08.02.2018

Отложение руд в колчеданных месторождениях


В обсуждаемой проблеме имеются два главных момента: факторы, контролирующие места разгрузки гидротермального раствора, и процессы, действующие в ходе отложения и аккумуляции руд. Процессы отложения удобно разделить на преимущественно физические и преимущественно химические. Большинство доказательств, связанных с действительным формированием месторождений, находятся в самих рудных залежах.

Место разгрузки. Вследствие гидротермальной конвекции в гомогенной поровой среде, перекрытой свободной жидкостью, места разгрузки будут пространственно отстоять друг от друга на расстояниях, в 2,7—3,9 раза превышающих высоту конвективной ячейки (рис. 95). Соломон рассматривал закономерность пространственной локализации месторождений во многих районах как доказательство того, что места формирования колчеданных месторождений вулканической ассоциации контролировались в первую очередь параметрами гидротермальной конвективной ячейки. Например, он считает, что кипрские месторождения обнаруживают групповое распределение с расстоянием между отдельными залежами от 2,0 до 4,5 км, а между группами залежей — от 7,6 до 12,5 км. Учитывая трудности, возникающие в связи с решением проблемы выщелачивания достаточного количества металла в конвективной ячейке глубиной от 1,0 до 1,5 км, как это получается при расчетах, если исходить из пространственной разобщенности залежей, Соломон высказал предположение, что главная гидротермальная конвективная ячейка должна иметь диаметр около 10 км и глубину около 3,5 км, т. е. соответствовать пространственному разобщению между группами залежей. По мнению этого автора, внутригрупповое пространственное разделение, вероятно, отражает вторичную циркуляцию и те реальные точки разрядки, которые контролировались преимущественно разломами.
Контроль точного положения мест разгрузки разломами или зонами трещиноватости подчеркивается большинством современных исследователей. Крайне ограниченный разброс колчеданных месторождений вулканической ассоциации по латерали свидетельствует о том, что они отлагались в сфокусированной зоне разгрузки гидротермальной системы. Эта черта присуща также современным субаэральным гидротермальным системам. Мак-Нитт отмечал, что проницаемость вкрест слоистости пород, необходимая для восходящих движений растворов из гидротермального резервуара и их разгрузки на поверхности, обычно обеспечивается субвертикальными разломами и зонами трещиноватости. Ходжсон и Лайдон выделили три главные структурные позиции, где такая ситуация для формирования колчеданных месторождений вулканической ассоциации может быть реальной.

1. Подновленные кальдеры, активизация которых выражается в проявлении многостадийных движений как по радиальным, так и по концентрическим системам трещин. Время рудообразующей гидротермальной деятельности может совпасть с реактивизацией растягивающих напряжений, обновлявших систему трещин, заложившихся в процессе обрушения кальдеры. Примерами могут служить бассейн Хокуроку, районы Норанда и Батерст.

2. Границы наклонных приразломных блоков, которые могут образовать полуграбены, являющиеся великолепными ловушками среди вулканических пород. Большинство месторождений, формирующихся в этой структурной позиции, принадлежат к «осадочному субмаринному эксгаляционному» типу подобно месторождению Салливан и ирландским свинцовоцинковым месторождениям в карбонатных толщах.

3. Слоистые толщи, прорванные силлами, где зоны проницаемости вкрест слоистости образовались за счет фреато-магматического клиновидного удара под высоким давлением, обусловленным нагреванием грунтовых вод горячей магмой. На возможную значимость этого механизма указывает обычное присутствие субвулканических интрузивов в районах колчеданных месторождений вулканической ассоциации.

Значение активизированных кальдер в пространственном размещении месторождений вулканической ассоциации подчеркивали Омото, Коуда и Койде, по мнению которых месторождения Куроко в бассейне Хокуроку связаны с активизацией субмаринных кальдер. Губер и Дате полагали, что кальдеры Хокуроку сформировались вдоль разломов северо-восточного направления, относящихся к системе северо-западных — юго-восточных и северо-восточных — юго-западных разрывных нарушений, образовавшихся в ходе растягивающих тектонических напряжений, связанных с заметными вертикальными движениями. Вертикальные перемещения привели к смене в отдельных частях бассейна Хокуроку субаэральных условий на глубокие субмаринные (более 2000 м), предшествовавшие образованию руд. Харли считал, что геологические особенности и размещение месторождений района Батерст наилучшим образом можно объяснить моделью активизированной кальдеры. Сангстер отмечал тенденцию месторождений вулканической ассоциации ряда районов группироваться в кластеры (не идентичные, однако, кластерам Соломона) со средним диаметром участка, соответствующего единичному кластеру, равным 32 км. По его мнению, такая тенденция к образованию кластеров связана, вероятно, с развитием кальдеры.

Сангстер, Сангстер и Скотт отмечали, что распределение отдельных залежей в районе Норанда может контролироваться системой линейных структур. По данным Нукки, многие рудные линзы на руднике Милленбах в районе Норанда, так же как риолитовые купола (с отдельными, но не со всеми куполами пространственно связаны руды) и риолитовые подводящие дайки, связаны с синвулканическими разломами, характеризующимися смещением по вертикали. Скотт отмечал, что многие месторождения бассейна Хокуроку, по-видимому, приурочены к местам пересечения линейных структур северо-северо-западного и северо-восточного направлений, которые он рассматривал в качестве подновленных разломов фундамента. По его мнению, в участках пересечения разломов облегчался подъем риолитовых диапиров; они представляли собой удобную вертикальную систему для движения металлоносных гидротермальных растворов.

Глубина морской воды. Глубина морской воды, при которой происходит разгрузка субмаринных гидротерм, определяет важные физические и химические особенности процесса рудоотложения. Глубина формирования различных месторождений вулканической ассоциации оценивается от весьма большой до незначительной; это может означать, что образование такого типа месторождений не требует определенной глубины морской воды. Месторождения в обстановке спрединга океанических хребтов, по-видимому, формируются в глубоководных условиях (свыше 2000 м). Микрофаунистические и палеогеографические данные, полученные при изучении некоторых рудных месторождений бассейна Хокуроку, могут указывать, что при их образовании глубина воды достигала 300—500 м. Данные по фораминиферам в интерпретации Губера и Омото свидетельствуют о том, что глубина морской воды в бассейне Хокуроку колебалась от 3500 до 4000 м. Страусс и Мадел пришли к выводу, что последняя стадия кислого вулканизма в районе рудника Тарсис пиритового пояса Испании была частично субаэральной. Аналогичным образом Соломон и Уолш, интерпретируя наличие игнимбритов в лежачем и висячем боках месторождения Розбери, Тасмания, указывали на преимущественно субаэральную обстановку его формирования. В двух последних случаях сами рудные горизонты являются субмаринными, хотя ассоциирующиеся с ними субаэральные породы свидетельствуют о мелководной морской обстановке.

Глубина воды является решающим фактором, определяющим вскипание рудообразующих флюидов. Максимальная температура разгрузки гидротермальных систем определяется температурами вскипания раствора (рис. 96). Кривые кипения раствора NaCl в координатах температура — давление — соленость были опубликованы Хаасом и использованы при рассмотрении вопроса о рудоотложении на морском дне. Если глубины воды сравнительно невелики, а температура гидротермальной системы достаточно высока, то вскипание может произойти ниже поверхности морского дна. Следствиями этого могут быть фреатические эксплозии и образование штокверковых брекчий, дробление вулканитов и сульфидов, а также осаждение рудных минералов вследствие охлаждения растворов. Вскипание, однако, не приводит к «драматическому» увеличению солености рудоносного раствора; например, Финлоу-Бейтс подсчитал, что при охлаждении от 300 до 200 °C кипящий раствор теряет лишь 18,5% своей массы в паровой фазе.
Te данные, которыми мы располагаем, не позволяют однозначно решить вопрос, происходило вскипание или нет. Обычное присутствие обломочных пород, особенно со стороны лежачего бока, на многих архейских месторождениях Канады (дробленые породы Сангстера) может рассматриваться как признак фреатических эксплозий и, следовательно, имевшего место вскипания. Однако Ларж при создании химической модели этих архейских месторождений допускал, что весь процесс охлаждения происходил в результате смешивания гидротерм с морской водой. Согласно Финлоу-Бейтсу и Ларжу, само присутствие штокверковой минерализации предполагает вскипание. Однако Урабе и Сато отрицали факт вскипания применительно к штокверковой зоне месторождений Куроко. Флюидные включения на месторождениях Куроко указывают на температуры от 250 до 200 °C и солености около 1m (в пересчете на NaCl). В соответствии с кривыми Хааса это означает, что такие растворы должны вскипать, начиная с глубин менее 600 м. Омото отмечал, что для месторождений Куроко неизвестны флюидные включения в паровой фазе и, следовательно, вскипания растворов не происходило. Однако Финлоу-Бейтс утверждал что в открытой системе не должны присутствовать полости с паром, в которых могли бы образовываться минералы и сохраняться газовая фаза. Таким образом, данные по флюидным включениям не исключают явления вскипания в растворах Куроко.
Физические аспекты разгрузки и отложение руд. Основываясь на соотношениях натриевых хлоридных растворов в координатах температура — плотность — соленость, Сато оценил возможное поведение гидротермальных растворов после разгрузки (без кипения) в субмаринной обстановке. Он подсчитал коэффициенты температурно-плотностных изменений, допустив, что температуры смесей с морской водой являлись линейной функцией степени смешения и что отложение рудных минералов преимущественно зависело от начального охлаждения. По его мнению, возможны три различных варианта поведения гидротермального раствора в зависимости от его начальной температуры и солености (рис. 97, 98).

Тип I. Плотность гидротермального раствора всегда больше по сравнению с плотностью морской воды, в связи с чем раствор будет стекать вниз но подводному склону и образовывать стратифицированные рассольные резервуары в топографических депрессиях. Накопление руд в рассольных резервуарах происходит путем осаждения сверху, и морфология месторождения будет соответствовать протяженному по латерали покровному типу.
Тип IIa. Гидротермальный раствор вначале является более плотным, чем морская вода (точка а, рис. 98), а при смешивании с морской водой становится еще более плотным. Поэтому свежие гидротермальные растворы стремятся подняться выше образовавшейся смеси; в результате вновь поступающие порции растворов всегда будут приходить в контакт и перемешиваться с морской водой. Осаждение минералов происходит как близ выводящего канала, так и во время сползания плотных рассолов в виде потоков по подводному склону. Образующиеся скопления рассолов будут продолжать смешиваться с морской водой до тех пор, пока не достигнут максимальной плотности (точка с, рис. 98).

Тип IIb. Начальная плотность гидротермального раствора меньше, чем у морской воды (точка а, рис. 98), поэтому вначале он будет фонтанировать вверх, смешиваться с морской водой и становиться более плотным, а затем начнет оседать обратно в зоне разгрузки. По сравнению с типом IIa в данном случае вокруг выводящего канала произойдет осаждение большей доли минералов, а истощенный рассол будет стекать вниз по подводному склону.

Тип III. Гидротермальный раствор, являясь всегда менее плотным, чем морская вода, фонтанирует вверх. Осаждение минералов происходит в зоне фонтанирования, и осажденный материал будет стремиться к рассеянию на широкой площади.

Лабораторные исследования показали, что хотя модели Сато являются в принципе верными, природные процессы значительно сложнее. Соломон и Уолш смоделировали тип III растворов, поскольку анализ данных по температуре и солености рудообразующих растворов, сформировавших колчеданные месторождения Кипра, показал, что эти растворы поднимались к поверхности морской воды. Лабораторные эксперименты позволили сделать вывод, что в турбулентной зоне краевой части фонтана смешивание происходит наиболее быстро, а это в свою очередь способствует осаждению минералов. Сопротивление потоку, выходящему из единичного округлого устья канала, приводило к образованию ожерелья фонтанов непосредственно над устьем. Поскольку такой процесс можно сопоставить с процессом, наблюдающимся при многоустьевой разгрузке в верхней части подводящего канала в природной обстановке рудообразования, Соломон и Уолш высказали предположение, что образование подобного ожерелья привело бы к немедленному подавлению фонтана и осаждению пирита с халькопиритом (см. далее) в верхней части подводящей структуры. По их мнению, сфалерит и галенит будут образовываться внутри фонтана и выноситься на «значительную высоту» до того, как либо полностью рассеяться, либо осадиться обратно вниз; в мелководье верхняя часть фонтана будет быстро распространяться в стороны, и осаждение сфалерита и галенита приведет к образованию дистальных цинково-свинцовых фаций месторождений типа Розбери. В период затухания гидротермального цикла при охлаждении растворов сфалерит и галенит будут осаждаться в их охлажденной разгружающейся части непосредственно над скоплением сульфидов, тогда как пирит и халькопирит начнут отлагаться в подводящей зоне.

Тернер и Густафсон обратили внимание на два дополнительных момента, осложняющих упрощенную модель Сато. Они отмечали, что нелинейная зависимость плотности от эффектов смешивания может выразиться для раствора типа II в пульсации фонтана, что в свою очередь приведет к появлению грубой полосчатости в образующихся рудах. Они также указывали на термогалинные или двойные диффузионные эффекты, в результате которых разрузка в морской воде, особенно если существуют градиенты плотности (как это обычно для современного океана), может вызвать отдельные, независимые фонтаны и гравитационные потоки. Каждый фонтан или гравитационный поток в своей эволюции будет развиваться совершенно особым физико-химическим путем и, следовательно, формировать различные химикоминералогические типы руд.
Хенли и Торнли пришли к выводу, что колчеданные месторождения с ясно локализованными и брекчированными подводящими зонами, выполненными обломочными породами и рудами, образовались в результате сфокусированного сильного гидротермального разряда. По их мнению, сульфиды, осадившиеся на выводящий канал, вследствие непрерывного прохождения сквозь них гидротермальных растворов будут вести себя как флюидизированный слой. Поскольку в таком флюидизированном состоянии различия в плотности между частицами слоя могут привести к определенной сортировке, Хенли и Торнли высказали предположение, что наблюдаемая в рудных телах Куроко и Баченс минералогическая зональность имеет именно такую природу. Выплескивание флюидизированного слоя из гидротермального кратера, в котором он образуется, может привести к оползанию сульфидов вниз по склону. Высокую энергию разгрузки Хенли и Торнли относили за счет интенсификации фонтана магматического пара, наложившегося на действующую геотермальную систему. Хотя рудоотложение и прекращается с исчезновением выбросов магматического пара, продолжающаяся деятельность гидротермального потока геотермальной системы будет вызывать безрудные изменения в породах висячего бока.

Имеются данные, свидетельствующие о том, что скопления сульфидов быстро превращаются в крепкие связные массы, поэтому концепция флюидизированного пласта может иметь лишь ограниченное приложение. На руднике Милленбах несколько отдельных сульфидных линз «насажены» на крутопадающие риолитовые купола. Здесь существует также медьсодержащий центральный некк, в пределах которого минералы гидротермального происхождения, типичные для подводящей зоны (сульфиды, кварц и хлорит), прослеживаются вверх от подводящей зоны до кровли массивных сульфидных линз. Это свидетельствует о том, что линзы массивных сульфидов в ходе рудоотложения быстро консолидировались и становились механически крепкими. Труба кремнистых руд на месторождении Косака, по-видимому, является аналогом медьсодержащего некка в Милленбахе. Бартон, ссылаясь на руды Куроко, отмечал, что при формировании сульфидного скопления в нем развивались поры и происходило последующее отложение сульфидных минералов при заполнении свободных полостей. Различные генерации сульфидов вовлекались в повторные оползания, в результате чего образовывались многочисленные сульфидные парагенезисы. Эти наблюдения не подтверждают наличие флюидизированного пласта.

Признаки и интерпретация механической переработки руд в виде брекчиевых потоков, пластов скольжения и т. п. были описаны выше.

Химические аспекты рудоотложения. Почти все попытки объяснить химические процессы, протекающие в участках рудоотложения, основываются на термодинамических оценках. Как подчеркивалось ранее, термодинамические данные, относящиеся к равновесию минерал — раствор, не полностью представительны. Наблюдающийся разброс этих данных наряду с большим разнообразием исходных допущений, которые позволяют нам сделать имеющиеся данные по месторождениям вулканической ассоциации, приводят к широкой гамме толкований химических аспектов рудоотложения.

Кадзивара сделал попытку ограничить значения температуры, PS2, PO2 и РСО2, применяя кривые моновариантных равновесий в сухих фазовых системах для среднего минерального состава руд Куроко. В частности, как это видно на рис. 99, температура и PS2 ограничены кривыми содержаний FeS в сфалерите (0,15—2,5 мол.% FeS в сфалерите). Максимум PS2 фиксируется по максимальному содержанию серебра в электруме (35% Ag), а минимум PS2 определен на основании данных Кадзивары, согласно которым электрум никогда не отлагается совместно с сульфидом серебра. Пределы величины PO2 были определены по общей стабильности барита, гипса и галенита (рис. 100); диапазон значений PCO2 был оценен, исходя из стабильности гипса по отношению к кальциту.
По ряду причин эти подсчеты имеют лишь ограниченное применение в случае интерпретации химического состава рудообразующих растворов. Во-первых, если мы используем средний минеральный состав руд месторождений Куроко для подсчета равновесных химических параметров, мы тем самым принимаем, что все минералы отложились одновременно. Однако уже упоминавшаяся минералогическая зональность, столь характерная для колчеданных месторождений вулканической ассоциации, говорит о том, что это не так. Скорее существует устойчивый физико-химический градиент от минерализации прожилково-вкрапленной зоны к выклиниваниям первичной (в противоположность механически переработанной) массивной руды. Рассчитанные для любой части рудной залежи физикохимические параметры находятся где-то в промежутке между параметрами, присущими растворам, поступавшим в зону рудоотложения, и параметрами, характерными для истощенных растворов, покидающих зону рудоотложения. Система является динамической, а не статически-закрытой. Во-вторых, система, включающая гидротермальный раствор, содержит дополнительные компоненты сверх тех, что имеются в сухой системе. В большинстве случаев дополнительными компонентами могут быть величина pH и хлоридные составляющие раствора. Как это будет показано ниже, основное различие между альтернативными теориями, объясняющими химическую эволюцию рудообразующего раствора, может быть обусловлено различными значениями pH, принимаемыми разными авторами. В-третьих, в динамической рудообразующей системе ранее осажденные минералы подвергаются воздействию более поздних растворов. В этой обстановке сосуществующими минеральными фазами не обязательно будут продукты одновременного осаждения; поэтому необходимо соблюдать осторожность при интерпретации физикохимической значимости наблюдаемых минеральных ассоциаций.

Оценка величины pH гидротермальной системы обычно производится на основании характера сосуществующих силикатных фаз в зоне изменений, а также оценок активностей соответствующих катионов, особенно K+, Mg+, Na+H Ca2+. К сожалению, имеется очень мало детальных данных по взаимоотношениям парагенезисов силикатных минералов в зонах развития измененных пород колчеданных месторождений. Риверин и Ходжсон пришли к выводу, что в зоне измененных пород рудника Милленбах хлоритовые и серицитовые парагенезисы пространственно обособлены, несмотря на одновременность их образования. Поскольку прогрессивные изменения проявляются как в зальбандах отдельных сульфидных жил, так и в масштабе колонн измененных пород в целом, образцы из большинства участков колонны измененных пород содержат и хлорит, и серицит. Риверин и Ходжсон подчеркивали, что рудообразуюший раствор, когда он начинал реагировать с породой, вполне соответствовал полю стабильности хлорита, однако постепенно он изменял свой состав вплоть до перехода в поле устойчивости серицита (напомним, что ассоциации вторичных минералов отражают состав раствора). Это предполагает, что раствор постепенно становился более кислым по мере продвижения вверх и в стороны от центральной части трубообразной колонны измененных пород. Таким образом, принимая, что Mg2+ морской воды, реагировавшей с мафической породой, имел низкую активность, можно считать, что поступавшие рудообразующие растворы могли иметь величину pH, равную 7 или даже больше (см. рис. 93). Однако если образование хлорита и серицита происходило одновременно, то раствор был по крайней мере слабокислым.

Кадзивара в серии статей, опубликованных начиная с 1970 г., пытался уточнить подсчитанные физико-химические параметры рудообразующих растворов месторождений Куроко, основываясь на их следующих оценочных величинах:

1. Температура. Основываясь на анализе фракционирования изотопов серы между сосуществующими минеральными парами, он пришел к выводу, что температуры рудоотложения были около 250 °С. Воспроизводимость полученных результатов указывает на то, что существовало химическое (или по меньшей мере изотопное) равновесие между рудообразующим раствором и сульфидами руд.

2. pH. Допуская, что рудообразующий раствор находился в равновесии с мусковитом (присутствует в прожилково-вкрапленной зоне) и имел ионную силу, равную 1,0, а концентрация K+ была равна 0,1 М, Кадзивара подсчитал, что величина pH колебалась от 4,2 до 6,0, что соответствует интервалу стабильности мусковита при 250 °C по отношению к каолиниту в кислой части и к калиевому полевому шпату в более щелочной части. Позднее, основываясь на величине PO2, определенной по изотопным данным для серы (см. ниже), и концентрации свинца в барите, Кадзивара привел значение для pH, равное 5,5 ± 0,5 при 250 °С.

3. PO2. Используя интервалы pH и температуры, приведенные выше, и допуская, что количество серы, осажденной в сульфидной форме, было мало по сравнению с общим количеством серы в гидротермальном растворе и что, следовательно, b34S было равно 20% (т. е. по изотопному составу сера была близка к сере миоценовой морской воды), Кадзивара, Кадзивара и Дате пришли к выводу, что для достижения изотопного равновесия между рудообразующим раствором и пиритом в различных рудных зонах весь процесс рудоотложения должен был проходить при значениях PO2, близких к границе равных активностей H2S — SO4в2- или находящихся выше ее (рис. 101). Такой выбор интервала величины PО2.Кадзиварой может показаться по меньшей мере странным, поскольку этот автор утверждал, что значение b34S из барита черных руд меньше (около 10%), чем предполагавшееся теоретически, и поэтому, по его мнению, образование барита не могло происходить одновременно с образованием рудных минералов. Это противоречит его соображениям, допускающим, что минимум PO2 при осаждении сульфидов совпадал с нижней границей PO2 поля стабильности барита и, следовательно, делает невозможным его допущение, в соответствии с которым изотопный состав серы рудообразующего раствора был приблизительно таким же, как и изотопный состав серы миоценовой морской воды (т. е. был аналогичен среднему изотопному составу серы в период баритовой и гипсовой минерализации). Смещение границы PO2 при растворимости барита позволило бы принять интерпретацию, согласно которой осаждение сульфидов могло происходить при более низких значениях PO2, чем это предполагал Кадзивара (ср. с моделью Сато), и, следовательно, что изотопный состав серы рудообразующих флюидов мог быть легче, чем изотопный состав серы сульфатов миоценовой морской воды.
4. РS2. Для определения величины PS2 при отложении сульфидных руд Кадзивара использовал среднюю величину (0,5 ± 0,5 мол.%) содержаний FeS в сфалеритах Куроко, связав ее с экспериментальными кривыми Бартона и Тулмина. При 250 °C это давало бы диапазон величин PS2 приблизительно от 10в-9 до 10в-11 атм, что при средней величине PO2 и диапазоне значений pH, принятых Кадзиварой, соответствовало бы приблизительному интервалу суммарной концентрации серы от 10в-1 до 10-2,5 моль/кг.

5. Концентрации металлов. Кадзивара подсчитал концентрации рудообразующих металлов в растворе, используя стехиометрические коэффициенты активности отдельных ионов для 2m раствора NaCl, определенные Хельгесоном. Результаты, полученные Кадзиварой, приведены в табл. 1. Поскольку рассчитанные концентрации главнейших элементов рудообразующего гидротермального флюида отличались в пределах одного или двух порядков от их концентраций в морской воде, Кадзивара пришел к выводу, что рудообразующий раствор представлял собой морскую воду.
Для моделирования процесса отложения руд Куроко Кадзивара использовал в принципе те же самые независимые параметры, но с их переменными подсчитанными значениями. Его результаты суммированы на рис. 102. Он допустил, что в морской воде были определенные концентрации свинца и бария, а затем подсчитал величину PO2 при отложении черных руд, приняв, что состояние равновесия между баритом и галенитом отвечает уравнению

BaSO4 + Pb2+ = PbS + Ba2+ + 2O2.

Как указывалось ранее, использование этой реакции выглядит по меньшей мере странным в свете его заявления, что в соответствии с данными по изотопному составу серы барит и галенит не были равновесными. Кадзивара подсчитал интервал колебаний величин PS2, исходя из сосуществования пирита с халькопиритом и из рассчитанных величин PO2 и допущенных значений температур. С помощью полученных значений PS2 он определил диапазон значений pH (около 5,5—5,8 при 250 °С), исходя из уравнения

4Н+ + 2S2- + O2 = S2 + 2Н2O,

в котором активность S2- определяется величиной растворимости галенита и концентрацией иона Pb2+ в морской воде.

Для желтых руд Кадзивара использовал уравнение равновесия между пиритом и халькопиритом:

4FeS2 + 4Cu+ + 4S2- + 4H+ + O2 <—> 4CuFeS2 + 2H2O + 2S2.

Приняв, что концентрации железа и меди в растворе были аналогичны концентрациям этих элементов в морской воде, он подсчитал, что для одновременного отложения пирита и халькопирита желтые руды должны были формироваться в условиях более низких величин PO2 и/или pH, чем черные руды (рис. 102). Для гипсовых руд Кадзивара использовал уравнение

4FeS2 + 4H2O + Ca2+ + 14О2 <—> CaSO4 + 4Fe2+ + 7SO24в2- + 8H+

и подсчитал отношение pH — Pq2 при осаждении гипса, приняв концентрации Ca2+ и Fe2+, характерные для морской воды. Он пришел к заключению, что общая зональность месторождений Куроко от гипсовых руд через желтые руды к черным рудам была обусловлена окислением и нейтрализацией (по отношению к кислотности) рудообразующего раствора в более или менее изотермических условиях.
Урабе воспользовался аналогичным методом и такими же начальными параметрами, как и Кадзивара. Исходя, по-видимому, из среднего значения температур, полученных по флюидным включениям, он принял для отложения руд Куроко температуру в 200 °С. Заметив, что минералы зоны изменений включают в его первом типе месторождений каолинит, во втором и третьем типах — серицит и в третьем типе — адуляр, он подсчитал значения pH рудообразующих растворов в границах от равновесия серицита с каолинитом, с одной стороны, до равновесия серицита с адуляром (в присутствии кварца) — с другой; при этом он принял, что раствор имеет состав 1,0 моль/л NaCl с концентрацией К+, равной 0,05 моль/л. При 200 °C это дает интервал pH от 4,6 до 5,4. По значениям PS2, выведенным Кадзиварой, он рассчитал, что максимальная концентрация серы будет равна 0,02 моль/л. Используя данные по содержанию серы и отмечая, что содержание FeS в сфалерите и температуры отложения сульфидов (рассчитанные по изотопам серы в минеральных парах) уменьшаются от кремнистых руд к черным рудам, а также указывая на невозможность отложения сульфидов в пределах поля преобладания SO4в2-, Урабе подсчитал значения PS2, соответствующие отложению руды в условиях понижения температуры, увеличения PО2 и увеличения PS2 непосредственно ниже границы равновесия SO4в2-/H2S (рис. 103).
Сато полагал, что каждый из различных типов руд (кремнистых, желтых и черных) представляет собой продукт последовательного отложения из рудообразующего раствора постоянного начального состава в определенных интервалах физико-химических условий. Более того, он считал, что общий состав месторождения определяется полным отложением всего количества металлов гидротермального раствора, и поэтому отношения металлов в общем объеме руды соответствуют их отношениям в исходном рудообразующем растворе. Приняв определенную концентрацию меди в исходном рудообразующем растворе и определив посредством указанных отношений концентрации остальных металлов, Сато путем последовательного вычитания количеств металлов, осаждавшихся в каждом типе руд, рассчитал последовательное изменение содержаний металлов в рудообразующем растворе, происходившее в результате его остывания при смешивании с морской водой.

Сато полагал также, что pH начального раствора буферировалась ассоциацией каолинит — серицит и что максимальное значение атомного отношения K/Na в растворе достигало 0,5. Приняв, что концентрация NaCl в одном случае была равна 1 те, а в другом — 3 те и что все рудоотложение происходило в пределах поля стабильности халькопирита и пирита, этот автор вычислил конкретные значения Pq2 и температуры для определенных величин т Cu, те Fe, те Cl, те S и pH (рис. 104).
Повторяя расчеты для своих различных типов руд и принимая во внимание те компоненты, которые удалялись из раствора при осаждении в предшествовавшую стадию, а также те, которые добавлялись (исключая металлы) при смешивании раствора с морской водой, Сато вычислил изменения температуры, pH, PO2, mS, mCl, mFe и mCu рудообразующего раствора. Располагая этими данными, он подсчитал количества осажденных цинка, свинца, серебра, золота и бария. Сато обнаружил соответствие между подсчитанными им температурами и температурами отложения, определенными по флюидным включениям и изотопным данным по сере в минеральных парах, а также соответствие между рассчитанными и наблюдаемыми соотношениями металлов в различных рудных зонах (табл. 2), что свидетельствовало в пользу его вывода, согласно которому металлы месторождений Куроко переносились раствором в форме хлоридных комплексов, причем суммарная концентрация серы превышала суммарную концентрацию металлов.
Ларж для определения возможного диапазона колебаний величин pH, PO2 и PS2 также использовал растворимость сульфидов железа при создании химической модели трех типов колчеданных месторождений, выделенных Хатчинсоном: 1) медно-цинкового типа, например месторождения пояса Абитиби; 2) свинцово-цинково-медно-серебряного типа, например месторождения Куроко; 3) медно-пиритового типа, например месторождения Кипра. Воспользовавшись константой стабильности для FeCl+, выведенной Крераром, он подсчитал, что для транспортировки раствором состава 1 M NaCl более 5 млн-1 железа при температуре 250 °C величина pH должна быть меньше ~5, суммарная концентрация серы меньше ~10в-2 М, а летучесть кислорода ниже ~10в-36 атм. Ларж предположил, что вскипания раствора не происходило и что физико-химические изменения рудообразующего раствора были обусловлены его смешиванием с морской водой (температура (20—30 °С), pH (8), концентрация хлоридов (0,5 т), S (10-2 М), PO2 выше, чем у рудообразующего раствора).
Используя главным образом график зависимости fO2 от температуры в системе Fe—S—О, он нанес на него возможные пути эволюции рудообразующих растворов, которые дали бы последовательный ряд минералов железа, наблюдаемый в каждом из трех типов месторождений. Например, архейские месторождения (тип 1) обычно в своей прожилково-вкрапленной зоне содержат пирротин + магнетит, а в зоне массивных руд — пирит; на рис. 105 это будет изображаться кривой, последовательно пересекающей поля стабильности соответствующих минералов. Как указывал Ларж, эти кривые являются эмпирическими и не выражают действительного хода охлаждения и окисления, который может диктоваться смешиванием с морской водой. На эту диаграмму Ларж наложил кривые растворимости халькопирита, рассчитанные по константам равновесия, полученным Крераром для реакции

CuFeS2 + H+ + 1/2O2 + Cl- <—> FeS2 + 1/2H2O + CuCl,

а также кривые растворимости сфалерита, рассчитанные по данным Хелгесона. Ларж произвольно установил максимальные концентрации меди и цинка в рудообразующем растворе в 6 млн-1 и показал, что для таких концентраций металлов и предполагаемых хлоридности, pH и содержании серы выбранные кривые, отражающие зональность в распределении минералов железа в рудных месторождениях, будут также воспроизводить зональность по меди и цинку. Более того, указывая, что максимальное возможное состояние окисленности, достижимое рудообразующим раствором, соответствует состоянию окисленности морской воды, с которой этот раствор смешивается, Ларж пришел к выводу, что пиритсодержащие кремнистые сланцы, которые обычно рассматриваются в качестве «латеральных эквивалентов» архейских колчеданных месторождений вулканической ассоциации, являются, в соответствии с его моделью, дистальными отложениями, образовавшимися при отношении S0:Sr (сера окисленная : сера восстановленная) в архейской морской воде, равном примерно 10:1. Если бы отношение S0:Sr было выше, то по мере удаления рудообразующих растворов от участков разгрузки могли бы формироваться кремнисто-магнетитовые железистые формации.

Ларж осуществил свои построения для месторождений Куроко и Кипра и также сумел воспроизвести наблюдаемую здесь минералогическую зональность и ассоциации минералов (рис. 106, 107). Помимо всего прочего, исходя из своих моделей, он пришел к заключению, что месторождения близ выводящих каналов формировались из высокотемпературных умереннокислых восстановленных растворов при их смешивании с морской водой, обусловившей уменьшение температуры и увеличение pH и fO2. Руды, удаленные от своих выводящих каналов, отлагались из низкотемпературных окисленных растворов в результате уменьшения fO2 или увеличения температуры.
При создании модели наблюдаемой минералогической зональности и минеральных ассоциаций месторождений Кипра и Куроко Соломон и Уолш принимали, что рудообразующие растворы были насыщены по отношению к пириту и халькопириту, но недосыщены по отношению к сфалериту. Построив диаграмму, близкую к использованной Ларжем, они пришли к выводу, что рудообразующие растворы месторождений Кипра и Куроко были аналогичными, с единственной разницей в том, что растворы месторождений Куроко содержали свинец и, возможно, были несколько менее кислыми.

Авторы большинства описанных моделей рассматривали смешивание с морской водой в качестве фактора, вызывающего химические изменения, необходимые для осаждения рудных минералов из раствора. Однако Финлоу-Бейтс и Ларж подчеркивали роль вскипания. По их мнению, именно глубина морской воды (и ее влияние на максимальную температуру разгрузки) определяет, где начнется рудоотложение; ниже поверхности (с образованием прожилково-вкрапленной зоны) или лишь после выхода на поверхность (прожилково-вкрапленная зона отсутствует). Более того, полагая, что медь всегда будет осаждаться при более высокой температуре, чем свинец или цинк, мы можем считать, что глубина воды определяет также, где будут осаждаться медные минералы: только в стратиформной части руд или в прожилково-вкрапленной зоне (средняя глубина воды), или же в прожилково-вкрапленной зоне (малая глубина воды) наряду с медью будут осаждаться цинк и свинец. Глубина воды рассматривалась Плимером и Финлоу-Бейтсом как важный показатель того, какой минерал — пирротин или пирит — формировался в стратиформных сульфидных месторождениях.

Различия в вышерассмотренных моделях, несмотря на то что все они, по существу, основываются на одинаковых исходных данных, могут привести читателя в состояние некоторого смущения по поводу того, какая из этих моделей является наиболее верной. При отсутствии полного эмпирического определения химической системы, включающей рудообразующие растворы, ответственные за формирование месторождений вулканической ассоциации, как это иллюстрируют вышеприведенные примеры, значения некоторых параметров должны выбираться произвольно, для того чтобы подсчитать величины остальных параметров. Такие произвольные величины могут выбираться таким образом, что рассчитанные по ним значения неизвестных параметров будут подтверждать модель, предложенную данными исследователями. Поэтому необходимо тщательно анализировать исходные допущения, прежде чем применять опубликованные диаграммы для объяснения ситуаций, отличающихся от тех, для которых они первоначально были предназначены. Приведем несколько примеров.
Финлоу-Бейтс использовал рис. 89 с целью показать, что увеличение pH не является существенным в рудоотложении, поскольку «с увеличением pH отложение будет продолжаться в порядке от железа к цинку и меди. Это противоречит обычно последовательности отложения медь — цинк с железом, проявляющимся во всех фациях». Он допускал, что рудообразующие растворы первоначально были недосыщенными и содержали более или менее равные концентрации железа, цинка и меди. Если бы растворы были насыщенными по отношению ко всем металлам при величине pH, приблизительно равной 2, то с увеличением pH все металлы осаждались бы одновременно, накапливаясь в осадке в отношении Zn : Fe : Cu, приблизительно равном 100 : 5 : 1. Если бы растворы содержали 10в-1 m Cu, 10в-2 m Zn и 10в-4 m Fe, то порядок осаждения был бы обратным установленному Финлоу-Бейтсом, а именно за медью следовали бы медь + цинк, а затем медь + цинк + железо.

Аналогичным образом рис. 108 построен на основании рис. 105, за исключением того, что S = 10в-2 m и границы растворимости меди базируются на установленной минеральной ассоциации (а не только на растворимости халькопирита в поле стабильности пирита). Рис. 108 может быть использован для иллюстрации того, что осаждения цветных металлов при температуре 275 °C могло бы не происходить, если бы раствор не содержал значительно больше 10 млн-1 каждого металла. Допущение того, что рудообразующий раствор был аналогичен рассолам Солтон-Си (т. е. содержал около 500 млн-1 цинка и 10 млн-1 меди), могло бы также использоваться для демонстрации обратной зональности от цинка к меди, которую следовало ожидать, если бы причиной осаждения были охлаждение и окисление растворов!
В результате создания химической модели процесса формирования месторождений вулканической ассоциации ученые пришли к единодушному мнению, что образование таких месторождений было обусловлено кислыми, восстановленными 1 т — 3 т-хлоридными растворами. Металлы переносились преимущественно в виде хлоридных комплексов, а отложение рудных минералов происходило главным образом при охлаждении, а также вследствие смешивания с морской водой или в результате вскипания, хотя серьезное побочное влияние могли оказывать окисление и увеличение содержания серы путем загрузки и восстановления морской воды. Причину того, почему одни месторождения содержат свинец, а другие нет, можно объяснить, допустив отсутствие свинца в рудообразующем растворе предположительно вследствие отсутствия его в зоне источника.

Однако следует заметить, что это мнение разделяют не все исследователи. Лайдон и Ходжсон (в печати) полагают, что поскольку наблюдается согласованность отношений металлов для валовых составов месторождений в целом, отдельных рудных линз и различных типов руд месторождений вулканической ассоциации, то рудообразующие растворы должны быть насыщенными по отношению к главнейшим металлам руд в гидротермальном резервуаре. Более того, принимая во внимание эффект буферирования растворов породообразующими минералами зоны резервуара, они пришли к заключению, что только в случае месторождений цинково-свинцово-медного типа рудообразующие растворы были кислыми, а металлы переносились в виде хлоридных комплексов. Рудообразующие растворы месторождений медно-цинкового типа были, по-видимому, щелочными, а металлы транспортировались как бисульфидные комплексы.





Яндекс.Метрика