Устойчивые соотношения минералов медно-порфировых провинций

Характер минералов и минеральных ассоциаций, возникающих в процессе изменения, зависит от минерального состава вмещающей породы, температуры и давления, влияние которых эта порода испытывала, а также от состава гидротермального флюида, с которым она взаимодействовала. Параметры гидротермального флюида контролировались теми источниками, которые его порождали, и природой пород, через которые этот флюид проходил. Таким образом, термальная и химическая характеристика гидротермального флюида в пространстве и во времени является сложной функцией пути, по которому он следовал. Всевозможные изменения условий контролируют состав вторичных минералов, которые формируются в медно-порфировой системе в различных местах и в разное время.

В следующем разделе дается краткий обзор соотношений стабильности минералов в зависимости от температуры и состава гидротермального флюида. Давление является дополнительной переменной величиной, которая влияет на стабильность минералов, однако в эпизональной обстановке формирования медно-порфирового оруденения колебания давления не столь велики, чтобы они могли существенно сказываться на устойчивости минералов. Экспериментальных исследований, предпринятых для выяснения соотношений устойчивости в гидротермальных растворах переменного состава, было немного, кроме того, их возможности довольно ограниченны; однако сейчас становятся доступными термодинамические данные, которые позволяют рассчитать соотношения стабильности минералов, пока еще экспериментально не изученные. В результате расчетов получают отношение катион/активность водородных ионов для водных флюидов, которое пропорционально отношению концентраций при температурах около 300 °C.

Влияние температуры на устойчивость гидротермальных минералов. Недавно опубликованные экспериментальные данные характеризуют изобарические стабильные соотношения минералов в системе Al2O3 — SiO2 — H2O как функцию температуры и концентрации растворенной кремне-кислоты (рис. 22, а). На рисунке показаны пределы устойчивости каолинита, пирофиллита и андалузита при прогрессивно повышающихся температурах во флюидах, равновесных по отношению к кварцу (пунктирная линия). Расчеты растворимости минералов показывают, что при насыщенности кварцем алюминий в существенной степени инертен по сравнению со щелочноземельными (Mg2+, Ca2+ и т. д.) и щелочными металлами (Na+, K+ и т. д.) и что, следовательно, он может сохраняться в твердом состоянии в метасома-тической обстановке, в частности в кислой среде.

Экспериментально определены соотношения устойчивости минералов в системе K2O — Al2O3 — SiO2 — H2O. Авторы перечисленных работ изучили условия равновесия раствор — минерал в координатах температура — давление — отношение концентраций KC1/HG1 или отношение активностей а(К+)/а(Н+) в водном растворе, насыщенном кварцем, Результаты экспериментальных исследований при 1 кбар отражены на рис. 22, б. Диаграмма показывает, что К-полевой шпат, мусковит и алюмосиликаты последовательно становятся устойчивыми с падением температуры и уменьшением отношения а(К+)/а(Н+) в гидротермальном флюиде. Стабильность минералов в системе Na2O — Al2O3 — SiO2 — H2O также достаточно правильно определена экспериментально как функция температуры и отношения концентраций NaCl/HCl во флюиде, насыщенном кварцем. Эти соотношения устойчивости, показанные на рис. 22, в, геометрически сходны с соотношениями в системе с K2O, поскольку парагонит и альбит являются натриевыми аналогами мусковита и К-полевого шпата соответственно. Различия между этими двумя системами возникают при температуре ниже 300 °C. В Na2O-системe Na-монтмориллонит замещает парагонит в качестве промежуточной фазы.

Фазовые отношения в системе CaO — Al2O3 — SiO2 — H2O достаточно полно изучены как функция температуры и давления H2O при изохимических (метаморфических) условиях, однако экспериментов, позволявших учитывать отношение концентраций СаС12/НС1 в водной фазе, было немного. Соотношения устойчивости минералов можно рассчитать с использованием термодинамических данных, приведенных в работах Берда и Хелгесона; однако состав водной фазы может быть определен только с помощью а(Са2+)/а(Н+), поскольку данные по ассоциации ионов для кальция в хлоридных растворах сейчас отсутствуют. Рис. 22, г отображает расчетные соотношения устойчивых фаз в этой системе, модифицированной с учетом твердого раствора в плагиоклазе (An15), эпидоте (Clz10) и гранате (Gr30), как это было определено из анализов силикатных пород медно-порфировых месторождений юго-западной части Северной Америки. На рисунке показаны поля стабильности натриевого плагиоклаза и эпидота пропилитовой ассоциации, которые существуют при средних значениях а(Са2+)/а2(Н+). Положение поля устойчивости граната сравнимо с положением поля щелочных полевых шпатов. Поле устойчивости Са-монтмориллонита должно было бы пересекать границу между полями эпидота и плагиоклаза, но оно не может быть точно установлено из-за отсутствия экспериментальных и термодинамических данных, а также сведений о составах. При концентрациях растворенной кремнекислоты, превышающих величины, необходимые для насыщения кварцем, кальциевые цеолиты (вайракит, ломонтит, шабазит и др.) стабильны вдоль границы между эпидотом и каолинитом (фактически пирофиллитом при столь высоких концентрациях кремнекислоты), показанной на рис. 22, г. Пунктирная линия на рис. 22, г обозначает верхний предел а(Са2+)/а(Н+), существующий при насыщении раствора кальцитом при а(СO2) ~ РCO2 = 1 при низкой температуре и волластонитом в присутствии кварца при температуре выше ~300 °С. Наконец, согласно реакции, определяющей внутреннее равновесие в эпидотовом твердом растворе, который имеет состав, показанный на рис. 22, г, нижний предел отношения а(Ca2+)/а2(Н+) соответствует отношению a(Fe3+)/a3(H+) при насыщении гематитом. Таким образом, точечная линия показывает минимальные значения а(Са2+)/ /а2(Н+) при фиксированном давлении CO2. Эти две границы ограничивают область (для данного состава эпидота), которая на рис. 22, г выклинивается примерно на уровне 255 °С. Эта область протягивается в сторону более низких температур при повышении содержания железа в эпидоте и при уменьшении давления CO2, которое повышает насыщение кальцитом в условиях более высокого отношения а(Са2+)/а2(Н+).

Изотермальные взаимосвязи катионов. Гидротермальные измерения влекут за собой перемещение и реакционные взаимодействия разнообразных катионов. Таким образом, соотношения устойчивости минералов, показанные на рис. 22, а — г, не могут быть самостоятельно использованы для получения исчерпывающей картины изменяющейся во времени и пространстве обстановки, обусловливающей возникновение различных ассоциаций вторичных минералов. Соотношения стабильности минералов, изображенные на рис. 22, а — г, можно модифицировать для того, чтобы показать совместное влияние различных пар катионов при определенной температуре. Рис. 23, а совмещает Na- и К-системы при 350 °C и связывает границу равновесия К-полевой шпат + альбит с отношением a(K+)/a(Na+) в водной фазе. Подобным же образом на рис. 23, б комбинируются калиевая и кальциевая системы при температуре 350 °С; здесь учитывается твердый раствор натрия в плагиоклазе и железа в эпидоте и гранате, как об этом говорилось ранее.

Добавление MgO в систему K2O — Al2O3 — SiO2 — H2O ведет к появлению особенности, которая отсутствует в K2O — Na2O- и K2O — СаО-аналогах, а именно к образованию смешанно-катионной фазы — флогопита. В системе K2O — MgO важнейшей реакцией, связанной с процессом изменения на медно-порфировых месторождениях, является следующая:

3 хлорит + 8К-полевой шпат =5 биотит + З мусковит + 9 кварц + 4Н2О.

Эта реакция была изучена Гошеком, который определил, что дегидратация (а следовательно, стабильность пары биотит + мусковит) имеет место при температуре выше 375 °C при давлении 3 кбар. Однако на медно-порфировых месторождениях как для биотита, так и для хлорита очень характерны твердые растворы, что в значительной мере может сместить кривые дегидратации. Термодинамические данные для хлорита в настоящее время недостаточно точны, чтобы можно было провести моновариантную кривую дегидратации для вышеприведенной реакции. Если бы мы получили эту кривую, можно было бы с уверенностью судить о температуре образования медно-порфировых месторождений. На рис. 23, в схематически показаны соотношения гидротермальных фаз, представленных К-полевым шпатом, биотитом, мусковитом, хлоритом и кварцем при 350 °С, находящиеся в соответствии с петрологическими данными, данными о газово-жидких включениях и составе измененных пород на медно-порфировых месторождениях. При более низких температурах или более высоких содержаниях Fe в хлорите и биотите К-полевой шпат и хлорит остаются сосуществующими. Биотит и мусковит сосуществуют при высоких температурах в присутствии или К-полевого шпата, или хлорита. На рисунке также показана поверхность насыщения для талька, который должен вытесняться биотитом с образованием сосуществующих минералов, типичных для К-метасоматоза.

Последняя пара комбинированных диаграмм составлена для 350 °С с использованием отношений а(Са2+)/а2(Н+) и a(Mg2+)/a2(H+), отражающих изменение состава. На рис. 23, г отражены условия, отвечающие сравнительно высоким значениям отношения а(К+)/а(Н+), при которых К-полевой шпат и биотит стабильны; рис. 23, д отвечает низким значениям а(К+)/а(Н+), при которых мусковит устойчив относительно К-полевого шпата (см. рис. 23, в). Как уже отмечалось выше, поле стабильности хлорита условно изображено на основании наблюдения сосуществующих минералов в образцах с медно-порфировых месторождений. Учтено влияние твердых растворов в эпидоте, гранате, плагиоклазе, биотите и (условно) в хлорите. Границы состава растворов на этой диаграмме установлены по насыщению волластонитом, салитом (Di80), актинолитом (Tr50) и тальком в равновесии с кварцем.

Влияние кислорода и серы. Стабильность сульфидных минералов и взаимоотношения среди сульфидных, окисных и силикатных фаз могут быть выражены как функция активностей летучих компонентов (O2 и S2). Расчетная устойчивость минералов в системе Cu — Fe — S2 — O2 при 300 и 550 °С показана на рис. 24, а, б как функция а(О2) и а(S2) соответственно. Эти диаграммы построены на основе стехиометрических составов твердых веществ и без учета влияния давления, минимальные значения которого равны и ниже 1 кбар. Устойчивость халькопирита и борнита рассчитана, исходя из избытка железа (в пирите или пирротине) по отношению к меди, как это обычно бывает в природных условиях. Прерывистые линии со штрихами на диаграммах показывают условия, при которых биотит, имеющий состав, типичный для медно-порфировых месторождений (рис. 23, в), находится в равновесии с К-полевым шпатом и соответствующим стабильным сульфидом или окислом железа. Показаны также границы полей волластонит + ангидрит + кварц, гранат (Fe70) + пироксен (Fe20) + кварц, мусковит + алунит + кварц и энаргит + теннантит (только при 300 °С). Высокотемпературные условия (550 °С) соответствуют верхней границе минерализации медно-порфирового типа, выше которой халькопирит нестехиометричен, а ассоциация борнит пирит неустойчива по отношению к этому твердому раствору халькопирита с расплавом серы. Диаграммы показывают, что повышающаяся температура сдвигает соотношения стабильности в сторону более высокой активности O2 и S2, однако при этом совместимость минералов существенно не меняется.

Соотношения стабильности сульфидных и силикатных минералов могут быть выражены через состав раствора, что позволяет разобраться в процессах изменения, которые влияют на минеральные ассоциации медно-порфировых месторождений, содержащие сульфиды. Рис. 25, а показывает соотношения между некоторыми минералами в координатах отношений активностей ионов а(Сu+)/а(Н+) и a(Fe2+)/a2(H+) при 300 °C и a(H2S) = 10в-2,0. Область, покрытая крапом на диаграмме, характеризуется значительным снижением устойчивости халькопирита, когда a(H2S) снижается до 10в-3,0. На этой диаграмме размер поля устойчивости халькопирита относительно других сульфидов и магнетита находится в обратной зависимости от температуры, но расширяется с увеличением a(H2S). Появление вместо пирита халькопирита при данной температуре, по-видимому, обусловлено повышением величин a(H2S), a(Cu+)/a(H+) и a(Fe2+)/a2(H+) (начиная от точки А, рис. 25, а). Рис. 25, б, который похож на рис. 25, а, указывает на дополнительное влияние активности кислорода и общей растворенной серы в 3 Мл растворе NaCl, характеризующемся pH = 5 при 300 °С. Покрытая крапом площадь на этой диаграмме соответствует области, в пределах которой халькопирит и пирит совместимы. При более высокой температуре заштрихованная область смещается в сторону более высоких концентраций полностью растворенной серы.

Интерпретация ассоциаций, возникающих в процессе изменения. Гидротермальные изменения, связанные с медно-порфировой минерализацией, характеризуются сложным и временами озадачивающим разнообразием минералов и минеральных ассоциаций. Среди вторичных ассоциаций, описанных на многих рудопроявлениях, имеются такие, которые не были отмечены в работах Лоуэлла и Гилберта, Роза и Холлистера. Многие ассоциации вторичных минералов содержат не одну фазу, а большее их число. Соотношения устойчивости минералов, рассмотренные выше, имеют большое значение при выяснении условий изменения и, в частности, при определении природы и важности многих видов изменения, которые в возрастающем количестве распознаются на различных месторождениях. В процессе дальнейшего изложения разнообразные вторичные ассоциации, наблюдаемые на медно-порфировых месторождениях, будут интерпретироваться с учетом установленных выше соотношений стабильности минералов. Обычно будут делаться ссылки на рис. 23, однако следует отметить, что, хотя температура 350 °C сравнима с установленными температурами формирования многих месторождений, дальнейшее рассмотрение температуры как переменной величины при построении диаграмм требует дополнительной координаты, с учетом которой и должна проводиться интерпретация соотношений устойчивости минералов.

Обычная ассоциация ортоклаз + биотит равновесна с растворами, обладающими относительно высокими величинами a(К+)/а(Н+) (рис. 23, в, точка А). Зона К-метасоматоза в большинстве кварц-моноцитовых и в некоторых диоритовых интрузиях содержит эти фазы; различия в их относительных количествах обычно можно приписать первоначальному содержанию (Mg + Fe) во вмещающих породах. При высоких значениях а(Са2+)/a2(Н+), какие можно ожидать в диоритовой среде (например, на месторождениях Карибского региона и месторождениях Мамут, Белл, Гренайл), ортоклаз и тремолит составляют калиевую ассоциацию (рис. 23, г, точка В); пироксен может образовываться при более высоких температурах и (или) при больших величинах а(Са2+)/а(Н+) (например, на месторождении Колоула). Если температура снижается при относительно высоком значении а(К+)/а(Н+), ассоциация ортоклаз + хлорит + эпидот становится стабильной, как это отмечается на месторождении Йандера и в ядерных частях аппалачских месторождений.

При средних значениях а(К+)/а(Н+) и при умеренных и низких температурах биотит неравновесен с ортоклазом и замещается хлоритом (рис. 23, в). Ортоклаз и хлорит в диоритовых породах часто присутствуют в центральной измененной зоне, и они обычно образуются вслед за селективной биотитизацией, которая может сопровождаться образованием ортоклаза. Такая пара-генетическая последовательность, возможно, является следствием изотермического уменьшения а(К+)/а(Н+) при почти постоянном отношении a(Mg2+)/ а2(Н+) (рис. 23, в, точка А и стрелка), и ее развитию способствует понижающаяся температура. На месторождениях Санта-Рита, Йандера, Колоула, Бингем, Сьеррита, Минерал-Парк и в других местах ассоциация ортоклаз хлорит является переходной между ранним ортоклаз-биотитовым и более поздним кварц-серицитовым изменением. Глубокая зона К-метасоматоза, описанная Лоуэллом и Гилбертом (рис. 21), которая содержит ортоклаз, хлорит и кварц, не могла образоваться при температурах ниже температуры формирования сменяющей ее кверху ортоклаз-биотитовой зоны, но своим возникновением она могла быть обязана отношению а(К+)/а(Н+), более высокому в верхней зоне, чем в более глубокой.

При пропилитизации в результате перераспределения первичных породообразующих компонентов образуются новые кальциевые и магнезиальные силикаты. Обогащение плагиоклаза натрием связано с изменением анортитовой составляющей эпидота. Если плагиоклаз альбитового ряда и эпидот сосуществуют и если содержание Fe3+ в эпидоте относительно высоко (Ep90), то насыщенность гематитом определяет более низкую температуру формирования силикатов, равную примерно 350 °C (рис. 22, г, точка А). Верхний предел сосуществования гематита, эпидота и плагиоклаза альбитового ряда контролируется распадом эпидота на богатый железом гранат и анортит примерно при 425 °C. Разложение приводит к обогащению An-составляющей сосуществующего плагиоклаза. Кальцит равновесен с высокожелезистым эпидотом, когда температура и а(СO2) превышают соответственно 245 °C и 0,35 (рис. 22, г, точка В). В точке А этой диаграммы граница насыщения кальцитом достигает места сочленения полей гематита, плагиоклаза альбитового ряда и эпидота, когда а(СO2) повышается примерно до 47 (давление CO2 ~50 бар). При более высокой активности CO2 содержание железа в эпидоте должно уменьшаться, чтобы этот минерал оставался равновесным с остальными фазами. Для того чтобы ассоциация эпидот + плагиоклаз альбитового ряда + гематит кварц сохранилась до температур ниже 350 °C, требуется более низкое содержание An-составляющей в плагиоклазе или более низкая концентрация Fe в эпидоте. Основные выводы, которые можно сделать относительно условий пропилитизации, говорят об обстановке, когда метасоматические процессы не резко выражены, что напоминает обстановку формирования альбит-эпидотовой фации метаморфизма. Вторжение процесса пропилитизации в пределы развития ранних ассоциаций К-метасоматоза может быть вызвано снижением а(К+)/а(Н+) гидротермального флюида (рис. 23, б точка А) и требует температур, лежащих примерно в интервале 250—425 °С.

На некоторых месторождениях диоритового типа, а также в изолированных рудопроявлениях среди кварцевых диоритов в большей мере проявлен натриевый, а не калиевый метасоматоз, а следовательно, в центральной зоне этих объектов имеют место непрерывные переходы минеральных ассоциаций от ортоклаз-биотитовой к биотит-альбитовой и далее к альбит-хлоритовой. Холлистер последнюю ассоциацию называет калиевой вопреки тому, что в ней отсутствуют К-содержащие фазы. Однако, поскольку калиевые фазы — К-полевой шпат и биотит — развиваются в результате К-метасоматоза в центральной зоне кварц-монцонитовых интрузий, эту зону нельзя называть калиевой. В действительности минералы альбит и хлорит характеризуют процесс пропилитизации, который преобладает в диоритовой среде по определенной причине, и тип изменения должен быть назван независимо от положения его в системе зональности.

Образование филлитовой ассоциации, содержащей мусковит и кварц, и последующая калишпатизация происходили в результате снижения температуры и (или) а(К+)/а(Н+) гидротермального раствора (рис. 22, б, точка А и стрелка). Однако температура не могла существенно уменьшаться, не нарушая равновесия алюмосиликатов относительно мусковита (рис. 22, б). Серицит замещает силикатные минералы, первоначально содержавшие алюминий и различные щелочные катионы. Таким образом филлитовая ассоциация должна отражать низкие величины a(Na+), а(Са2+) и a(Mg2+) по сравнению с а(К+) в растворе. При высоких температурах (> ~600 °С) мусковит-кварцевая ассоциация подвергается дегидратации с образованием К-полевого шпата и андалузита. Подобным влиянием температуры, возможно, объясняется одновременное формирование мусковит-кварцевой и калишпат-андалузитовой ассоциаций соответственно на верхних и нижних горизонтах месторождения Эль-Сальвадор. На рис. 23, д, составленном для относительно низкой величины a(K+)/a(H+), хлорит и плагиоклаз альбитового ряда не могут сосуществовать с мусковитом в присутствии кварца (точка А). Такой набор четырех фаз наблюдается на Пангуне и в северном Сулавеси и мог быть связан с филлитизацией в обстановке относительного избытка кальция и магния. Хлорит-альбитовая ассоциация на некоторых месторождениях в диоритовых породах при температуре выше 300 °C может стабильно сосуществовать с растворами, имеющими величины а(К+)/а(Н+), которые могли бы обусловить образование или К-полевого шпата, или мусковита, если бы а(Са2+)/а2(Н+) понизилось.

Интенсивная аргиллизация преобладает в силикатных породах верхних зон медно-порфировых систем и может соответствовать переходу от восходящих гидротермальных растворов к кислым поверхностным горячим источникам. Для повсеместного выщелачивания катионов щелочей при интенсивной аргиллизации требуется относительно высокая кислотность (а следовательно, низкие отношения катион/Н+) или большие объемы воды. Если вынос этих компонентов неполный, то вместо пирофиллита и каолинита образуются промежуточные аргиллитовые фазы, такие, как монтмориллонит и хлорит. Есть сведения, что аргиллизация накладывается на более ранние процессы К-метасоматоза и филлитизации. Такая последовательность изменений скорее всего имеет место в кварцевом монцоните, а не в диорите, поскольку в первом алюминия больше, а предшествующая филлитизация могла привести к частичному выщелачиванию катионов, столь необходимому для последующей аргиллизации.

На месторождении Эль-Сальвадор ортоклаз-каолинитовая ассоциация окружает зону развития серицита и прогрессивной аргиллизации, которые приурочены к внутренней части зоны изменения на верхних горизонтах. Хотя метастабильное сосуществование ортоклаза и каолинита вполне возможно при низкой температуре, однако следует отметить, что ортоклаз-каолинитовая ассоциация могла формироваться при температуре ниже 200 °С, если концентрация кремнекислоты в гидротермальном флюиде контролировалась насыщением аморфным кремнеземом. В условиях насыщения кварцем ортоклаз и каолинит не сосуществуют ни при каких температурах, но встречаются вместе с кварцем в образцах из Санта-Риты и Или. Фурнье приписал это энергичному кислотному изменению А1-содержащих фаз, ассоциирующихся с ортоклазом и кварцем, чему способствовало кинетическое замедление осаждения кварца в интервале 200—250 °C или ниже. Кривая равновесия диаспора и пирофиллита лежит примерно в температурном интервале 300—335°С и располагается достаточно близко к границе кварцевого насыщения, чтобы в отношении диаспора создавалось впечатление о его равновесии с кварцем (рис. 22, а). При температурах выше 350 °C и концентрациях растворенного кремнезема, близких к насыщению кварцем, пирофиллит дегидратируется и переходит в андалузит (рис. 22, а, точка А). Пирофиллит становится равновесным с андалузитом при более высоких температурах, если количество растворенного кремнезема превышает насыщение кварцем, но такое кажется невероятным при столь повышенных температурах. Образование корунда следует ожидать только при относительно высокой температуре (>390 °С), когда концентрация кремнезема в воде значительно ниже насыщения кварцем; при более низких температурах вместо него становится стабильным диаспор. Хемли и др. показали, что образование алунита вместе с водными алюмосиликатами (каолинитом, пирофиллитом) происходит в связи с сильными кислотно-щелочными изменениями. В условиях, сопоставимых с гидролитическим изменением, алунит может образоваться вместо мусковита, a K+ сохраниться в аргиллизированной среде.

Соотношения стабильности скарновых и тактитовых минералов рассмотрены Эйнауди. Он пришел к заключению, что область К-силикатных изменений в штоках и участки стабильности андрадита в скарнах перекрываются в интервале температур 460—600 °С. Его выводы основывались на том, что катионы сохраняются в твердых фазах, а соответствующие температурные вариации и активность газов обусловливают образование различных минеральных ассоциаций. На рис. 23, г используется дополнительный параметр для интерпретации процессов изменения при переходе от интрузии к карбонатным вмещающим породам на медно-порфировых месторождениях. Если в богатых алюминием растворах, первоначально равновесных с ортоклазом и биотитом, существенно повышается а(Са2+)/а2(Н+), то на рис. 24, г их состав поднимается к области, где равновесными являются богатый железом гранат и присутствующие в большем или меньшем количестве диопсид и волластонит (рис. 24, г, точка С). Такое резкое возрастание а(Са2+)/а2(Н+) могло иметь место, когда растворы, вызывающие К-метасоматоз в интрузивной породе, перемещались в богатые кальцитом осадочные породы. Наблюдения на месторождении Бингем позволили Эйнауди предположить, что тремолитизация (актинолитизация) безводного скарна одновременна с К-метасоматозом в породах штока. Из рис. 23, г можно видеть, что тремолит мог образоваться как промежуточная фаза (точка В), когда флюид с высокой величиной а(К+)/а(Н+) и равновесный с ортоклазом и биотитом (точка А) взаимодействовал с боковой породой, содержавшей диопсид или гранат (точка С).

Водный скарн поздней стадии, сложенный кальцитом, тремолитом, хлоритом, гематитом, кварцем и другими менее обычными фазами (тальком, сапонитом и т. д.), изменяет и замещает более ранний гранат-салитовый тактит. Эйнауди связывает это с уменьшением стабильности андрадита но мере снижения температуры при фиксированных величинах активности O2 и S2. На рис. 22, г от точки С до F проходит линия охлаждения раствора, первоначально равновесного с гранатом и пироксеном; эта линия ограничивает поля стабильности эпидотовой, гематитовой, кальцитовой и кварцевой фаз. При 350 °C водная фаза, находящаяся в равновесии с тремолитом и имеющая низкие величины а(К+)/а(Н+), сосуществует с эпидотом, плагиоклазом альбитового ряда или хлоритом (рис. 23, д). Эпидот-тремолит-хлоритовая ассоциация стабильна при более низких температурах (например, 300 °С), так что соответствующие составы растворов, различные комбинации водных тактитовых минералов или все они вместе (т. е. эпидот, тремолит, хлорит, кварц, кальцит и гематит) могут образовываться при остывании флюидов сначала в равновесии с гранатом, волластонитом и диопсидом. Следует также отметить, что в породах с низкими содержаниями Ca и Mg, а именно в интрузивах, подвергшихся изменению, для образования водного тактита могут потребоваться, хотя и не обязательно, составы растворов, равновесные по отношению к мусковиту. Процесс превращения безводного тактита в водный происходит при понижении температуры или a(Са2+)/а2(Н+) и повышении активности a (CO2).

Минеральные ассоциации, типичные для различных участков разреза медно-порфирового месторождения (рис. 2), находят характерное для себя место на диаграмме активностей O2 и S2 (рис. 24, а). Сюда относятся следующие ассоциации: 1) ортоклаз + биотит + халькопирит + пирит (в порфировых интрузиях, точка А); 2) гранат + пироксен халькопирит + пирит (в безводном скарне, точка В) и 3) мусковит + алунит + пирит + халькопирит + энаргит (в вулканической кровле, точка С). Количество ангидрита в калиевой ассоциации возрастает при температурах выше 300 °С, в то время как для ассоциации кровли более благоприятны низкие температуры. Участок, подвергшийся К-метасоматозу (К-полевой шпат и биотит), перекрывает участок развития безводного тактита (гранат и пироксен) в местах, где халькопирит и пирит стабильны при 300 °С, но при 550 °C обе силикатные ассоциации сосуществуют с магнетитом вместо пирита. Ниже 550 °C ассоциации Ca- и К-силикатов, содержащие халькопирит, состоят из граната, пироксена, ортоклаза, пирита или из граната, пироксена, биотита, магнетита.