урана в пегматитах, альбититах и гидротермальных образованиях. В пегматитах и альбититах уран накапливается в виде минерала уранинита UO₂, а также в виде изоморфных примесей в цирконе, пирохлоре, перовските, колумбите, танталите, монаците, апатите, титаните, где U⁴⁺ замещает Zr, Ta, Nb, Ti, Cе, Ca.

На поздней стадии эволюции остаточного постмагматического очага характеризующейся повышенным окислительным потенциалом, уран переходит в шестивалентное состояние, образует уранил UO₂²⁺ и выносится гидротермальными растворами в виде растворимых уранил-карбонатных UO₂(СО₃)^4-₃, уранил-фосфатных

UO₂(НРО₄)^2-_2, уранил-силикатных UO₂(SiO₃)^4-₃, уранил-арсенатных UO₂(HAsO₄)^2-₂ и иных комплексов. Гидротермальные растворы продвигаются по зонам разломов. На восстановительном геохимическом барьере эти уранил-карбонатные, уранил-фосфатные и иные ураниловые комплексы распадаются, уран восстанавливается до U⁴⁺ и выпадает в виде минерала уранинита в кварцевых жилах в ассоциации с сульфидами (пирит, халькопирит). Разрушению уранильных комплексов благоприятствует и изменение величины рН гидротермального раствора вследствие взаимодействия с боковыми породами. Так образуются гидротермальные рудные тела, играющие главную роль в ряду эндогенных месторождений урана.

В экзогенных условиях уран окисляется до U⁶⁺, образуется уранил UO₂²⁺, который хорошо мигрирует в виде воднорастворимых уранил-карбонатных UO₂(СО₃)^4-₃, уранил-сульфатных UO₂(SO₄)₂^2- и иных уранильных комплексов. В виде этих легкорастворимых комплексных соединений уран выщелачивается из коренных месторождений и горных пород, поступает в поверхностные и грунтовые воды и мигрирует с ними, осаждаясь на восстановительных, сорбционных и щелочных барьерах. Органическое вещество пород создает одновременно и восстановительный, и сорбционный барьеры. Уран также хорошо сорбируется глинами, силикатными гелями, гидроокислами железа. Поэтому весьма обычными являются урансодержащие опал, халцедон, лимониты. Учитывая, что органикой наиболее богаты глинистые породы, то и они выступают главными осадителями урана в его экзогенной миграции. Хорошими сорбционными осадителями урана являются торф, уголь, углистое вещество пород. В процессе пластовой фильтрации уранил-содержащих вод при переходе из окислительных к восстановительным условиям на восстановительных барьерах образуются инфильтрационные залежи уранинита. Такая ситуация нередко создается на границе песчаных и глинистых пород. Хорошими осадителями урана являются также сульфиды железа (пирит, халькопирит) и H₂S, т.к. они создают восстановительные барьеры. Щелочные барьеры создаются при взаимодействии уранил-содержащих мигрирующих вод с боковыми породами обогащенными Na⁺, K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺. Это уменьшает растворимость уранильных комплексов в последовательности карбонаты – сульфаты – фосфаты и арсенаты – силикаты – ванадаты, и менее растворимые из них могут осадится в виде ураниловых минералов, представляющих собой сложные соли уранила.

1. 
   Барабанов В.Ф. Геохимия. – Л.: Недра, 1985 – 423 с.
   
2. 
   Бахтин А.И. История земной коры: Учебное пособие. – Изд-во Казанск. ун-та, 2008. – 20 с.
   
3. 
   Войткевич Г.В., Закруткин В.В. Основы геохимии. – М.: Высшая школа, 1976. – 368 с.
   
4. 
   Перельман А.И. Геохимия. – М.: Высшая школа, 1989. – 528 с.
   
5. 
   Смирнов В.И., Гинзбург А.И., Григорьев В.М., Яковлев Г.Ф. Курс рудных месторождений. – М.: Недра, 1986. – 360 с.
   
6. 
   Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. – М.: Изд-во МГУ, 1991. – 446 с.
   
7. 
   Тугаринов А.И. Общая геохимия. – М.: Атомиздат, 1973. – 374 с.