Изучение изотопов колчеданных месторождений

Изучение как стабильных, так и радиогенных изотопов способствует совершенствованию генетической модели колчеданных месторождений. Стабильные изотопы серы, кислорода, углерода и водорода использованы для определения источника металлоносных гидротермальных флюидов, температуры образования флюидов и осаждения сульфидов, механизма образования восстановленной серы колчеданных месторождений. Изучение радиогенных изотопов, в первую очередь рубидия, стронция и свинца, также было использовано для определения источника металлов и гидротермальных растворов. В будущем важное генетическое значение может приобрести изучение изотопов селена, теллура, осмия и иридия, однако таких исследований выполнено мало, а геологическая основа для интерпретации этих изотопов, обеспечивающая получение дополнительных данных, разработана слабо. Итак, использование радиогенных изотопов для определения возраста боковых пород колчеданных месторождений надежно обосновано и не требует более подробных комментариев.

Изотопы серы. Систематизация данных по изотопам серы была недавно осуществлена Омото и Раем. Эта работа, а также множество других подобных статей обеспечивают широкий обзор как теоретических аспектов, так и прикладных сторон использования изотопного анализа серы на разнообразных месторождениях. Изучение изотопов серы было использовано в следующих направлениях:

1. Для определения температуры отложения сульфидов. Сакаи, Бачински, Тадж и Тод установили, что фракционирование изотопов серы между различными сульфидами или между определенными сульфидом и сульфатом зависит от температуры.

2. Для определения механизма отложения сульфидов. Кадзивара и Омото определили влияние изменения fO2 и pH на изотопный состав серы в ее водных формах.

3. Для определения происхождения серы. Образование восстановленной серы, необходимой для осаждения сульфидных минералов, приписывалось процессу восстановления сульфатов морской воды, магматической сере или конгруэнтному выщелачиванию серы из подстилающих пород .

Изотопный состав серы колчеданных месторождений, как правило, обнаруживает сравнительно узкий интервал значений (рис. 73); однако каждый сульфидсодержащий пласт на руднике Раул в Перу характеризуется особым, только ему свойственным изотопным составом серы и разбросом его значений. В пределах отдельных месторождений отмечено прогрессивное изменение изотопного состава серы с изменением типа руды или ее стратиграфического положения. Таким образом, диапазон изменений изотопного состава серы, обнаруживаемый для отдельных месторождений, обусловлен вариациями в типах руд (например, прожилковые и вкрапленные руды по сравнению с массивными); каждый тип руд обычно имеет значительно более узкий интервал значений изотопного состава. На большинстве месторождений либо изотопный состав серы сульфидов очень близок к изотопному составу серы первоначально выбранного стандарта — троилита из метеорита Каньон-Дьябло, либо сульфидные минералы обогащены изотопом 34S (положительная величина b34S). Сульфатные минералы (барит, гипс и ангидрит) обычно заметно обогащены тяжелым изотопом серы по сравнению с сульфидами; они сходны по изотопному составу серы с генетически связанными с ними морскими водами, хотя и несколько отличаются от последних.

Докембрийские месторождения. Большинство аналитических данных по докембрийским месторождениям Канады, Фенноскандии и Австралии удивительно единообразны (рис. 73). Они указывают на средний изотопный состав, приближающийся к 0% (близкий к мантийному составу), и очень узкие интервалы вариаций (приблизительно в 2%). Например, рудные сульфиды архейского месторождения Саут-Бей в северо-западном Онтарио обнаруживают среднее значение 0,9% и диапазон колебаний в 2%. Однако графитовые сланцы, местами перекрывающие рудную зону, имеют средний изотопный состав — 6,6%. Разброс составов большей частью обусловлен изотопным фракционированием между парами сульфидов, хотя отмечаются также некоторые систематические отклонения, связанные с типом руды и ее стратиграфическим положением.

Метод определения температур по равновесным кривым фракционирования для докембрийских месторождений может быть использован лишь ограниченно. По данным Секкомба, если сравнивать изотопные составы сульфидных пар на руднике Саут-Бей с теоретически рассчитанными порядками фракционирования, то различия в порядках являются обычными. Согласно подсчетам Ласка и др., для колчеданного месторождения Кёмон характерны температуры от 220 до 440 °С, причем более высокие температуры были получены для образцов, отобранных близ диабазовых даек. По мнению Ласка и его соавторов, эти температуры связаны с региональным и контактовым метаморфизмом, поскольку нарушение изотопного равновесия обусловливает разброс наблюдаемых температур. Мы располагали очень небольшим объемом данных по сульфатным минералам из колчеданных месторождений. Несколько образцов ангидрита из прожилковой зоны рудника Геко имеют средний изотопный состав +10,0% (Дж.М. Франклин, неопубликованные данные), а средний изотопный состав ангидрита из прожилково-вкрапленной зоны рудника Андерсон-Лейк равен приблизительно 5%. Средние изотопные составы сосуществующих сульфидов из этих месторождений равны примерно 0,5% (среднее по двум образцам) и 1,5% (среднее по двум образцам) соответственно. К сожалению, оба месторождения сильно метаморфизованы, что затрудняет интерпретацию полученных данных.

Из баритовых и колчеданных залежей блока Пилбара, Австралия, были проанализированы как барит, так и сульфидные минералы. Месторождения находятся среди мафических и ультрамафических вулканических пород и ассоциирующихся с ними осадочных образований группы Уэрравуна — слабометаморфизованной толщи, имеющей возраст 3450 млн. лет. Барит встречается также в горной местности Барбертон, Южная Африка, и в архейских зеленокаменных поясах Зимбабве. Ламберт и др. сравнили данные, полученные для рудопроявлений Барбертон, с данными по баритовому рудопроявлению Норт-Пол и колчеданному рудопроявлению Биг-Стабби блока Пилбара (рис. 73). Как жильные, так и массивные баритовые руды Норт-Пол обнаруживают очень узкий диапазон колебаний изотопного состава серы и сходны в этом отношении с баритом из Барбертона. Однако сера барита колчеданного месторождения Биг-Стабби, залегающего в вулканических толщах, имеет более тяжелый изотопный состав по сравнению с серой барита из Норт-Пола. Хотя сульфиды рудопроявлений Норт-Пол и Биг-Стабби имеют идентичный средний изотопный состав серы, образцы из Норт-Пола обладают более широким разбросом значений по сравнению с образцами из Биг-Стабби. Ламберт и др. считают, что сульфаты на рудопроявлений Норт-Пол образовались за счет окисления восстановленной серы, возможно, бактериями или при фотолизе водяного пара. Вслед за Данлопом они говорят о возможности баритизации первичного гипса в Норт-Поле, а барит Биг-Стабби рассматривают как прямой продукт вулканических эксгаляций.

Секкомб на месторождении Учи обнаружил закономерное изменение изотопного состава серы от подошвы к кровле массивных рудных тел; аналогичные данные были получены для месторождения Милленбах Куме-ром и Шварцем. В ходе обоих исследований было выявлено очень слабое уменьшение b34S по направлению к кровле.

Палеозойские месторождения. По сравнению с докембрийскими месторождениями изотопные составы серы месторождений района Батерст колеблются в очень широком диапазоне (рис. 73). Однако отдельные месторожденияхарактеризуются значительно более узким диапазоном колебаний изотопного состава серы. Например, сера из пирита рудного тела Хит-Стил B-1 (b34S) имеет средний изотопный состав, равный 14,3% (стандартное отклонение 0,87%) и диапазон колебаний изотопного состава от 12,4 до 16,3%. По изотопному составу серы месторождения района подразделяются на две отчетливые группы (рис. 73): месторождения юго-восточной части района (Брансуик № 6 и 12, Хит-Стил и Мидл-Ривер), которые характеризуются более тяжелым изотопным составом (среднее значение равно приблизительно 16%), и месторождения центральной и северной части района, которые отличаются более легким изотопным составом (среднее значение около 7%). Отдельные месторождения в западной части района (Марри-Брук, Девилс-Элбоу) занимают промежуточное положение между двумя вышеуказанными группами. Ласк разделил месторождения на пять групп, каждая из которых характеризовалась относительно однородным изотопным составом. По его мнению, образование месторождений в каждой группе происходило в близких условиях. Различия в средних изотопных составах серы удивительны в свете того факта, что месторождения в общем занимают очень узкий стратиграфический интервал.

Ласк показал, что в рудном теле Al месторождения Хит-Стил сера изотонически становится легче по мере увеличения расстояния от лежачего бока (рис. 74). Изотопные составы сульфидных пар согласуются с условием равновесия или приближаются к нему. Используя уравнение Омото и Рая, Ласк и Кроккет получили для этих равновесий температуры от 317 до 357 °С, которые, по их мнению, обусловлены метаморфизмом.

Соломон и др. отмечают прогрессивное утяжеление серы по изотопному составу от Маунт-Лайелла (прожилковая медная руда; см. раздел, посвященный описанию бассейна Садбери) к Розбери (пирит-сфалерит-галенит-халькопиритовая массивная руда) и далее к Маунт-Фарреллу (галенит-сфалеритовые жилы в осадочных породах и туфах). Разброс в изотопных составах на 5% для каждого месторождения аналогичен разбросу для отдельных месторождений Нью-Брансуика. Частично этот разброс обусловлен изотопным фракционированием серы между различными сульфидами. Сосуществующие сульфидные пары дают несомненные температуры фракционирования от 200 до 370 °С.

Для серы из пород района Сулихьельма, Норвегия, отмечаются в основном такие же изотопные характеристики, как и для серы из пород Нью-Брансуика и Тасмании. Диапазон колебаний изотопного состава серы для всех месторождений этого района превышает 12%, однако отдельные месторождения могут быть изотонически вполне гомогенными. Месторождение Якобсбаккен отличается сильным разбросом значений изотопного состава серы, однако для остальных месторождений разброс значений изотопного состава обычно не превышает 5% (рис. 73). В отдельных рудных телах наблюдается уменьшение величины b34S в сторону кровли, а также постоянство значений изотопного состава по латерали.

Районы развития офиолитов. Месторождения, локализованные в различных районах развития офиолитов, обнаруживают заметную разницу в изотопных составах серы. Спунер, ссылаясь на данные Джонсона, Хатчинсона и Серла, отмечает, что месторождения Кипра обладают однородным изотопным составом серы, средняя величина которого по 42 образцам пирита составляет 4,2%. По данным Джонсона, ощутимой разницы между массивными, жильными, кавитационными и вкрапленными рудами не отмечается, однако может наблюдаться слабое различие в средних изотопных составах серы между отдельными месторождениями. Например, на месторождении Мусулус средний изотопный состав серы равен 6,4%, тогда как на месторождениях Скуриотисса (2,8%) и Матиати (3,4%) сера изотонически более легкая. Тем не менее средний изотопный состав серы из сульфидов кипрских месторождений существенно отличается от предполагаемого среднего изотопного состава магматической серы (около 0%). Спунер полагал, что либо магматическая сера была контаминирована более тяжелой серой, либо рудообразующий флюид содержал лишь серу, восстановленную из сульфатов морской воды.

Бачински сообщил о значительной вариации составов изотопов серы в месторождениях офиолитовой ассоциации района Нотр-Дам-Бей, Ньюфаундленд. Месторождения Тилт-Ков, Рендалл — Джекмен и Литл-Бей характеризуются сравнительно тяжелыми изотопными составами серы, а месторождения Литл-Дир и Уэльсбек — более легкими (рис. 73). Отдельные месторождения сильно различаются диапазоном колебаний изотопных составов серы: Литл-Бей и Уэльсбек — 3,9—6%, Тилт-Ков — 5,5—23%, (в среднем b34S = 17,5%). Как и в месторождениях Кипра, сера месторождений района Норт-Дам-Бей по своему изотопному составу значительно отличается от магматической. Бачински полагает, что природа восстановленной серы месторождений Литл-Бей, Тилт-Ков и Рендалл — Джекмен обусловлена восстановлением сульфатов ордовикской морской воды в условиях высоких температур. Причина отличия изотопных составов серы месторождений Уэльсбек и Литл-Дир неясна, хотя он считает, что более легкий изотопный состав серы этих месторождений мог быть следствием иной (более высокой) фугитивности кислорода fO2 в зоне восстановления. Бачински не рассматривал возможности наличия различных источников серы для двух групп месторождений.

Тип Бесси или Кислагер. Данные по месторождениям типа Бесси указывают на то, что каждое месторождение имеет в целом очень узкий диапазон колебаний изотопных составов серы. Сера всех месторождений в каменноугольных и пермских толщах имеет изотопный состав, очень близкий к 0%, однако сера месторождения Симокава, локализованного в юрских породах, отличается более тяжелым изотопным составом, варьирующим от 8,0 до 9,5%. Кадзивара и Дате отмечают небольшое уменьшение содержания изотопа 34S в сторону висячего бока рудных залежей Хитати (пермь) и Янахара (карбон).

На руднике Раул в Перу отсутствует ясно выраженная зона изменений; месторождение состоит из нескольких согласных линз массивных или вкрапленных сульфидов в метаморфизованных (верхняя зеленосланцевая — нижняя амфиболитовая фации) граувакках, алевролитах и андезитах. По геологической позиции и морфологии месторождение достаточно близко к месторождениям Бесси или Кислагер, что позволяет отнести его к этой группе. Изучение изотопов серы на руднике Раул иллюстрирует два момента. 1. Равновесие сульфидных пар не достигнуто; наблюдаемый интервал колебаний температур, устанавливаемых по изотопам серы, равен 200—1000 °С, тогда как флюидные включения в кварце дают температуру 350 ± 10 °C. Это несоответствие Рипли и Омото относят за счет влияния метаморфизма. 2. Сульфиды каждой из четырех различных массивных и жильных групп обнаруживают различные средние изотопные составы серы. Более того, интервалы колебаний изотопных составов в каждой группе достаточно велики (от 0 до +24%) по сравнению с наблюдаемыми у серы из большинства колчеданных месторождений. Рипли и Омото полагают, что такой разброс изотопных составов явился результатом восстановления сульфатов морской воды при реакции с базальтами в условиях высоких, но сильно изменчивых температур (от 300 до 500 °C). Данные Рипли и Омото позволяют сделать вывод, что влияние метаморфизма на изотопный состав серы невелико: первичные различия в изотопном составе серы между группами сульфидов не нарушаются и крупномасштабной изотопной гомогенизации при метаморфизме не происходит.

Месторождения Куроко. Изотопное исследование месторождений Куроко, как и их общее описание, может служить эталоном при изучении других месторождений. Кадзивара и Дате показали, что месторождения Куроко характеризуются сравнительно узким интервалом колебаний изотопного состава серы. Например, пирит из концентратов руд из 10 месторождений имеет средний изотопный состав 4,73 ± 0,65% Изотопное фракционирование между различными сосуществующими сульфидами близко к равновесию или является равновесным, однако в парах сульфид — сульфат равновесие явно не достигается. Сульфатные минералы обнаруживают одинаковые изотопные составы (22 ± 1%, близкие к значению, характерному для третичной морской воды. Используя данные Кадзивары и Кроуза, Кадзивара рассчитал температуры равновесия 30 сульфидных пар для месторождений Саканай и получил значения от 190 до 363 °С при среднем значении 266 ± 42 °С. Для основной группы образцов, представляющих восемь месторождений Куроко, средняя температура составляет 277 ± 44 °C. Эта средняя температура нише, чем определенная Урабе по флюидным включениям в жильном кварце, присутствующем в черных рудах. В целом, однако, температуры, определенные по изотопному составу сульфидных пар, приблизительно согласуются с температурами, установленными по флюидным включениям. В отличие от наблюдаемого изменения температур, определенных по флюидным включениям в различных рудах, начиная от самых нижних прожилково-вкрапленных и кончая самыми верхними массивными черными, Кадзивара не обнаружил такого рода различий в температурах, рассчитанных по изотопным равновесиям сульфидных пар. Однако он установил, что во всех сульфидных минералах сера из верхних горизонтов рудного тела имеет более легкий изотопный состав (рис. 74). Такое изменение изотопного состава он относит за счет увеличения кверху парциального давления кислорода PO2, pH или обеих величин одновременно при параллельном снижении температуры. Омото указывает также, что на изотопный состав серы может влиять изменение суммарной ионной силы раствора.

Изучение изотопов кислорода, водорода и углерода. Изотопы кислорода и водорода долгое время являлись важным инструментом при определении температуры и природы минералообразующих флюидов. Совершенно очевидно, что главной составляющей рудообразующего флюида является вода, поэтому самый прямой путь определения состава и свойств этого флюида состоит в измерении изотопных характеристик продуктов взаимодействия вода — порода, т. е. измененных пород, ассоциирующихся с рудными залежами. Исчерпывающие систематические сводки по геохимии изотопов кислорода и водорода представлены Тейлором и Уайтом. Систематизированные данные по изотопам углерода приведены в обзорах Омото и Рая, Рая и Омото и Омото. Подобно изотопам серы изотопы кислорода, водорода и углерода могут быть использованы для определения температуры равновесия между водой и минералами (или между парами минералов) и флюидным источником. Изотопы кислорода и водорода используются также для определения отношения вода/порода в среде источника.

Изотопный состав флюидных включений в рудах месторождений Куроко изучался Омото и Раем, Хаттори и Сакаи, Писута-Арнондом и Омото. Согласующиеся данные, полученные в результате всех этих исследований, показывают, что изотопный состав (b18O) рудообразующих флюидов очень близок к изотопному составу (b18O) морской воды, a bD несколько ниже. По сравнению с метеорными водами флюидные включения характеризуются гораздо более высокими значениями b18O и bD. Из очень большого числа существующих вариантов интерпретации этих данных, по-видимому, наиболее подходящим является механизм смешивания циркулирующей в породе морской воды с меньшим, однако существенным количеством поступающей метеорной воды, нагретых до 200—300 °C. Писута-Арнонд и Омото установили, что изотопный и химический составы флюидных включений очень близки к составу флюида, полученного экспериментально при взаимодействии морской воды с риолитами (или дацитами) в интервале температур 200—350 °С. Исходя из этого, они высказали предположение, что рудообразующие флюиды Куроко образовались в результате взаимодействия морской воды с риолитами при высоких температурах. Все флюидные включения по своему составу являются жидкими однофазовыми, что свидетельствует об отсутствии вскипания при осаждении сульфидов.

Грин и др. определили изотопный состав кислорода b18O из вулканических пород, расположенных на расстоянии 9 км от рудника Фукадзава, и обнаружили наличие вертикальной и латеральной зональности в распределении значений b18O вокруг рудных залежей, параллельной зональности измененных пород (рис. 75). В зоне интенсивных серицит-хлоритовых изменений значения b18O колеблются от 5 до 9%, в менее измененной монтмориллонитовой зоне — от 9 до 15%, в вулканических породах цеолитовой фации — от 15 до 21%. Подобный изотопный состав (8,0 ± 1,2%) для измененной зоны рудного тела Увамуки отмечался Хаттори и Сакаи. Однако они не обнаружили региональной зональности в распределении значений изотопного состава; менее измененные породы, окружающие кремнистые штокверковые руды, по их данным, характеризуются аналогичным и постоянным составом. Вместе с тем железистые кварцевые породы висячего бока (слои Тецусекиеи), описанные Мацукумой и Хорикоси, имеют отчетливо иной состав (от 10 до 19%).

Рипли и Омото нашли, что на руднике Раул с его метаморфизованной пологой пластовой рудной залежью распределение изотопов кислорода, обусловленное метаморфизмом, отличается от первичного распределения, связанного с процессом гидротермального рудообразования. Хотя b18O-состав магнетита изменяется в зависимости от стратиграфической позиции, в парах кварц — магнетит сохраняются изотопные отношения, характерные для рудоотложения; рассчитанные по этим отношениям температуры (380—410 °С) согласуются с температурами, полученными по флюидным включениям. Однако амфиболы, несмотря на их различное происхождение, обнаруживают очень близкие значения b18O и bD, что, по-видимому, является результатом обмена с резервуаром метаморфических флюидов. Рипли и Омото установили, что рассчитанные изотопные составы кислорода из флюидов для кварц-магнетитовых пар обнаруживают низкие значения bD и высокие, значения b18O по сравнению с ожидаемыми для нагретой морской воды Они полагают, что это могло быть обусловлено испарением морской воды, которое предшествовало гидротермальной циркуляции в полусферической зоне нише морского дна с ультрафильтрацией сквозь глинистые сланцы. Кроме того, они считают, что необходимо пересмотреть изотопный (по обоим параметрам) состав кислорода первичной морской воды.

Бити и Тейлор отмечают, что зоны измененных пород месторождений Амулет и Кидд-Крик характеризуются значениями b18O, отличающимися от «фоновых» изотопных составов кислорода вулканических пород пояса Абитиби (рис. 75). На месторождении Амулет b18O уменьшается от 6—10% (как правило, 9%) в неизмененных вулканических породах до 5—7% в слабо измененных породах (эквивалент пятнистой зоны Риверина и Ходжсона, описанный выше) и до 3,6% в ядре наиболее измененной зоны далмацианитов (антофиллитовая зона, по Риверину и Ходжсону). Изотопный состав кислорода во флюиде (предполагается, что его температура равна 300 °С) составлял 0,5 ± 1%; образование флюида, по-видимому, происходило за счет нагретой морской воды, циркулировавшей по модели рудообразующих флюидов Куроко (см. ранее) и рудообразующих флюидов Кипра.

Зоны измененных пород на руднике Кидд-Крик различаются по изотопному составу кислорода. В интенсивно хлоритизированных породах лежачего бока (рис. 75) отмечаются отчетливо высокие значения b18O, колеблющиеся от 11 до 15%. Зоны серицитизации в Кидд-Крике также местами обнаруживают повышенные значения b18O по сравнению с региональной величиной 9%, характерной для вулканических пород Абитиби. Рудообразующий флюид, очевидно, имел очень большую величину b18O, не типичную для циркулировавшей воды. Бити и Тейлор полагают, что флюид возник путем «1) либо испарения, 2) либо в результате обмена b18O с вмещающими породами, 3) либо за счет метаморфических вод». Этот флюид с высоким значением b18O аналогичен установленному на руднике Раул.

Коста и др. отмечают, что на руднике Маттагами-Лейк, Квебек, богатая тальком зона измененных пород обнаруживает весьма облегченный b18O-состав, свидетельствующий о существенном вкладе кислорода морской воды. По мнению Косты и др., эта зона образовалась скорее путем прямого осаждения из морской воды, чем за счет замещения существовавших ранее риолитов, как это считают Робертс и Рирдон.

Адди и Юпма отмечают, что измененные сильно метаморфизованные (ставролит-кианитовая ступень) метаосадочные породы, окаймляющие рудные залежи Дактаун, обнаруживают несколько пониженные значения b18O по сравнению с окружающими породами. Температуры, установленные по паре кварц — магнетит, колеблются от 492 до 541 °С, и хотя они несколько ниже, чем температура 546 °С, определенная по паре кварц — биотит, считается, что они были обусловлены метаморфизмом. Изотопные составы углерода из кальцита в рудной зоне несколько облегчены по сравнению с изотопными составами углерода из карбонатов, ассоциирующихся с тальк-силикатными карбонатными вмещающими породами. В обоих случаях, однако, углерод по изотопному составу значительно тяжелее магматического, поэтому Адди и Юпма говорят о метаморфической природе флюида, сформировавшего карбонаты. Они считают, что измененные породы, ассоциирующиеся с рудным телом, являются продуктом флюидного потока, проходившего сквозь зону трещиноватости в ходе ретроградного метаморфизма.

Хитон и Шеппард определили на Кипре вариации изотопного состава кислорода как для трубообразных зон измененных пород, так и для регионально измененных базальтовых и интрузивных толщ лежачего бока. Спунер и др. проанализировали такие регионально измененные базальтовые и интрузивные породы, пространственно ассоциирующиеся с колчеданными рудопроявлениями в районе восточной Лигурии, Италия. Хитон и Шеппард отмечают, что измененные габбро и пластовые диабазы, соответствующие «зеленосланцевой зоне», имеют несколько пониженное значение b18O по сравнению с неизмененными долеритами океанического дна. Они установили, что вулканические породы цеолитовой фации, относящиеся и толщам верхних и нижних подушечных лав, заметно обогащены 18O (14,1% в верхних подушечных лавах, 10,3% в нижних подушечных лавах) по сравнению с неизмененными базальтами (обычно от 6 до 7%) морского дна. Штокверковые зоны колчеданных месторождений отчетливо обеднены 18O и характеризуются средней величиной b18O, равной 2,9% (рис. 75). Значения bD для всех вулканических и интрузивных пород, равно как и для штокверковых зон, крайне однообразны и близки к значениям, характерным для морской воды того времени. Определение изотопных температур для штокверковой зоны дает минимальное значение 300 °С.

Изотопный состав кислорода, измеренный Спунером и др. в районе восточной Лигурии, весьма близок составу, характерному для рассмотренных зон измененных пород на Кипре. Все породы гидратизированы и обнаруживают высокие значения b18O. Самые верхние подушечные лавы отличаются высокими значениями b18O (обычно 13%), тогда как нижние лавы и пластовые дайки — сравнительно низкими значениями. Уменьшение величины b18O по направлению вниз сопровождается уменьшением отношения Fe2O3/FeO (общее). Спунер и др. рассматривают возникновение зон измененных пород как результат крупномасштабной циркуляции морской воды и, в отличие от Хитона и Шеппарда, отрицают наличие нижней зоны циркуляции флюида со сравнительно низким отношением вода/порода.

Изотопы стронция. Хорошо известный метод определения возраста по Rb/Sr-изохроне широко использовался в районах колчеданных месторождений для определения возраста вмещающих пород. В последнее время сделаны попытки установить природу минералообразующих флюидов путем использования отношения 87Sr/86Sr в измененных и неизмененных породах лежачего бока для района Куроко, в метабазальтах Кипра и в ангидритах и гипсах Японии.

Петерман и др., Вейзер и Компстон определили изменения во времени отношения 87Sr/8eSr для морской воды. Они отмечают, что после архея начальное отношение 87Sr/86Sr для осадочных карбонатов быстро увеличивалось по сравнению с соответствующим отношением для мантийных базальтов океанического дна. Приблизительно в конце протерозоя и в фанерозое изотопный состав стронция морской воды начал изменяться циклически. Однако вулканические породы имеют отношение 87Sr/86Sr, соответствующее гораздо более примитивной эволюционной линии; например, большая часть толеитов океанического дна соответствует мантийной эволюционной линии. Различия в изотопных составах стронция между морской водой и веществом мантии полезны для оценки той роли, которую играла морская вода в составе рудообразующих флюидов колчеданных месторождений, поскольку связанные с последними зоны измененных пород явно отражают интенсивный химический обмен между рудообразующими флюидами и окружающими породами. Если морская вода представляет собой наиболее существенную часть этого флюида, то изотопный состав стронция измененных пород не будет соответствовать «вулканической» эволюционной линии.

Как описывалось ранее, Спунер установил, что рудообразующий флюид, сформировавший месторождения офиолитовой ассоциации на Кипре и в восточной Лигурии, является, вероятно, нагретой морской водой. Спунер и др. изучили изотопный состав стронция измененных подушечных лав и метадолеритов Кипра и сравнили полученные данные с данными для неизмененных пород. Начальное отношение 87Sr/86Sr в базальтах равно 0,7036, а в морской воде соответствующего возраста — 0,7076. Среднее отношение в измененных базальтах равно 0,7049 (рис. 76). Отношения изотопов стронция в базальтах изменились под влиянием морской воды. Согласно Спунеру и др., для достижения среднего изотопного состава стронция в измененных базальтах необходимо, чтобы в процессе изменений общее отношение вода/порода было равно приблизительно 15:1.

Второй тип исследований связан с использованием изотопных отношений стронция для определения природы флюида. Фаррелл и др., Хонма и Шуто исследовали изотопный состав стронция барита и ангидрита на месторождениях Куроко. Фаррелл и др. показали, что отношения изотопов стронция в ангидрите и гипсе из линз Секкоко на рудниках Фукадзава и Косака колеблются от 0,7072 до 0,70854, что близко (но несколько ниже) к отношениям, характерным для миоценовой морской воды (0,7088 ± 0,0004), и определенно выше по сравнению с отношением в миоценовых вулканических породах (от 0,703 до 0,705). Небольшая разница с морской водой может быть обусловлена смешиванием с подчиненным количеством (выщелоченного) стронция вулканического происхождения. Образцы барита, исследованные Фарреллом и др., по изотопному составу стронция отличаются от образцов ангидрита и гипса; барит в рудах Куроко характеризуется изотопными отношениями от 0,7077 до 0,708, а у барита, перекрывающего черные руды, изотопные отношения стронция колеблются от 0,7061 до 0,7069. Для жильного барита изотопные отношения стронция равны 0,7070—0,7078. Стронций в барите рудного тела Тунокакедзава на руднике Фукадзава в направлении кровли рудного тела становится постепенно более легким по своему изотопному составу. Хонма и Шуто определили изотопный состав стронция в баритах пяти различных месторождений Куроко в Японии, три из которых находятся в бассейне Хокуроку. Образцы для опробования были отобраны в пределах интервала от баритовых руд висячего бока до жильных баритов, ассоциирующихся с кремнистыми рудами; все они обнаружили удивительно близкий изотопный состав стронция (0,7040—0,7044), целиком укладывающийся в диапазон изотопных составов, характерных для третичных вулканических пород. Их данные свидетельствуют о значительно большей степени разброса значений изотопного состава стронция в вулканических породах. Несоответствие между этими данными и данными Фаррелла и др. требует объяснения, однако очевидно, что в формировании баритобразующего рудоносного флюида принимали участие стронций из морской воды и стронций вулканического происхождения.

Изучение изотопов свинца. Изотопные составы свинца в галените колчеданных месторождений определялись самыми первыми исследователями, занимавшимися изучением систематических вариаций изотопных составов свинца. До 1965 г. при проведении большей части анализов физическому состоянию образцов не уделяли должного внимания; первоочередной целью была разработка модели системы изотопов свинца, пригодной для определения возраста. Исследования по определению модельного возраста до сих пор исключительно полезны, однако более поздние работы были направлены на выяснение процессов рудообразования и последующего преобразования месторождений, равно как и на определение возраста и состава материнских пород свинца. Вопрос о приложении изотопии свинца к проблемам рудных месторождений в последнее время был рассмотрен Сангстером, Фором, До и Стейси, До и Зартманом. Несмотря на то что имеется много работ по жильным месторождениям и месторождениям типа месторождений долины Миссисипи, современные высококачественные данные по колчеданным месторождениям немногочисленны. Потенциальными указателями для дальнейших исследований являются более старые данные, хотя они и отягощены существенной (0,5—1%) ошибкой в измерении 204Pb.

Поскольку систематические сведения по изотопии свинца изложены в множестве книг и статей, здесь нет необходимости повторять теорию определения модельного возраста и двухстадийного (или более) эволюционного развития.

Модельный возраст. Первоначальная одностадийная модель определения возраста, предложенная Холмсом и Хаутермансом, в настоящее время устарела, поскольку современные гипотезы эволюции земной коры говорят о том, что литосфера является продуктом цикличной переработки корового вещества с добавлением нового мантийного материала. Мантийный и коровый материалы перемешиваются, и с течением времени коровая компонента этой смеси возрастает относительно мантийной. Попытка решить проблему смешения мантийного и корового свинца была предпринята в трех исследованиях, опубликованных в последнее время. Стейси и Крамерс предложили двухстадийную модель: первой стадии соответствует метеоритное развитие кривой (U/Pb = 7,19), а вторая, начавшись 3,7 млрд. лет назад, является стадией литосферного развития, протекавшей в более радиогенной обстановке (U/Pb = 9,74). Камминг и Ричардс подошли к этой проблеме, исходя из допущения эволюции свинца в условиях непрерывного изменения U/Pb. До и Зартман предложили более сложную модель, которая! включает смешивание прогрессивно уменьшающейся доли мантийного свинца с возрастающим количеством свинца верхней части коры и меньшим, но также возрастающим количеством свинца нижней части коры.

Имеются единичные примеры приложения этих моделей к свинцу колчеданных месторождений для определения возраста. Сангстер показал, что свинцы месторождений вулканических поясов Флин-Флон — Сноу-Лейк и Линн-Лейк в Манитобе обнаруживают соответствие раннепротерозойскому модельному возрасту. Хотя Слоусон и Расселл считают, что свинец в массивных сульфидах изменяется в ходе вторичных процессов, Мак-Куорри, основываясь на данных по отношению U/Pb в цирконах, доказал корректность выводов Сангстера. Хеловуори, использовав плюмботектоническую модель До и Зартмана, пришел к выводу, что свинец медно-цинковых месторождений Финляндии имеет модельный возраст 1970 млн. лет и относительно примитивное мантийное происхождение.

Франклин и др. показали, что средний модельный возраст свинцов галенитов из нескольких архейских месторождений пояса Абитиби в Канаде равен 2708 млн. лет (использована модель Стейси и Крамерса), что удивительно близко к среднему U/Pb-возрасту, составляющему около 2710 млн. лет. По данным Сангстера и Брука, модельный возраст колчеданного месторождения Биг-Стабби в блоке Ист-Пилбара, Австралия, равен 3400 млн. лет; эти результаты были подтверждены Пиджёном U/Pb-данными по циркону. Caaгep и Кёппель также установили примитивный изотопный состав свинцов для колчеданных месторождений южноафриканских поясов Мурчисон и Барбертон; их данные, однако, ложатся на вторичные изохроны, что свидетельствует о многостадийной истории формирования месторождений.

Определения модельного возраста свинцов из фанерозойских месторождений неудачны отчасти вследствие требования, чтобы удовлетворительный возраст был таким же точным, как и возраст, определяемый по ассоциациям ископаемых организмов, а отчасти вследствие большого разброса характеристических данных для узлов фанерозойских колчеданных месторождений. До, делая обзор данных по месторождениям Куроко, подтвердил, что составы изотопов свинца этих месторождений образуют вторичную изохрону. Сходным образом рудный узел Батерст отличается разбросом данных, которые дают диапазоны модельного возраста далеко за пределами ожидаемого интервала возраста рудообразования в этом узле.

История формирования. В большинстве случаев данные по отдельным колчеданным месторождениям обнаруживают тенденцию к достаточно тесной группировке. Например, свинцы нескольких образцов галенита из месторождения Кидд-Крик близ Тимминса, Онтарио, имеют узкий диапазон составов. Франклин и др. показали, что изотопные составы свинцов галенитов из различных месторождений в каждом из двух рудных узлов — Норанда и Маттагами образуют два кластера (рис. 77). Остик и др. продемонстрировали тесную группировку изотопных составов свинцов для рудника Розбери в кембрийских породах Тасмании, а изотопные составы галенита из залежи Утинотай к западу от рудника Косака, район Куроко, Япония, отстоят друг от друга в пределах аналитической ошибки измерений. Узкий интервал колебаний изотопных составов свинца для отдельных месторождений, а в некоторых случаях и для отдельных рудных узлов наводит на мысль, что транспортировавшие металлы гидротермальные флюиды локально были весьма гомогенными относительно изотопов свинца. Однако, как это будет показано ниже, в отдельных месторождениях наблюдаются заметные вариации изотопного состава свинца, а различия между рудными узлами и районами являются обычными.

Существует мало определений изотопного состава свинца из сульфидных минералов, исключая галенит. Франклин и др. приводят некоторые сравнительно старые данные, показывающие, что, помимо различий между галенитами рудных узлов Норанды и Маттагами, образцы без галенита (преимущественно пирит со сфалеритом) также образуют различающиеся, но несколько более обширные кластеры своих составов; по сравнению с сосуществующими с ними образцами галенита эти пробы менее радиогенные. Меньшая радиогенность негаленитовых образцов по сравнению с образцами галенитов является неожиданной; по этой причине Франклин и др. выдвинули предположение об ином источнике пиритового и сфалеритового свинца. В качестве альтернативы эту аномалию можно объяснить образованием нового галенита поздними флюидами, мигрировавшими из окружающих пород. Эксперименты по выщелачиванию, проведенные на образцах пирита, показали слабо выраженную тенденцию добавки к пириту существенно радиогенной компоненты, указывающей на недостаток урана в сульфидах.

Различия между рудными узлами по негаленитовым образцам аналогичны различиям, устанавливаемым между ними по галенитам. Франклин и др. объясняют различия в изотопных составах свинца галенитов различных рудных узлов различиями в составе флюида, что в свою очередь, безусловно, отражает различия в составе материнских пород. Менее радиогенные образцы Маттагами могли образоваться за счет базальтов, составляющих доминирующую часть разреза лежачего бока в этом районе, тогда как более радиогенные образцы Норанды могли образоваться за счет андезитов и кислых пород, развитых преимущественно в лежачем боку рудных тел этого района.

Явную изотопную гомогенность свинцов колчеданных залежей по сравнению со свинцами сульфидов других проявлений недавно использовали Галеон и Мизон для разработки потенциально новой методики, позволяющей отделить связанные с рудой железные шляпы от шляп безрудных сульфидов и непромышленных жильных рудопроявлений. Хотя добавление радиогенного свинца на любом архейском месторождении, по-видимому, несущественно, Стейси и др. показали, что безгаленитовые массивные сульфиды многочисленных докембрийских месторождений Саудовской Аравии обнаруживают сильно варьирующие отношения U/Pb и Th/Pb. Низкие содержания свинца и высокие — урана и тория, устанавливаемые на отдельных месторождениях, свидетельствуют о том, что в безгаленитовых участках этих месторождений могла иметь место существенная радиогенная добавка.

Изотопные составы свинца из галенитов отдельных месторождений или групп месторождений единого рудного узла или вулканического пояса образуют на традиционных диаграммах линейно вытянутые совокупности точек, интерпретируемые как вторичные изохроны. Такие совокупности свидетельствуют о многостадийной истории образования свинца и отражают либо вариации составов материнских пород, либо наложенные изменения месторождений. Например, Франклин и др. продемонстрировали наличие четырех существенных вторичных изохрон для колчеданных месторождений южной части провинции озера Верхнего Канадского щита (рис. 78). Две из них, изохрона района Тимминс и изохрона Стралак (севернее Садбери, Онтарио), показывают, что если минерализация происходила близкоодновременно с вулканизмом (приблизительно 2710 млн. лет назад), то возраст материнских пород металлов составляет около 3000 млн. лет и 3700 млн. лет соответственно. Они допускают, что последние цифры отражают возраст материнских образований для вулканических пород, вмещающих рудные залежи. Образцы Женева-Лейк и Кёмон дают вторичные изохроны, указывающие, что возраст образования обоих месторождений равен 2710 млн. лет и что 2100 млн. лет назад в результате воздействия соседнего диабазового силла Ниписсинг произошла метаморфическая модификация образцов Женева-Лейк. Образцы Кёмон взяты из постколчеданной жилы и рассматриваются как свидетельство поздней ремобилизации свинца, вероятно в ордовикское время. Слоусон и Расселл показали, что изотопные составы свинца нескольких образцов из месторождений Флин-Флон, Сноу-Лейк и Линн-Лейк образуют вторичную изохрону. Поскольку возраст рудообразования был установлен в 1850 млн. лет, вторичная изохрона указывает на самый предельный архейский возраст источника рудного свинца.

Стейси и др. отмечают, что изотопные составы свинцов галенита из двух различных групп колчеданных месторождений позднедокембрийского — раннепалеозойского возраста в Саудовской Аравии сильно различаются на диаграмме 208Рb/204Рb — 206Рb/204Рb, что указывает на различные материнские породы для каждой из этих групп. Согласно плюмботектонической модели До и Зартмана, одна группа месторождений Саудовской Аравии располагается ниже усредненной орогенной кривой, что свидетельствует об их примитивной островодужной природе. Данные для второй группы, включающей лишь одно колчеданное месторождение и серию жил, располагаются вдоль прямой. По мнению Стейси и др., если возраст оруденения, принимаемый для этих месторождений (на основе модельного возраста по свинцу и другим изотопам), составляет 530 млн. лет, то возраст материнских пород равен 2100 ± 300 млн. лет. Таким образом, вторая группа месторождений образовалась за счет более древних толщ докембрийского фундамента; такая интерпретация согласуется с более радиогенным составом свинцов из галенита этих месторождений.

Существуют два примера вариаций изотопных составов свинца в районах фанерозойских колчеданных месторождений. Данные по колчеданным месторождениям района Батерст, Нью-Брансуик, располагаются вдоль прямой, а свинцы являются относительно радиогенными по сравнению со свинцами, отвечающими орогенной кривой До и Зартмана (рис. 78). Если месторождения сформировались в раннем — среднем ордовике, на что указывают палеонтологические и радиометрические определения вмещающих пород, то следует считать, что свинец поступал из докембрийских пород фундамента, имеющих возраст приблизительно 1300 млн. лет. Таким образом, свинец, являющийся существенным компонентом руд, экстрагировался либо из вулканических пород, образовавшихся за счет расплавленного докембрийского фундамента, либо из осадочных пород, возникших за счет докембрийского фундамента. Возможность извлечения свинца непосредственно из фундамента менее вероятна. Мантийный источник, согласующийся с обстановками примитивной островной дуги и океанического дна, маловероятен. Месторождения северо-западной части района Батерст обнаруживают слабо выраженную тенденцию к содержанию более радиогенного свинца по сравнению с остальными месторождениями района; это могло быть обусловлено региональными вариациями составов материнских пород.

Отношения изотопов свинца из галенитов миоценовых месторождений пояса зеленых туфов Японии сильно варьируют, что, возможно, отражает различия в составе пород фундамента. Эти отношения указывают, на большую радиогенность свинцов из галенитов месторождений восточной (тихоокеанской) стороны Японских островов по сравнению со свинцами из галенитов месторождений ее западной (япономорской) стороны. Изотопные составы рудного свинца сопоставляются с составами свинцов из различных серий пород До, используя диаграмму плюмботектонической модели 208Рb/204Рb — 206Рb/204Рb, отмечает, что ни один из изотопных составов свинца галенитов из руд Куроко не может быть интерпретирован как мантийный.

Данные по изотопным составам свинцов галенитов колчеданных месторождений из далеко отстоящих крупных блоков коры, имеющих близкий возраст, позволяют провести очень интересные сопоставления. Данные по колчеданным месторождениям провинции озера Верхнего (2700 млн. лет — 2730 млн. лет, супракрустальные породы) и провинции Большого Невольничьего озера (2680—2720 млн. лет) укладываются в два почти обособленных кластера составов. Свинцы провинции Большого Невольничьего озера являются значительно более радиогенными по сравнению со свинцами провинции озера Верхнего. Более того, составы первых располагаются вдоль крутой вторичной изохроны, тогда как составы свинцов провинции озера Верхнего группируются в тесный кластер. В соответствии с аргументацией До и Зартмана при сопоставлении месторождений провинций озера Верхнего и Большого Невольничьего озера было высказано предположение, что последние образовались за счет пород длительно развивавшейся верхней части коры.