Геохимия метаморфического процесса

Метаморфизм – это твердофазное изменение минерального состава и структур горных пород под влиянием меняющихся температуры и давления. Собственно метаморфические породы образуются в интервале от 300 до 900-1000⁰С и давлениях от 1до 18 кбар.

Метаморфизм подразделяют на несколько типов, из которых наиболее важными являются,:

1. Региональный, охватывающий большие объемы горных пород. Его главными факторами являются литостатическое давление и Т, увеличивающаяся в соответствии с величиной регионального геотермического градиента.

2. Контактовый, связанный с дополнительными источниками тепла и флюидов в виде крупных итрузивных тел.

Минеральный состав метаморфических пород обусловлен, с одной стороны, исходным химическим составом протолита (вещества, которое претерпело метаморфизм), а с другой, условиями метаморфизма, прежде всего Т и Р, в меньшей степени давлением и составом флюида. Т и Р не только всецело определяют характер метаморфических реакций и стабильность тех или иных минеральных фаз, но и степень достижения равновесия. При прогрессивном метаморфизме рост Т, а также циркуляция летучих ускоряют реакции и рост зерен, регрессивный метаморфизм, протекающий на фоне снижения Т, при недостатке летучих приводит к неполному протеканию реакций или даже совсем не вызывает изменений.

С самого начала изучения метаморфизма пород существовало два мнения:

1) метаморфизм при полном преобразовании минерального состава и структуры породы не изменяет существенно ее химический состав, то есть протекает изохимически;

2) при метаморфизме происходит интенсивное изменение химического состава породы, то есть процесс метаморфизма аллохимический.

Геохимия регионального меитаморфизма.

Чтобы однозначно доказать изохимичность преобразования пород требуется знать состав неметаморфизованных эквивалентов – протолитов метапород, который в большинстве случаев не известен. Тем не менее, существуют редкие зональные метаморфические комплексы, в которых метаморфическая зональность располагается вкрест простирания слоистой метаморфической толщи. Поэтому удается проследить и изучить химический состав породных слоев толщи, метаморфизм которой последовательно нарастает. В таких зональных комплексах мы можем наблюдать одну и ту же исходную породу от практически не метаморфизованной или слабо метаморфизованной до метаморфизованной вплоть до амфиболитовой фации.

Примером таких детальных исследований служит изучение зональных метаморфических комплексов умеренных и высоких давлений хр. Хамар-Дабан и Патомского нагорья, выполненные В.А.Макрыгиной и Б. Петровым. Ими рассмотрено поведение широкого круга петрогенных и редких элементов, включая летучие (H2O, B, F, P), редкие щелочные и щелочно-земельные элементы (Li, Rb, Cs, Ba, Sr), а также Pb, Zn, Sn, Be, Co, Ni, V, Sc и РЗЭ, в породах различного исходного состава. В хамардабанской серии метаморфическая толща включала метапелиты, метаграувакки, известковистые метаалевролиты, метаморфизованные от биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации до ортоклаз-силлиманитовой субфации амфиболитовой фации. Авторами установлено, что на этапе регионального метаморфизма изменения в составе пород не значимы, то есть и петрогенные и редкие элементы ведут себя инертно. Элементы лишь перераспределяются из одних минералов в другие. Повышение Р, например, препятствует вхождению РЗЭ в породообразующие минералы, что вызывает возрастание количества акцессорных фаз, концентрирующих эти элементы, таких как ортит, апатит, сфен. Переход элементов-примесей из сорбированного состояния в структуры силикатов или перераспределение между породообразующими и акцессорными минералами и обеспечивает при длительном течении метаморфизма практически изохимический его характер. Изученные породы по содержанию редких элементов сильно различались между собой и эти различия не менялись с ростом метаморфизма. Существенно снижаются лишь содержания Н2О и В. Таким образом, была доказана изохимичность метаморфизма для указанного ряда элементов.

Более сложным является получением доказательств изохимичности метаморфизма на уровне гранулитовой фации. Как известно, гранулиты отсутствуют в зональных метаморфических комплексах, в редких случаях выявлены переходы от высокотемпературной субфации амфиболитовой фации к гранулитовой. Большинство примеров метаморфических комплексов, включающих гранулитовую и амфиболитовую фации, относится к повторному регрессивному метаморфизму гранулитов в условиях амфиболитовой фации. Поэтому исследование поведения элементов при гранулитовом метаморфизме базируется на общих сопоставлениях уровней накопления микроэлементов в гранулитах и неметаморфизованных магматических и осадочных породах.

Гранулитовый метаморфизм архея на прогрессивном этапе также носит изохимический характер. Его особенностью является низкое абсолютное количество летучих компонентов и существенно углекислотный состав метаморфогенного флюида, преобладание безводных минералов, относительная бедность пород Rb, U и обогащение Ba, Co, Ni, Cr и V, обусловленные особенностью состава древних изверженных и осадочных протолитов.Возможно, что U все-таки выносится при метаморфизме.

Таким образом, прогрессивный региональный метаморфизм протекает изохимически. Это подразумевает, что протекают реакции дегидратации и декарбонатизации, что сопровождается изменением содержания Н2О и СО2.

Геохимия контактового метаморфизма.

Прогрев вмещающих пород у контактов горячего интрузива приводит к появлению метаморфических пород контактового метаморфизма – роговиков. Имеющиеся геохимические работы показали, что породы при ороговиковании теряют летучие компоненты без изменения содержания главных элементов. Но при кристаллизации рудоносных интрузий ранний этап ороговикования пород и тепловой отгонки воды сменяется поступлением из остывающей интрузии гидротермальных растворов, несущих F, Cl и редкие металлы, приводя к образованию рудных жил. Но это уже не метаморфическое, а метасоматическое изменение пород.

Использование геохимических данных для реконструкции условий формирования метаморфических пород.

Так как прогрессивный метаморфизм имеет изохимический характер, это позволяет восстановить природу протолита (исходной породы) даже для высокометаморфизованных толщ. При региональном метаморфизме постепенно исчезают важнейшие признаки первичной природы пород - меняется минеральный состав, текстуры и структуры. Для выяснения природы протолита остается только химический состав метаморфических пород. Существует много диаграмм, позволяющих это сделать. Например, тройная диаграмма де Ля Роша SiO2 – TiO2 + ∑FeO + CaO – Al2O3. На диаграмме показаны поля глин, аркозов, граувакк, карбонатных пород, а также линия магматических дифференциатов от габбро до гранитов. Сравнение составов изучаемых метаморфических пород на диаграмме с этими полями позволяет сделать вывод об их осадочной, вулканогенной или осадочно – вулканогенной природе.

Диаграмма Юдовича в координатах Na2O+K2O – (Fe2O3+FeO+MgO)SiO2 служит для разбраковки метатерригенных пород и метариолитов. Более простая, но удобная диаграмма использует соотношение Al2O3/SiO2 – SiO2. Это отражает степень выветривания пород: все осадочные породы от кварцитов до латеритовых кор выветривания располагаются вдоль гиперболической кривой. Продукты вулканизма или незрелые продукты их разрушения образуют тренды, отклоняющиеся от кривой осадков.

Далее, для реконструкции геодинамической природы образования метаморфической толщи могут быть использованы диаграммы, обычные для магматических пород, если метаморфиты имели магматическую природу, или для терригенных пород в противном случае..