08.02.2018

Мобилизация и перенос компонентов руд колчеданных месторождений


Возможность того, что рудообразующий флюид представляет собой смесь вулканических газов, непосредственно отделившихся от магмы, как это полагал Офтедаль и другие, была опровергнута Андерсоном. Андерсон соглашался с Куллерудом и др. в том, что имеющиеся эмпирические данные но вулканическим газовым эксгаляциям (например, в Долине Десяти Тысяч Дымов и в Японии) говорят о том, что концентрация металлов в вулканических газах слишком низка для ощутимого эффекта рудоотложения. В действительности рудообразующий флюид был низкотемпературным водным раствором. Для месторождений Куроко эта точка зрения подтверждается рядом данных. Данные по флюидным включениям и отношениям изотопов серы для минеральных пар указывают на температуры отложения в диапазоне от 200 до 300 °С; температуры замораживания флюидных включений дают среднюю соленость около 1 M эквивалентного NaCl с зафиксированным максимумом солености около 2,5 M эквивалентного NaCl. Как указывалось ранее, месторождения Куроко в бассейне Хокуроку залегают на глубинах 300—500 м и даже свыше 3500 м. Интерпретация диапазона температур рудоотложения и величины солености флюидных включений с помощью температурных кривых Хааса позволяет считать, что даже на малых глубинах рудообразующие флюиды будут оставаться водными жидкостями с температурами, равными их точке вскипания или более низкими. То, что рудообразующий флюид является водной жидкостью, содержащей различные растворенные компоненты (гидротермальный раствор), представляет собой фундаментальное положение всех ныне существующих вариантов генетических моделей колчеданных месторождений.

Растворимость рудных минералов. В настоящее время является общепринятым, что для получения концентрации металлов свыше 1 млн-1 в предполагаемых для рудообразующих гидротермальных растворов условиях температуры, pH, PO2 и PS2 доминирующей формой металлов в растворе должен быть стабильный комплекс, а не простой катион. Данные о растворимости рудообразующих минералов и комплексообразовании были суммированы Барнсом и Чамански и Барнсом.

Нa основании имеющихся в настоящее время сведений о химических компонентах, присутствующих в природном рудообразующем растворе, можно сделать вывод, что в ожидаемом интервале химических и физических условий для комплексирования большинства металлов количественно важны только лиганды Cl- и HS- (и, возможно, H2S). В более кислой среде доминирующими комплексообразующими лигандами могут оказаться SO4в2_ или HCO3в2-. Реже большую роль играют и другие лиганды: полисульфидные, тиосульфатные и сульфитные комплексы, которые могут быть устойчивыми до температуры 200 °C, особенно в богатых серой системах, хотя обычно они являются метастабильными; в сильнощелочной среде количественно важными обычно становятся гидроксильные комплексы. Лиганды, подобные образующим цианидные, аминные и фосфатные комплексы, можно не учитывать в случае колчеданных месторождений, поскольку их наличие редко устанавливается по существующему составу колчеданных руд (возможно, они важны в других типах руд) и поскольку они редко обнаруживаются в современных гидротермальных системах. Наоборот, хлор и сера почти постоянно являются важными компонентами во флюидных включениях или в рудных минералах.

Было предпринято множество попыток определить в лабораторных условиях растворимость рудных минералов. Как показал Kpepap и др., если касаться лишь химии водных фаз, то можно использовать правило фаз: f = m + 6, где f — число степеней свободы, a m — количество металлов в растворе. Для определения системы должны быть измерены такие параметры, как температура, давление, фугитивность серы и кислорода, pH, концентрации хлорида и металлов. К сожалению, в некоторых экспериментах это минимальное количество интенсивных параметров не было определено, и, как следствие, полученные данные в лучшем случае могут быть использованы лишь как оценочные в «пределах порядка» для определения величины растворимости металлов.
Тем не менее может быть сделан ряд выводов, обоснованность которых, как нам кажется, подкрепляется результатами экспериментов, проведенных в диапазоне физико-химических условий, приемлемых для колчеданных месторождений (до 350 °С, 3m/NaCl и т. д.; см. рис. 86—89), а именно: увеличение концентрации хлоридов увеличивает растворимость рудных металлов; растворимость рудных минералов в хлоридных растворах увеличивается с возрастанием температуры; растворимость медных минералов как хлоридных комплексов больше зависит от температуры, чем растворимость сфалерита и галенита (кривые растворимости как функции температуры для последних двух минералов более или менее параллельны, если хлоридные комплексы являются главными формами металлов в растворе); растворимость пирита, халькопирита и борнита зависит от PO2; стехиометрические растворимости распространенных рудных минералов как хлоридных комплексов могут превышать 1 млн-1 только тогда, когда концентрация хлоридов превышает 0,5т, pH раствора менее 5, а температура не больше 200 °С.
Бисульфидные комплексы меди, цинка и свинца могут быть количественно существенными в поле стабильности HS- или близ него, что требует наличия щелочного раствора (pH более 6). При лабораторных исследованиях было показано, что если цинк и медь образуют стабильные бисульфидные комплексы, что обусловливает концентрации раствора до нескольких тысяч миллионных долей, то свинец образует лишь слабый бисульфидный комплекс. Это означает, что в насыщенных металлами щелочных, богатых серой сульфидах отношения Cu/Pb и Zn/Pb являются очень высокими (>10 : 1), тогда как отношение Cn/Zn близко к единице. Высокие стабильности бисульфидных комплексов свинца, о чем сообщил Нриагу, вероятно, были обусловлены неисправностью фильтрующей аппаратуры, в результате чего отсепарированный свинец не удалялся из экспериментальных растворов. Однако Джордано и Барнс обнаружили комплекс Pb(HS)2H2S, который может внести заметный вклад в растворимость свинца в кислых условиях при температурах, близких или превышающих 300 °С. He установлено, какое железо образует бисульфидный комплекс, который мог бы быть существенным в геологических условиях. Попытки измерить растворимость железа в щелочных, богатых серой растворах были предприняты лишь для пирита. Активность Fe2+ в поле стабильности пирита настолько низка, что любое увеличение концентрации железа будет понижать пороговую чувствительность аналитического метода. Эксперименты по определению стабильности бисульфидных комплексов железа необходимо выполнять при очень низких PO2, например, близ границы железо — пирротин. В связи с этим интересно отметить, что Ромбергер и Барнс установили наличие коррозии нержавеющей стальной капсулы в щелочном, богатом серой растворе, несмотря на то что она была покрыта хромом; это позволяет считать, что железо образует стабильный бисульфидный комплекс.
Гидротермальная система. Развитие идеи о существовании субмаринных геотермальных систем достигло кульминации с началом геохимического и геофизического изучения современного океанического дна. Востром и Петерсон объясняли обогащение тяжелыми металлами осадков Восточно-Тихоокеанского поднятия разгрузкой гидротермальных растворов глубинного происхождения, связанных с магматической деятельностью. Более того, изотопные составы свинца осадков указывают на вулканический источник для тяжелых металлов. Широкое развитие обводненных метаморфических пород на срединно-океанических хребтах свидетельствует о вовлечении больших объемов воды, которая, как показывает изучение изотопов кислорода, представляла собой морскую воду. Харт, основываясь на химизме измененных базальтов, высказал предположение, что взаимодействие базальт — морская вода осуществляется в значительной степени путем гальмиролиза близ поверхности, однако частично реакция базальта с морской водой происходит на глубинах до 5 км в земной коре. По мнению Корлисса, металлоносные растворы могли образоваться при проникновении морской воды внутрь горячих лавовых потоков и «подушек», где они выщелачивали остаточные летучие компоненты кристаллизовавшейся магмы, концентрировавшиеся в интрагранулярных промежутках.
Расхождение между теоретическими и измеренными значениями теплового потока в океанических хребтах привело к выводу о том, что большое количество корового тепла было потеряно, по-видимому, за счет гидротермальных флюидов глубинной циркуляции. Математическое моделирование гидротермальных систем указывает на вовлечение очень больших объемов воды и на ее проникновение в океаническую кору до глубины 5 км.

Спунер и Файф считают, что водные «спилитовые» ассоциации прогрессивного метаморфизма пород восточной Лигурии, Италия, являются продуктом реакции морская вода — порода, протекавшей при температурах до 400 °C в геотермальной системе близ поверхности морского дна. Они рассматривают конвективную ячейку как простейшую однонаправленную систему, в которой морская вода просачивалась сквозь верхние слои пород обширной области разгрузки, нагревалась во время опускания и без заметной рециркуляции в конце концов возвращалась в зону взаимодействия вода — порода, где в местах локализации трещин происходила ее разгрузка. По конфигурации границ распространения метаморфических ассоциаций Спунер и Файф подсчитали, что кондуктивный геотермальный градиент в восточной Лигурии составлял почти 1300 °С/км и что, с учетом энергетического баланса, при остывании 1 км3 базальтовой магмы от 1200 до 300 °C (3*10в17 кал связанного тепла кристаллизации и 7*10в17 кал свободного тепла) будет нагреваться 3 км3 морской воды до температуры выше 300 °С. По их мнению, колчеданные месторождения являются продуктом длительного осаждения в месте разрядки специфической гидротермальной системы.
Аналогичную модель формирования колчеданных залежей на океанической коре (рис. 90) предложил Соломон. Основываясь на математических построениях Лапвуда и по аналогии с субаэральной гидротермальной системой Уайракей, Соломон пришел к выводу, что ситуацию на Кипре можно объяснить наличием простой конвективной ячейки, функционирующей внутри гомогенно-поровой среды. Диаметр этой конвективной ячейки достигает 10 км, а глубина ее колеблется от 3 до 5 км. Таким образом, рудные месторождения, группирующиеся в пределах площади диаметром 10 км, как это имеет место в случае группы залежей Аплики — Мавровуни — Скуриотисса (рис. 29), будут соответствовать различным точкам разгрузки единой сложной системы, образовавшейся в результате вторичной циркуляции близ поверхности пород, которая была обусловлена низким уровнем разрядки. Такое представление противоречит идее о раздельных конвективных системах, имеющих одну точку разрядки, как это предполагает модель Спунера и Файфа. Соломон подсчитал, что для группы залежей Мавровуни — Скуриотисса, если рудообразующий раствор содержал 1 млн-1 меди, 15 млн-1 железа и 15 млн-1 серы, потребовалось бы 1,4*10в18 г такого раствора (предполагается 100%-ное осаждение и сохранение). По его данным, для нагревания такого количества флюида от 20 до 400 °C требуется около 3,8*10в20 кал. Пласт базальтового материала мощностью 3 км и площадью 100 км2, охлаждающийся с 1000 до 400 °С, будет выделять 2,4*10в20 кал (1,6*10в20 кал свободного тепла, 0,6*10в20 кал остаточного кристаллизационного тепла и 0,2*10в20 кал тепла, поглощаемого при изменении перекрывающих пород). Используя оценочный уровень разгрузки в 600 кг/с, который, по Соломону, согласуется с данными по геотермальной системе Уайракей, этот автор подсчитал, что формирование залежей Мавровуни и Скуриотисса происходило в течение 70 000 лет. Для этого в основании ячейки величина) теплового потока должна была достигать 250 е. т. п. (единиц теплового потока. — Ред.), что значительно превышает современные оценки. С учетом средней пористости в 0,5% можно считать, что поровые воды ячейки Мавровуни — Скуриотисса должны были сменяться 600 раз при прохождении потока флюида в 1*10в18 г (при нормальных температуре и давлении). Это дает отношение вода/порода, равное 3 : 1 (по объему), и экстракцию 1,5 млн-1 меди из пород. Если большая часть потока ограничена нижней третью конвективной ячейки, как это показано экспериментами Элдера для ячейки Хеле — Шоу с точечным разрядом, то, по мнению Соломона, поровые воды в нижней части ячейки, несомненно, будут многократно сменяться с соответствующим увеличением суммарного отношения вода/порода и количества металла, экстрагированного из пород.

Основываясь на данных по изотопам стронция, Спунер пришел к выводу, что морская вода вызвала повсеместный гидротермальный метаморфизм подушечных лав и пластовых даек кипрского комплекса Tpooдос. Он отмечал, что поскольку измененные породы обогащены 87Sr по сравнению с неизмененными базальтами, вызывающий изменения флюид должен был представлять собой морскую воду, так как последняя могла быть единственно возможной средой с достаточно высоким отношением 87Sr/86Sr в субмаринной обстановке формирования комплекса Троодос. Высокое значение отношения 87Sr/86Sr требует минимального суммарного отношения вода/порода, равного 15 : 1 (по объему). В соответствии с расчетами Хитона и Шеппарда вывод о доминирующей роли морской воды в составе флюида подкрепляется также близкой к нулю величиной b18O для воды, равновесной с минеральными ассоциациями зеленосланцевой фации метаморфизма. Исходя из количества металлического железа, подвергшегося окислению, Спунер, со ссылкой на свою работу, подсчитал, что если это окисление осуществлялось растворенным в морской воде кислородом, то поровые воды в породе с пористостью, равной 1%, сменятся 10в5 раз (объемное отношение вода/порода равно 1000 : 1). Это эквивалентно водному потоку величиной 10в8—10в9 см3/см2. Если зона фильтрации воды для каждого месторождения равна 30 км2, то такому водному потоку будет соответствовать 10в19—10в20 г раствора на месторождение. Такое количество Спунер считает относительно более приемлемым, чем величину 10в17 г раствора на месторождение, подсчитанную исходя из количества серы, содержащейся на каждом месторождении, при допущении ее концентрации 20 млн-1 в растворе. Приняв темп спрединга океанического хребта практически мгновенным, Спунер подсчитал, что время нахождения данной секции земной коры в вулканически активной зоне (в пределах 6 км от осевой части хребта) составляет 10в5 лет. Если это соответствует времени образования единичного колчеданного месторождения, то подсчитанный объем флюидов, разгрузившихся в выводящей системе диаметром 500 м, отвечает вертикальному флюидному потоку, равному 3*10в-6 г/(см2*с), который Спунер сравнивал с потоком, в 10в-6—10в-7 г/(см2*с) в геотермальных полях Бродлендс и Уайракей. Спунер не установил точно, соответствует ли такой уровень количеству поступающего тепла. Учитывая, что рудные залежи располагаются под прямым углом к простиранию даек пластового дайкового комплекса, он подчеркивал, что индивидуальные месторождения Кипра формировались не одновременно, а скорее последовательно. Для случая мгновенного спрединга хребта Спунер подсчитал, что интервал времени между формированием самых древних (Ша) и самых молодых (Мавровуни) месторождений составлял, как минимум, 6*10в5 лет, а это означает, что формирование одного месторождения заканчивалось до начала образования другого.

Хотя существует проблема, связанная с поступлением тепла в обстановке срединно-океанического хребта, не будет криминальным мнение, что концентрации металлов в рудообразующем растворе были выше, чем это принималось Соломоном и Спунером, и достигали концентраций, которые фиксируются в современных выходах черных дымов Восточно-Тихоокеанского поднятия: железо — 100 млн-1, цинк + медь — 15 млн-1, серы больше, чем содержаний металлов (Дж. М. Эдмонд, личное сообщение). Однако в этом случае становится очевидным, что количество вовлеченной воды значительно превышает необходимое для образования месторождения. Это, по-видимому, позволяет сделать вывод, что либо древние колчеданообразующие гидротермальные системы были в высшей степени неэффективными, подобно черным дымам, рассеивающим большую часть содержащихся в гидротермальных выбросах металлов, либо все количество растворов, обусловивщих подводный метаморфизм пород лежачего бока (по крайней мере на Кипре), не было вовлечено в процесс рудоотложения.
Проблема снабжения теплом конвективной гидротермальной рудообразующей системы усложняется в случае иных обстановок, чем обстановка срединно-океанического хребта. Омото и Рай объясняли распределение изотопов кислорода и водорода флюидных включений в пирите и халькопирите на месторождениях Куроко с помощью модели, в которой основная доля рудообразующего флюида приходилась на морскую воду соответствующего возраста с возможным подчиненным участием магматической или атмосферной воды. Они предложили модель конвективной ячейки морской воды, приводимой в движение теплом, выделяемым при остывании неглубокой интрузии изверженных пород. На их диаграмме (рис. 91) эта интрузия, по-видимому, эквивалентна риолитовому куполу, фиксирующемуся в лежачем боку многих месторождений. Однако расчеты Урабе и Сато показывают, что тепловое излучение риолитового купола диаметром 200 м и мощностью 150 м недостаточно, чтобы поддерживать конвективную систему в течение достаточно длительного промежутка времени формирования месторождений Куроко. Полагая, что становление купола происходило в виде расплавленного тела при температуре 700 °C Урабе и Сато подсчитали, что максимальное количество тепла, которое может выделиться при его остывании до 300 °C (температура рудообразующих растворов Куроко), составляет 9*10в14 кал, чего достаточно для нагрева лишь 3*10в6 т морской воды. Даже если это количество морской воды содержало 1000 млн-1 рудообразующих металлов, оно в состоянии перенести лишь 1% всего количества металлов на месторождении Косака.

Катлс провел подсчеты на компьютере, связанные с той же самой проблемой. Взяв риолитовый некк при температуре 700 °С, диаметром 300 м и мощностью 200 м, он нашел, что через 350 лет гидротермальная система охладится до 218 °С, а через 700 лет — ниже 138 °С. Через 700 лет подсчитанный массовый поток на границе порода — морская вода составит 1,5 кг/см2. Катлс показал, что такой поток был бы достаточен для образования лишь 1% всей меди, имеющейся в общем случае на одном месторождении Куроко. По мнению Катлса, для поддержания в конвективной системе при высоких температурах достаточно большого потока в течение времени, необходимого для образования месторождения Куроко, потребовался бы плутон объемом в несколько десятков квадратных километров.

Хотя конвективные системы, действующие близ современного океанического дна, в отдельных случаях и переносят существенные количества металлов (например, на Восточно-Тихоокеанском поднятии близ 21° с. ш., металлоносные осадки и рассолы Красного моря), возникает ряд трудностей, когда с аналогичными конвективными гидротермальными системами связывают формирование месторождений вулканической ассоциации. Помимо вышерассмотренной проблемы снабжения теплом у таких месторождений имеется ряд особенностей, трудно согласующихся с моделью конвективной ячейки.

Одной из них является феномен благоприятного горизонта — узкого стратиграфического интервала, которым ограничиваются почти все колчеданные месторождения данного района пли пояса. Например, месторождения Куроко, несмотря на их линейный разброс на расстоянии свыше 1000 км, ограничены в своем развитии верхней частью стадии Нисикуросава среднего миоцена. По смене знака палеонамагниченности Уэно доказал, что большая часть месторождений Куроко сформировалась в интервале времени, равном 200 тыс. лет. Как отмечает Финлоу-Бейтс, то обстоятельство, что почти 80 конвективных ячеек, разбросанных на расстоянии 1000 км и более, действовали в один короткий промежуток времени в пределах длительного вулканического эпизода, является нечто большим, чем простое совпадение. Тот факт, что подобное явление повторялось и в других районах, таких, как Норанда, Маттагами и Батерст, свидетельствует о том, что это не просто случайность.

Второе затруднение касается наблюдений Соломона, по данным которого 50% колчеданных месторождений вулканической ассоциации пространственно связаны с кислыми породами. Финлоу-Бейтс отмечает, что нет никаких особых причин, которые обусловливали бы приуроченность конвективной гидротермальной системы к определенным литологическим типам пород.

Финлоу-Бейтс подчеркивает также, что температура разгрузки конвективной ячейки достигает максимальной величины к определенному моменту, а затем постепенно снижается, как это было, например, показано Элдером и компьютерными расчетами Катлса. Следовало бы ожидать, что такое изменение температуры разрядки вызовет различия в составе «столбообразных рудных тел», чего фактически не происходит, судя по наблюдениям на руднике Милленбах и других.

Финлоу-Бейтс, Лайдон, Лайдон и Ходжсон (в печати) разработали альтернативную конвективной системе модель образования колчеданных месторождений, основанную на представлении о тектонических движениях как источнике энергии гидротермального потока; такая модель в других вариантах была предложена Дандурандом и др., Сибсоном и др. и Шарпом. Если гидротермальные рудообразующие растворы представляют собой нагретые и захороненные в ловушках воды, то они будут освобождаться при первых же движениях вдоль глубокозалегающих разломов, и тогда разрядка гидротерм будет происходить более или менее синхронно на большой территории. Такой механизм не только объясняет феномен благоприятного горизонта, но и отвечает на вопрос, почему рудообразующие растворы формируются конвективными системами в одних подводных вулканических толщах и не образуются в других.
Сакаи и Мацубая показали, что изотопные составы кислорода и водорода современных геотермальных вод Японии можно объяснить смешиванием двух типов вод: грунтовых вод, обменивающихся изотопами с местными породами, и местных атмосферных вод. Эти авторы отмечают, что состав основных компонентов рудообразующих флюидов Куроко соответствует составу современных геотермальных вод, в которых одной из составляющих являются захороненные воды или «ископаемая морская вода». Они рассматривали возможность того, что рудообразующие флюиды Куроко представляли собой интерстициальную морскую воду, захваченную морскими осадками; ее соленость увеличивалась в результате ультрафильтрации и других процессов. Позднее при рудообразовании эта вода была мобилизована и перемешивалась с флюидом, обладавшим более низким содержанием 18O (морская вода?). Эта точка зрения до некоторой степени подкрепляется отношениями изотопов стронция в барите, ассоциирующемся с рудами месторождений Куроко. Согласно данным Хонмы и Шуто, Фаррелла и др., отношения изотопов стронция в барите варьируют от 0,7040 до 0,7080; это точно соответствует интервалу, который наблюдается между миоценовыми вулканическими породами (0,703 до 0,705), с одной стороны, и миоценовой морской водой (0,7088) — с другой. Следовательно, флюид, из которого осаждались бариты Куроко, представлял собой воду, взаимодействие которой с миоценовыми вулканическими породами было достаточно интенсивным, чтобы она могла индивидуализироваться по изотопам стронция; впоследствии эта вода смешалась с древней миоценовой морской водой. Таким образом, данные по изотопам кислорода и водорода рудообразующих флюидов Куроко не обязательно свидетельствуют о том, что рудообразующая гидротермальная система представляла собой конвективную ячейку, которой отдают предпочтение Омото и Рай (см. рис. 92).





Яндекс.Метрика