08.02.2018

Химия гидротермальных растворов колчеданных месторождений


В настоящее время обычно принято считать, что химический состав природных гидротермальных растворов определяется химическим равновесием между раствором и преобладающими породообразующими минералами гидротермального резервуара. При температуре 200 °C химическое равновесие между раствором и породообразующими минералами достигается в течение нескольких дней. Арнорссон и др. показали, что единственной независимой переменной, определяющей температуру и минералогию резервуара, является хлоридность. Для определения температуры геотермальных систем ниже поверхности в качестве геотермометров в рутинных случаях используются концентрации главнейших катионов в разгружающихся растворах.

В системе порода — раствор лучше всего изучено взаимодействие между базальтом и морской водой, приложимое ко многим колчеданным месторождениям. Наиболее важными экспериментальными переменными, по-видимому, являются температура, отношение вода/порода и факторы, влияющие на кинетику реакции, такие, как длительность эксперимента, стекловатость или кристалличность исходных материалов, эффективность смешивания реагентов.

При нагревании одной морской воды к главным изменениям относятся уменьшение в ней содержания Ga и SO4 вследствие осаждения ангидрита выше 150 °С, а также заметное понижение pH в результате осаждения магнезиального гидроксилсульфата выше 250 °С. Большинство экспериментальных исследований взаимодействия базальт — морская вода было выполнено в условиях теоретического преобладания породы, т. е., другими словами, принималось, что отношение морская вода/базальт меньше 50:1. Результаты работ Хайяша, Бишоффа и Диксона, Моттла и Холланда, Зейфрида и Бишоффа показывают, что в морской воде в ходе реакций, продолжавшихся 14 сут и более, наблюдались следующие основные изменения: удаление 98% Mg и обогащение Ca; постепенное уменьшение содержания SO4 с увеличением температуры частично вследствие осаждения ангидрита ниже 300 °С, но главным образом из-за восстановления при повышенных температурах SO4 до H2S под действием металлических компонентов базальта; удаление Na из морской воды при низком отношении вода/порода, хотя при высоких отношениях вода/порода может наблюдаться обратная картина; удаление К из морской воды при низких температурах, хотя при температурах выше 150 °С отмечается обратный процесс. Главными продуктами изменений при низких температурах (<300 °С) являются смектит, для которого различают зеленую и серую разновидности, и ангидрит. При более высоких температурах постепенно увеличивается количество тремолита — актинолита, альбита или более кальциевого плагиоклаза, анальцима и сульфидов.

Лайдон и Ходжсон (в печати) показали, что вышеупомянутые эксперименты, продолжавшиеся свыше 14 сут, согласуются с утверждением, что химический состав гидротермального раствора определяется породообразующей минеральной ассоциацией; все нанесенные на диаграмму экспериментальные точки тяготеют либо к смектитовой, либо к смектит-альбитовой кривой на рис. 93. По их мнению, в этом случае химические составы определялись ассоциацией измененных, а не первичных минералов. Более того, как сообщают Зейфрид и Бишофф, используя данные по химическому составу исходных и измененных минералов, эти исследователи подсчитали, что для достижения 100 %-ного изменения первоначального базальта в смектитовую и смектит-альбитовую ассоциации весовые отношения вода/порода должны быть приблизительно равны 42 : 1 и 20 : 1 соответственно. По своему химизму (включая pH) эти экспериментальные растворы весьма близки к природным гидротермальным растворам, содержащим морскую воду и базальт, таким, например, как растворы Исландии и Галапагосского хребта. Последние представляют собой слабокислую измененную морскую воду, бедную Mg и SO4 и обогащенную Ca.
Однако экспериментально полученные ассоциации измененных минералов отличаются от зеленосланцевой хлорит-актинолит-альбит-эпидотовой ассоциации, встречающейся в глубинных частях действующих высокотемпературных гидротермальных систем и среди базальтов океанического дна. Лайдон и Ходжсон (в печати) подсчитали, что для некоторой концентрации Mg, определяемой смектитовой и смектит-альбитовой кривыми на рис. 93, хлорит-альбитовая ассоциация зеленосланцевой фации должна буферироваться по величине pH, соответствующей полю стабильности HS-.

В процессе водного изменения базальтов металлы могут частично переходить в водную фазу. Лайдон суммировал некоторые данные по выщелачиванию металлов из пород и пришел к заключению, что количество выщелоченных металлов зависит от соотношения между минералами-хозяевами, разложившимися при реакции с раствором, уровня вхождения металлов в образовавшиеся вторичные минералы и физико-химических свойств выщелачивателя. Концентрация металлов в выщелачивателе зависит от количества извлеченного из породы металла, минимального количества раствора, необходимого для переноса всей массы разлагающихся и переотлагающихся минералов, и предела насыщения металлов в растворе.

Хорошие примеры природного выщелачивания базальтов описаны Сигвалдсоном и Ведеполем. По мере того как базальт постепенно превращается в каолинит-анатаз-кремнезем-пиритовую ассоциацию в кислых горячих источниках, доля металла, выщелоченного из породы, постепенно увеличивается (рис. 94). Выщелачивание происходит ступенчато, что связано с природой вторичных минералов. Как это было отмечено (по крайней мере для меди) еще Хамфрисом и Томпсоном, существует вторичный фронт концентраций: металлы, мобилизованные в каолинитовой зоне, реадсорбируются в смежной смектитовой зоне. Щелочные горячие источники выщелачивают также железо, медь и цинк.

Хотя металлы могут быть мобилизованы в ходе любого процесса изменения, протекающего с участием воды, их концентрации в растворе зависят частично от отношения вода/порода, характерного для соответствующего процесса. Например, Лайдон и Ходжсон (в печати) подсчитали, что если принять, что начальный базальт был полностью превращен либо в смектит, либо в смектит — альбит, либо в ассоциацию фации зеленых сланцев и что из базальтов было выщелочено 50 млн-1 металла, то максимальная концентрация цветных металлов, возможная в равновесном растворе, будет равна примерно 1 млн-1, 2 млн-1 и по меньшей мере 1500 млн-1 соответственно (рис. 93). Таким образом, в базальтовых породах только те гидротермальные системы способны развиваться как рудообразующие, которые характеризуются низким отношением вода/порода, что наиболее вероятно для процессов превращения базальтов во вторичные минеральные ассоциации фации зеленых сланцев. Это, по-видимому, означает, что рудообразующие растворы были щелочными, а преобладающими формами металлов в растворе были бисульфидные комплексы, и, следовательно, они находились в таком поле составов, где свинец был сравнительно инертным. Лайдон и Ходжсон использовали данный аргумент для объяснения генезиса месторождений медно-цинкового типа, у которых породы лежачего бока представлены преимущественно мафическими образованиями.
Тот факт, что современные гидротермальные растворы, поступающие из мафических пород, по-видимому, являются слабокислыми, указывает на господство смектитсодержащей ассоциации в породах резервуара и, следовательно, на высокое отношение вода/порода. Высокое отношение вода/порода будет препятствовать высокой концентрации металла в гидротермальном растворе, что действительно представляет обычный случай. В водах геотермальной системы Рейкьянес содержится на 850—900 млн-1 калия больше, чем в морской воде; Моттл подсчитал, что для выщелачивания такого количества металла из базальтов (в среднем 1630 млн-1 калия) отношение вода/порода должно быть менее 2:1. Эдмонд и др., основываясь на содержаниях калия, лития, рубидия и бария в Галапагосской гидротермальной системе, экстраполированных до 350 °С, подсчитали, что общее отношение вода/порода близко к 3:1. Это различие между значениями отношения вода/порода, выведенными из величины pH и из содержания калия, можно, вероятно, объяснить лишь допущением, что большая часть калия была мобилизована в ходе самых начальных стадий взаимодействия между базальтом и морской водой, когда эффективное отношение вода/порода было еще низким и предел насыщения раствора по отношению к калиевому полевому шпату достигался быстро. Таким образом, концентрация калия в растворе является ненадежным индикатором отношения вода/порода, но она указывает, что на ранних стадиях взаимодействия базальт — морская вода, когда преобладали неравновесные ассоциации вторичных минералов, могли быть достигнуты сравнительно высокие концентрации металла в растворе. Это, вероятно, соответствует случаю с выходом черных дымов на Восточно-Тихоокеанском поднятии близ 21° с. ш. В противоположность этому Зейфрид и Бишофф, основываясь на своих экспериментальный данных, высказали предположение, что флюиды с повышенными концентрациями металлов будут образовываться при температуре около 300 °C и при высоком отношении вода/порода или же при более низком отношении вода/порода (менее 10 : 1), но при температуре выше 400 °С. Более того, растворимость металлов определяет высокая кислотность, а не эффекты солености морской воды, способствующие образованию хлоридных комплексов металлов.

Экспериментальные работы с кислыми вулканическими и осадочными породами проводились в менее широком масштабе, чем с базальтами. В измененных породах гидротермального резервуара преобладает ассоциация мусковит — калиевый полевой шпат — альбит, которая формируется среди типичных кислых изверженных или осадочных пород, а также глинисто-слюдистая или глинистая минеральная ассоциация в породах, первоначально содержавших меньше полевого шпата. Эксперименты и расчеты, а также замеры в природных гидротермальных системах показали, что pH раствора, буферированного ассоциацией мусковит — калиевый полевой шпат — альбит, будет отличаться от нейтральной величины в зависимости от солености не более чем на одну единицу pH, тогда как глинистая ассоциация будет обусловливать большую кислотность (по меньшей мере на одну единицу pH), чем указанный буфер, в зависимости от температуры и солености. Это привело Лайдона и Ходжсона (в печати) к предположению, что поскольку гидротермальные флюиды, генерированные в толщах кислых вулканических или осадочных пород, обычно являются кислыми и поскольку при низких pH количественно важны лишь хлоридные комплексы (см. ранее), металлы медь, цинк и свинец являются привнесенными. Это следует учитывать для цинково-свинцово-медных месторождений, у которых породы лежачего бока представлены главным образом кислыми вулканическими и/или осадочными образованиями.





Яндекс.Метрика