Теории зональности и парагенезиса медно-порфировых месторождений

В течение последних 25 лет были предложены три самостоятельные теории для объяснения зональности и парагенетических соотношений, возникающих в результате образования минералов в ходе процессов изменения на медно-порфировых месторождениях. В первой теории для объяснения этих явлений взята за основу температура, полученная в результате экспериментальных исследований стабильности минералов в водных растворах. В 1970 г. Хелгесон, применив метод математического моделирования, использовал концепцию необратимых реакций между минералами и водными растворами для объяснения зональности и парагенезисов на гидротермальных рудных месторождениях. По существу, в то же самое время Шеппард с соавторами, основываясь на собственных исследованиях изотопного состава кислорода и водорода, предположили, что ассоциации, связанные с различными процессами изменения, и соотношения между ними обязаны флюидам из разных источников. Последняя концепция наиболее широко принимается в настоящее время, хотя для объяснения некоторых деталей зональности и парагенезисов медно-порфировых месторождений требуется выяснение особенностей механизмов, контролирующихся температурой и реакциями. К таким особенностям, которые должны находить свое объяснение в любой генетической модели, относятся пространственное расположение зон К-метасоматоза, филлитизации и аргиллизации (рис. 21) и парагенетические соотношения, присущие ассоциациям, возникающим в результате всех этих процессов изменения, как это было рассмотрено выше. Основой для последующего рассмотрения факторов, ответственных за эти особенности, является схематическая диаграмма стабильности минералов в системе K2O — Al2O3 — SiO2 — H2O, изображенная на рис. 26.
Температурный контроль. Особенности изменения пород можно объяснить только в том случае, если признать существование высокотемпературного флюида, который отделяется при магматических процессах (т. е. обособление фазы, богатой H2O) от глубинных внутренних порций частично затвердевшей кварц-монцонитовой магмы, перемещается вверх и в стороны и проникает в более холодную трещиноватую магматическую породу. Когда флюид только образуется, он находится в равновесии с магматическим К-полевым шпатом (а также с биотитом, альбитом и кварцем) и характеризуется соответствующим отношением концентраций KG1/HC1 (рис. 26, тонка А). Так как этот флюид проходит сквозь кристаллические породы и охлаждается, то фигуративная точка отношения концентраций КСl/НСl раствора движется сначала через поле стабильности мусковита (T1 — T2) и затем попадает в область стабильности каолинита (температуры ниже T2). Таким образом магматический К-полевой шпат кварцевого монцонита последовательно превращается в мусковит и каолинит по мере охлаждения флюида. На величины отношений KC1/HCI и а(К+)/а(Н+) в гидротермальном флюиде во время охлаждения оказывают влияние несколько факторов, включая реакции процессов изменения, осаждение продуктов реакций в виде минералов и диссоциацию водных соединений. (При возрастающих температурах водные комплексы в электролитических растворах в высокой степени ассоциированы, т. е. образуют KCl, HCl, KSO4-, HSO4-, но после охлаждения эти соединения диссоциируют до свободных ионов K+, H+, Cl-, SO2в4-.) В зависимости от относительной и абсолютной значимости всех этих процессов состав и химический характер охлаждающегося магматического флюида меняются, влияя в свою очередь на тот путь, который проделывает флюид на рис. 26. Co временем магма центра интрузива кристаллизуется, и термальный центр, обусловивший генерацию магматического флюида, отступает в глубину и в конце концов исчезает. Воздействие на породу в данной точке гидротермальной системы все более охлаждающихся флюидов с почти постоянными отношениями концентраций KCl/HCl приводит к последовательной смене парагенетических ассоциаций от ассоциации раннего К-метасоматоза до ассоциации поздней филлитизации. Таким образом ранние высокотемпературные флюиды в некоторой точке пространства должны быть равновесными относительно К-полевого шпата, в то время как более поздние охлажденные флюиды, отделившиеся от отступившего вниз источника, должны изменить К-полевой шпат до мусковита. Рудная минерализация, как следствие дальнейшего снижения температуры, возникает в результате диссоциации хлоридов металлов, которые, подобно ионам K+, H+, Cl-, SO4в2-, становятся менее стабильными при охлаждении, а также в связи с понижением растворимости сульфидов меди и железа.

Другие особенности изменения пород, наблюдаемые на медно-порфировых месторождениях, можно объяснить с точки зрения температурного контроля. Например, альбитизация на нижних горизонтах и К-метасоматоз на верхних, как это отмечается на месторождении Йерингтон, могут быть результатом охлаждения флюидов, имеющих определенное отношение концентраций NaCl/KCl. Переход от раннего безводного тактита к последующему водному тактиту также может быть обязан охлаждению (см. рис. 22, г). Как показали Роз и Нортон и Найт, одна из проблем, связанная с этим механизмом изменения, заключается в том, что охлаждение первоначально высокотемпературного флюида (~600°С), происходящее за счет теплопроводности, создает резкий термальный фронт, который мигрирует в сторону от центра интрузива вместе с потоком флюидов в относительно холодные боковые породы, вызывая явления изменения, не совпадающие с полевыми наблюдениями. По этой же причине, вероятно, не отмечается широкого развития высокотемпературного безводного тактита вблизи интрузии. Роз пришел к выводу, что для приведения в соответствие гипотезы охлаждения флюидов, поступающих из магматического источника, с особенностями изменения пород, наблюдаемыми на медно-порфировых месторождениях, первичный флюид должен: 1) смешаться с холодными водами, 2) расшириться в результате снижения давления или 3) «исключительно медленно» течь.

Взаимодействие воды с породой. При другой альтернативной интерпретации зональных соотношений каолинита, мусковита и ортоклаза рассматривают изменение состава кислого флюида, когда он течет и реагирует с магматической породой, содержащей К-полевой шпат. Например, если гидротермальный флюид соответствует точке С на рис. 26, то породообразующий К-полевой шпат преобразуется в каолинит согласно реакции

2KAlSi3O8 + 2H+ + H2O = Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ + 6SiO2.

Одновременно в гидротермальном флюиде повышается концентрация КС и уменьшается концентрация HCl. При значительном увеличении отношения КСl/НСl состав флюида достигает области стабильности мусковита (состав S1, рис. 26), и ортоклаз теперь переходит в мусковит. В ходе реакции H+ продолжает расходоваться, a K+ накапливается в растворе, так что отношение концентраций КС1/НС1 в конце концов возрастает до уровня, при котором К-полевой шпат становится стабильным и поэтому больше не изменяется (состав S2, рис. 26). Если флюид движется через массу породы и реагирует энергично с К-полевым шпатом, относительные положения областей стабильности каолинита, мусковита и ортоклаза отвечают соответственно ранней, промежуточной и поздней позициям реагирующего флюида. Таким образом на основе наблюдаемого расположения зон аргиллизации, филлитизации и К-метасоматоза на медно-порфировых месторождениях (рис. 21) в соответствии с гипотезой изменения пород, контролируемого реакцией, делается вывод о том, что изменяющие флюиды движутся от периферии к центру интрузии, подвергающейся преобразованию, а источник флюидов должен быть экзогенным относительно порфира. В этой ситуации температура флюида также должна возрастать, когда он движется по направлению к центру интрузии. Первичное отношение KCl/HCl в гидротермальном флюиде можно определять по минералам, присутствующим в боковых породах, степени, с которой флюид прореагировал с этими минералами, и различным реакциям ионных ассоциаций внутри флюида, зависящим от возрастающей температуры вблизи и внутри интрузии. Таким образом, первичный состав флюида может лежать в пределах поля стабильности мусковита, и поэтому аргиллизация в интрузии не должна иметь места. В соответствии с механизмом реакционного контроля наблюдаемые парагенетические соотношения между ранним К-метасоматозом и поздней секущей филлитизацией обязаны тому, что составы флюидов, проходящих через данную точку в системе, со временем становятся все более и более кислыми. Это повышение кислотности связано с тем, что более поздние сульфиды движутся сквозь породы, которые были изменены более ранними флюидами; эти ранние флюиды удалили реактивные минералы, которые больше уже не реагировали с кислотой. Следовательно, в некоторой центральной точке интрузива состав циркулирующих гидротермальных растворов в результате предшествующих реакций сначала был равновесен с первичными магматическими минералами, но затем составы флюидов приблизились к составам флюидов, какими они были в их источнике, поскольку способность боковых пород к реакции была сведена на нет предшествующим процессом изменения. Главные трудности, стоящие перед этой трактовкой механизма изменения, заключаются в том, что необходимо установить: 1) каким образом низкотемпературные флюиды (главным образом метеорные) боковых пород могли стать кислыми прежде, чем проникли в магматическую породу, и 2) как могла быть достигнута концентрация меди, необходимая для получения промышленных запасов из реальных объемов флюида.

Упрощенный пример, приведенный здесь, может быть усложнен, если учесть влияние многих минералов, реагирующих с флюидом сложного химического состава, использовав концепции и компьютерные методы, разработанные Хелгесоном и др. Хелгесон указал на то, что вариации в количестве вторичных минералов и в их ассоциациях связаны с различиями температуры, начального состава флюида и ассоциаций реагирующих минералов. Более того, взаимодействие специфических силикатных минералов (главным образом ферромагнезиальных фаз, таких, как биотит) с водной фазой играет важную роль в отложении различных количеств сульфидных минералов и их ассоциаций (преимущественно в результате восстановления). Можно сказать, что модель взаимодействия вода — порода объясняет общую связь различных ассоциаций вторичных силикатных минералов с разными типами магматических пород (т. е. кварц-монцонитовая и диоритовая модели, описанные выше).

Модель двух флюидов. Начавшееся в конце предыдущего десятилетия изучение изотопного состава водорода и кислорода на медно-порфировых месторождениях показало, что флюиды разного происхождения обусловливают развитие разных типов изменения в этих системах. Глинистые минералы (каолинит и монтмориллонит) могут иметь как супергенное, так и гидротермальное происхождение. Кроме того, серициты изотонически сходны с глинами гипогенного происхождения, и вычисленный изотопный характер флюидов, обусловливающих филлитизацию, не позволяет их считать магматическими. На североамериканских месторождениях характер изотопов кислорода и водорода глин и серицита варьирует в зависимости от географического положения соответствующего месторождения; это свидетельствует о том, что они образовывались из метеорных вод, характер которых менялся в региональном плане в зависимости от широты. Изотопные характеристики большинства гидротермальных биотитов сходны с характеристиками так называемых «нормальных» магматических биотитов и слабо меняются от месторождения к месторождению. По изотопным характеристикам некоторые биотиты, образовавшиеся в процессе изменения (например, на месторождении Бьютт), не соответствуют нормальным магматическим биотитам, и эти отличия указывают на более позднее изменение под действием вод метеорного происхождения, возможно связанных с минерализацией главной стадии.

Опираясь на накопившиеся данные по изотопам, Тейлор утверждал, что ранняя гидротермальная история развития медно-порфировых месторождений связана с интрузиями, породившими две раздельные системы флюидов (рис. 27, а). Одна состояла из вод магматического происхождения и охватила апикальную часть кристаллизовавшейся интрузии (рис. 27, а, линия А), другая была представлена метеорными или захороненными водами, которые подверглись конвективной циркуляции в прилегающих боковых породах под действием высокой температуры близко расположенной интрузии (рис. 27, а, линия В). Согласно Тейлору, метеорные флюиды продолжали циркулировать и после того, как внутренние магматические флюиды прекратили образовываться, и со временем экзогенная метеорная система вторглась в консолидированный и трещиноватый порфировый шток (рис. 27, б). Магматические флюиды, циркулировавшие в апикальной части штока кварцевых монцонитов вдоль линии А (рис. 27, а), вызывали формирование вторичных ассоциаций минералов, сходных с магматическими минералами, образовавшимися из материнской магмы, а именно с кварцем, К-полевым шпатом и биотитом. Отсутствие плагиоклаза в измененной породе обусловлено суб-магматическими температурами флюида, при которых стабилен не плагиоклаз, а К-полевой шпат. Более позднее вторжение метеорных флюидов в центральную интрузию, часто называемое «метеорным взрывом» (meteoric collapse), вызывало кварц-серицитовое изменение породы. Парагенетические соотношения, наблюдаемые между продуктами К-метасоматоза и филлитизации, обязаны тому, что флюиды, генерированные первыми, протекали сквозь тот же самый объем породы раньше, чем флюиды, образовавшиеся позднее. Таким образом, эта модель не требует ни химических, ни температурных изменений, необходимых для схемы с одним гидротермальным флюидом. Однако, чтобы сформировалась зональность, свойственная медно-порфировым месторождениям, т. е. чтобы поздняя филлитизация занимала промежуточное положение между более ранним К-метасоматозом и пропилитизацией, необходимы соответствующие изменения потока флюидов.

Поток флюида в медно-порфировых системах. Густафсон и Хант, Густафсон и др. вслед за Тейлором продолжили дискуссию о процессах изменения под действием флюидов различных типов, о которых свидетельствуют данные по стабильным изотопам. Как поясняет Хемли, первоначальное внедрение магмы происходило в плотную породу в квазилитостатических условиях, вызванных нагрузкой вышележащих пород. На этой ранней стадии, когда трещиноватость была небольшой, под литостатическим давлением находились и интрузия, и выделившиеся магматические флюиды. Вода, пребывавшая под гидростатическим давлением в боковых породах, не проникала в магматическую систему на сколько-нибудь значительное расстояние. С ранними магматическими флюидами связаны К-силикатное изменение и первичная минерализация там, где они экранировались прерывистыми трещинами. По мере затвердевания интрузива возрастала интенсивность и распространенность трещиноватости, и вода под гидростатическим напором проникала из боковых пород в интрузив, вызывая его филлитизацию. Меняющееся во времени направление потока флюидов, как показано на рис. 27, объясняется в большей степени изменением проницаемости пород интрузива.

Хенли и Мак-Набб предложили другой механизм для изолированных магматических и метеорных систем флюидных потоков, при котором струя магматического пара низкой плотности поднимается сквозь ядро интрузива. Этот пар в апикальных частях интрузии конденсируется в жидкость высокой плотности. По краям этой струи магматические компоненты из конденсированного пара подхватываются циркулирующей грунтовой водой, однако различие в плотности препятствует их существенному смешиванию. Мы помещаем границу раздела двух типов флюидов внутри зоны филлитизации, так как это отвечает изотопным данным для измененных пород.

Имитированная на компьютере модель потока флюидов показывает, что пути конвективной циркуляции флюидов, связанных с близповерхностными интрузиями, контролируются проницаемостью плутона и боковой породы, глубиной интрузии, формой плутона и наличием или отсутствием верхней непроницаемой границы в геологической колонке. Силы плавучести гонят поток флюида в проницаемые породы, находящиеся в пределах той же температурной аномалии, что и интрузия. Если и плутоническая, и боковая породы обладают достаточно высокой проницаемостью, а флюиды в каждой из них имеют сходную соленость, то поток флюида будет направлен вверх от плутона в область неглубоко залегающей кровли, а на большей глубине — по латерали к интрузии (рис. 27, б, линия С).

Полученная на компьютере модель потока флюидов свидетельствует, что конвективная циркуляция в однородно трещиноватых породах оказывает двоякое очень важное влияние на распределение температуры внутри и над центральной интрузией. Первое заключается в уменьшении термических градиентов внутри и над плутоном и увеличении их на глубине в «зоне вхождения потока в интрузив» (inflow-zone) вдоль края плутона (например, рис. 27, б). Кроме того, температуры в раскристаллизованных и трещиноватых верхних частях плутона быстро изменяются от магматических до температур того более низкого уровня, при котором напор и степень массопереноса конвектирующего гидротермального флюида оптимальны. Дальнейшее охлаждение становится постепенным, так как центральная термальная аномалия рассеивается. Температура оптимального переноса почти чистой H2O в эпизональных интрузивных средах, в которых формируются медно-порфировые месторождения, лежит примерно в пределах 300—350° С. Численные методы, применяемые при машинном моделировании потока флюидов, были специально приспособлены Нортоном [207] для ввода эффектов меняющейся проницаемости интрузии и неравномерной проницаемости боковых пород, а также других характеристик медно-порфировых систем юго-западной части Северной Америки. Данная модель потока исходит из того, что проницаемость плутонов и боковых пород приобретает существенное значение вскоре после кристаллизации данной массы магмы. Это допущение основано на современных концепциях парообразования в кристаллизующихся магмах. Фактором, контролирующим направление потока флюида относительно близповерхностного плутона, в конечном счете является распределение значений проницаемости в интрузии и боковых породах. Теоретическое рассмотрение напряжений в эпизональной интрузивной среде позволяет предполагать развитие ранней трещиноватости в обширной области над плутоном как следствие температурного напряжения и давления поровых растворов, а также концентрацию более поздних трещин в менее обширной области по краям интрузии. Это предположение в общем согласуется с полевыми наблюдениями.

Начиная с 1950-х годов многие работы были направлены на изучение геометрического аспекта трещиноватости на медно-порфировых месторождениях в основном для определения направлений стресса и механизма трещинообразования. Эти данные обычно показываются на стереопроекциях; в большинстве случаев выявляется, что на конкретных месторождениях существует определенный геометрический порядок в размещении трещин. Мало внимания уделялось анализу эволюции трещин во времени и пространстве в сочетании с рассмотрением процессов гидротермального изменения, и литература, посвященная этому аспекту развития медно-порфировых месторождений, скудна. Геометрия жил с оторочками и выполнением из различных минералов, образующихся при процессах изменения, описана на месторождении Йандера, где биотитовые, ортоклазовые, кварц-серицитовые жилы и жилы, выполненные глинистыми минералами и хлоритом, имели почти одинаковое простирание и падение. Множество трещин было закартировано в ряде участков медно-порфировой системы месторождения Плезиуми (Новая Британия), где Титли выявил некоторое соответствие между содержанием гипогенной меди и количеством трещин.

Количество трещин, обычно называемое плотностью трещин, является свойством, которое определяется путем измерения длины трещин на единице площади (или площади трещин в единице объема) и имеет следующую единицу измерения: длина-1. Плотности трещин для разных видов околожильного изменения в объемах различных пород были определены на ряде участков медно-порфировой системы Сьеррита. Изучение распределения типов жил вкупе с парагенетическими исследованиями выявило, что развитие трещиноватости начинается рано и широко, затем следует дискретное трещинообразование, охватывающее все меньшие и меньшие объемы пород, сосредоточенные в пределах интрузий. Такого рода информация позволяет в первом приближении разобраться, каким путем могли развиваться процессы изменения на медно-порфировых месторождениях в магматических вмещающих породах. Результаты подобной интерпретации приводятся на рис. 28 в виде диаграммы. Плотность трещин (п) показана как функция положения и состава продуктов изменения для участка, в котором эти трещины присутствуют. Таким образом, широко проявленное селективное изменение последовательно сменяется различными видами прожилкового изменения. В результате происходит наложение типов изменения, которое наиболее широко представлено (что видно по максимальному развитию жил) поблизости от контакта плутона с боковой породой. Диаграмма построена на основе генерализованных геологических соотношений и данных о плотностях трещин на месторождении Сьеррита (Аризона).

Температура и соленость гидротермальных растворов. За последнее десятилетие в процессе большого количества исследований газово-жидких включений были проведены прямые и косвенные определения температурных и химических характеристик гидротермальных растворов, ответственных за изменение и минерализацию пород на медно-порфировых месторождениях. Оценки первичной температуры флюидов проводились путем наблюдения за гомогенизацией многофазных газово-жидких включений при нагревании. Несмотря на то что флюиды захватывались в кипящем состоянии, для получения истинной температуры их консервации необходимо увеличивать значения температуры гомогенизации включений путем введения поправки на давление. Давления, при которых формировалась медно-порфировая минерализация, лежат в пределах 150—1500 бар. Этот интервал определен по оценкам мощности перекрывающих пород, которые позволяют вычислить плотность нагрузки (гидростатической или литостатической), и по температурам гомогенизации сосуществующих богатых жидкой фазой и богатых газовой фазой включений; последние указывают на процесс кипения. Есть надежное свидетельство о колебаниях давления на отдельных месторождениях, что могло быть связано с тем, что эпизоды трещинообразования чередовались с эпизодами залечивания трещин. При давлениях от нескольких сотен бар до 1 кбар поправки к температурам гомогенизации газовожидких включений обычно составляют меньше 100 °C и становятся еще меньше с повышением температуры и солености. Некоторые исследователи полагают, что если во включениях галит растворен при температурах более высоких, чем температура парообразования (обычно разница превышает 100° С), то это указывает на высокое давление во время захвата включений; однако такое утверждение неверно.

Данные многочисленных исследований газово-жидких включений, многие из которых обобщены Нэшем, свидетельствуют о том, что на большинстве конкретных месторождений в ходе процессов изменения и минерализации сквозь интрузивы и боковые породы циркулировали флюиды, сильно различающиеся по солености. Обобщение данных по измеренным и оцененным температурам гомогенизации и солености показывает, что на медно-порфировых месторождениях существуют три обширных класса включений, богатых жидкостью: 1) включения с жидкостью, обладающей сверхсоленостью (>7,5 Мл, или 40 мас.% NaCl-эквивалента), гомогенизируются при температурах > 750° С (тип IIIa, рис. 29); 2) включения с жидкостью высокой солености, которые гомогенизируются (растворяется галит) в интервале температур 250—600° С (тип IIIб, рис. 29), и 3) включения с жидкостью более низкой солености («разбавленной») (< 4 Мл, или 20 мас.% NaCl-эквивалента) гомогенизируются при температурах < 450° С (тип I, рис. 29). Включения, богатые жидкой фазой высокой и низкой солености, могут находиться вместе с включениями, богатыми газовой фазой и указывающими на процесс вскипания, если (и только если) температуры гомогенизации обоих типов включений сравнимы по величине. Три интервала температур гомогенизации и солености, приведенные выше, полностью не охватывают все известные данные, но являются очень представительными. Промежуточные температуры между первыми двумя группами и промежуточные солености между последними двумя менее обычны, чем те, которые попадают в указанные интервалы. Во многих случаях трудно или невозможно выявить хронологические соотношения между этими тремя выделенными выше классами газово-жидких включений. Однако парагенетические данные в общем показывают, что в жилах и брекчиях среди интрузивных пород флюиды типа IIIa являются самыми ранними, а к наиболее поздним относятся флюиды с низкой соленостью (тип I). Включения типа IIIa на многих месторождениях или совсем отсутствуют, или не распознаются из-за ограниченных возможностей аппаратуры, используемой при измерении температур гомогенизации. Когда в центральной части интрузии присутствуют два других типа включений, то включения с повышенной соленостью, гомогенизирующиеся при умеренных температурах, предшествуют включениям типа I. На месторождении Колоула Чивас обнаружил две самостоятельные гидротермальные системы, связанные с последовательными интрузивными процессами; каждый процесс начинался с циркуляции флюидов повышенной солености (46—76 мас.% NaCl-эквивалента) при температурах выше 400° С (до 800° С в первом цикле) и заканчивался циркуляцией разбавленных растворов холоднее 400° С.

Обнаружено, что высокотемпературные флюиды сверхвысокой солености в некоторых медно-порфировых системах ассоциируются с магматическими образованиями, например, на месторождении Пангуна с фенокристаллами кварца, на Санта-Рите с птигматитоподобными кварцевыми жилами, а в брекчиевых трубках месторождений Коппер-Крик и Санта-Рита — с жилами, секущими обломки магматических пород, но образовавшимися до процесса брекчирования; этим флюидам можно совершенно резонно приписывать магматическое происхождение или по крайней мере рассматривать их как образования, вступившие во взаимодействие с магматическими породами при магматических температурах. Однако Уилсон и др. доказывают, что высокие температуры гомогенизации включений из месторождения Гренайл (от 800 до > 1290° С), возможно, связаны с консервацией негомогенных флюидов. Килинк и Бернем определили, что Cl- сосредоточивается в водной фазе, сосуществующей с гранитным расплавом. Расчеты, представленные Бернемом, показывают, что непосредственное выделение водных флюидов с высоким содержанием Cl- (например, 30Мл Cl- = 52 мас. % Cl- = 64 мас. % NaCl) из кристаллизующейся гранитной магмы требует относительно высоких содержаний хлоридов в материнском расплаве (~ 3 вес.%). Анализы показывают, что гранитные породы содержат 200—1000 млн-1 хлоридов, а Парри и Джекобе и Парри отмечают нечеткое различие в содержании хлоридов в биотитах из минерализованных и неминерализованных штоков на западе США. Если исходить из этих данных, а также из данных Килинка и Бернема, то кажется мало вероятным, что первичная магма, с которой связаны медно-порфировые месторождения, выделяла флюиды, обладающие соленостью выше ~ 5 мас.% Cl-. Последующее вскипание или конденсация могли привести к высокой солености, наблюдаемой в некоторых газовожидких включениях предположительно магматического происхождения, но для того, чтобы получался флюид, содержащий 20—40 мае. % Cl-, из флюидов первоначально заключавших менее 5% Cl- в момент выделения, величина конечного отношения масс пар/жидкость должна быть (5—10)/1; соответствующее отношение объемов должно было бы быть намного больше. О векипании и конденсации свидетельствуют газово-жидкие включения из некоторых медно-порфировых месторождений, характеризующиеся сверхсоленостью, но подобные соотношения ни в коем случае не универсальны. Многочисленные исследования газово-жидких включений показывают, что средние температуры флюидов сверхвысокой солености соответствовали или были близки к условиям вскипания и что флюиды были почти насыщены галитом или сопровождались им в момент их консервации. Вопрос о том, произошли ли среднетемпературные флюиды из высокотемпературного типа в результате понижения температуры и давления, сопровождавшегося умеренным разбавлением, остается открытым. Однако разрыв в температурах гомогенизации между этими двумя группами свидетельствует против постепенного превращения одного типа флюидов в другой.

Клок и Кеслер недавно указали на то, что температуры растворения минералов-узников NaCl и KCl в газово-жидких включениях медно-порфировых месторождений Гренайл — Белл и Пангуна при нанесении на фазовую диаграмму NaCl — KCl — H2O (рис. 30, а) образуют характерно вытянутый контур, который назван этими авторами «галитовым трендом», поскольку он протягивается в направлении к вершине NaCl. Авторы описали и оценили механизмы, при помощи которых этот концентрационный тренд смог образоваться, и пришли к заключению, что наиболее вероятными процессами были осаждение и отделение галита от первичных высокотемпературных магматических флюидов высокой солености. Такая эволюция должна была привести к уменьшению солености и повышению отношения KCl/NaCl во флюидах с низкими температурами гомогенизации, как это наблюдалось на месторождении Пангуна. Вскипание и конденсация также могли бы обусловить линейный тренд KCl — NaCl-концентраций, но в этом случае составы выстроились бы в ряд, направленный к вершине H2O в треугольнике NaCl — KCl — H2O, а отношение KCl/NaCl оставалось бы неизменным, несмотря на то что одна или обе соли выпадали в осадок из жидкости или селективно выделялись с паром. Дополнительные данные по галит- и сильвинсодержащим включениям из месторождения Ред-Маунтин (Аризона) и Санта-Рита нанесены на диаграмму (рис. 30, б).

Экспериментальные исследования показали, что отношения KCl/NaCl во флюидах, выделившихся из кварц-монцонитовой магмы, могут варьировать от 0,3 до 3,0 в зависимости от минералов, кристаллизующихся в момент отделения. Подавляющее количество значений молярных отношений KCl/NaCl, полученных при исследовании газово-жидких включений, лежит в интервале 0,2—0,6. При температурах 300—600° С эти отношения близки к тем, которые отмечаются при равновесии между К-полевым шпатом и альбитом (рис. 23, а). Более высокие значения отношения (1,0—1,8) были получены для газово-жидких включений из среднеазиатских месторождений, из брекчиевой трубки Уим-Хилл на месторождении Санта-Рита и из месторождения Ред-Маунтин (Аризона). Относительные концентрации HCl, CaCl2 и хлоридов железа в водной фазе также меняются по мере кристаллизации магмы. Среди минералов-узников, наблюдаемых в газово-жидких включениях со сверхвысокой соленостью, наряду с галитом и сильвином присутствуют щелочные полевые шпаты, слюды, ангидрит, анкерит, халькопирит, пирит, магнетит, гематит и большое количество сложных хлоридно-(?)гидроксидных солей калия, железа и марганца. Таким образом, различные минералы-узники, идентифицированные и предполагаемые в газово-жидких включениях со сверхвысокой соленостью вместе с галитом и сильвином, могут отражать различные стадии кристаллизации магмы, что не имеет места в случае включений, содержащих только галит и сильвин. Наличие во включениях кристаллов халькопирита и гематита и их размер использовались для оценки концентраций меди, железа и серы, которые во включениях со сверхвысокой соленостью составляют десятые доли процента. Однако сходные оценки были получены с использованием халькопирита для включений с разбавленной жидкой фазой.

Типы флюидов и ассоциаций, возникающие в процессе изменения. Нортон предложил свою интерпретацию характера течения ранних магматических и поздних метеорных флюидов сквозь интрузии на меднопорфировых месторождениях. Согласно этому представлению, которое отличается в деталях от описанной выше модели Хемли, линия источников флюидов (fluid sourceline) определяется как геометрическое место последовательных точек на геологическом разрезе, в которых происходит выделение флюида. На рис. 31, а схематически показаны линии источников, соединяющие точки, расположенные в проницаемом плутоне, выше его и рядом с ним. Индексы у этих линий схематически обозначают источники флюидов, протекающих через каждую из интересующих нас точек в раннее (р), промежуточное (np) и позднее (га) время в процессе циркуляции. По существу, концепция линий источников говорит о том, что в непрерывной трещиноватой среде, в которой происходит конвективная циркуляция, наиболее ранние флюиды, проходящие через любую точку, выделяются из непосредственно примыкающих пород, тогда как более поздние флюиды выделяются из более отдаленных источников. Таким образом, поток флюида того типа, какой показан на рис. 27, б, должен начаться вскоре после кристаллизации плутона и сохраниться в течение большей части времени циркуляции, в то время как поток, изображенный на рис. 27, а, должен быть ранним и коротко-живущим. Подавляющее большинство флюидов, протекающих сквозь апикальные части интрузии (и в конце концов формирующие медно-порфировые месторождения), согласно Нортону, исходят из окружающих боковых пород, а следовательно, имеют метеорное происхождение.

Особенности изменения во времени солености флюидов (из многочисленных источников) в интрузии, боковой породе и кровле показан на схематическом разрезе через район развития медно-порфировой формации (рис. 31, б). Концепция линий источников флюидов, рассмотренная Нортоном, удовлетворительно объясняет различную последовательность типов флюидов, наблюдаемую в разных местах. Как это уже было рассмотрено выше, многочисленные модели показывают, что в конвективной системе первичные флюиды, проходящие через данную точку, должны иметь местное происхождение, а с течением времени источник циркулирующих растворов должен все больше и больше удаляться от интересующей нас точки (рис. 31, а). Самые ранние флюиды, циркулирующие и поднимающиеся через трещиноватую субсолидусную интрузию, имеют эндогенную природу (рис. 31, а, точки Cp), и в течение всего длительного периода остывания штока возрастающее количество флюида поступало из проницаемых окружающих боковых пород (рис. 31, а, точки Cnp и Cn). Относительные проницаемости плутона и окружающей боковой породы определяют относительные количества магматических и метеорных флюидов и их общий поток (в основном пропорциональный степени изменения), прошедший через любую данную точку в плутоне. В области кровли места, являющиеся источниками флюидов и растворенных химических компонентов, проходящих через данную точку в течение длительного периода времени остывания плутона, располагаются последовательно: 1) в прилегающей породе (рис. 31, а, точка Ар), 2) в пределах нижележащего плутона (точка Аnр) и 3) в более глубоко залегающих вмещающих породах, где начинается путь потока, который проходит через интрузив в некоторое промежуточное время (точка Аn). На расстояниях в несколько километров от интрузивного центра отмечаются только метеорные флюиды (рис. 31, а, линии С и D). При сравнении степени солености и размещения источников (рис. 31) правомерно сделать вывод о том, что включения типа III содержат магматические флюиды, в то время как включения типа I содержат метеорную воду. Уменьшение солености, фиксируемое по газово-жидким включениям в порфировых интрузиях, явно приходится на время, когда источник флюидов, проходящих через данное место в охлаждающемся проницаемом плутоне, перемещается из самого плутона во вмещающие породы (рис. 31, а, линия С). Изменения этой последовательности, при которой флюиды сверхвысокой солености сменяются разбавленными флюидами в области кровли на обратную, можно ожидать в точках над погребенным интрузивом, где ранние флюиды являются норовыми водами из вмещающих пород и куда магматические флюиды попадают в более позднее время (рис. 31, а, линия А).

Данные по изотопии кислорода и водорода позволяют говорить, что К-метасоматоз может ассоциироваться с газово-жидкими включениями сверхвысокой солености, свидетельствующей об их магматическом происхождении или взаимодействии флюидов с магматическими породами при магматических температурах, и что филлитизация должна быть связана с флюидами низкой солености. Многочисленные исследования показывают, что с породами, претерпевшими К-метасоматоз, ассоциируются не только газово-жидкие включения сверхвысокой солености с высокими и средними температурами гомогенизации, но также и включения, содержащие флюиды, относительно низкой солености (< 4 Мл NaCl-эквивалента). Сходным образом филлитизация связана не только с флюидами низкой солености, обладающими температурами гомогенизации порядка 250—350° С, но в редких случаях и с высокотемпературными флюидами сверхвысокой солености (температуры близки к верхней границе стабильности мусковита, т. е. к ~ 625° С). Следовательно, нельзя провести четкой границы между К-метасоматозом и филлитизацией ни по температуре флюида (ниже 625° С), ни, что более важно, по его солености.

Грунтовые воды, циркулирующие сквозь боковые породы, примыкающие непроницаемым (нетрещиноватым) плутонам, не будут существенно повышать свою температуру (исключение составляют участки у непосредственного контакта), поскольку распространение тепла может осуществляться только вследствие теплопроводности пород вкрест контакта. Лишь немногими независимыми друг от друга исследованиями зафиксировано образование эпидота, хлорита, кальцита и ортоклаза в магматических боковых породах из флюидов низкой и умеренной солености, имевших температуру от ~ 150 до 300° С на расстоянии по горизонтали приблизительно 2,5 км от предполагаемого центра гидротермальной активности. Исследования на месторождении Сьеррита показывают, что флюиды, обусловившие пропилитизацию силикатных боковых пород, были способны также вызывать К-метасоматоз при несколько более высоких температурах и (или) на более ранних стадиях циркуляции.

Геологические факты свидетельствуют о том, что безводный тактит (гранат + пироксен) мог начать формироваться в карбонатных боковых породах до окончательного формирования порфировой интрузии. Газовожидкие включения в гранате месторождения Санта-Рита и в гранат-диопсидовой измененной породе месторождения Или гомогенизируются при 325—425° С и 450—500° С соответственно и обладают низкой или умеренной соленостью. В рудном теле скарнового типа Уэст на месторождении Коппер-Каньон Нэш и Теодор установили, что включения со сверхвысокой соленостью предшествуют включениям с низкой соленостью, однако Теодор сообщает также, что включения в гранате из этого месторождения содержат вскипающие флюиды низкой солености, которые гомогенизируются при 540° С. Кварц-пиритовые жилы, секущие гранат на месторождениях Санта-Рита и Или, содержат газово-жидкие включения со сверхвысокой соленостью, которые гомогенизируются в интервале температур 250—450° С. Эти жилы на обоих месторождениях прямо или косвенно могут быть связаны с актинолитовыми жилами, более поздними, чем гранат. Характер изменения солености флюидов в карбонатных боковых породах на месторождениях Санта-Рита и Или напоминает тот, который наблюдается в области кровли месторождения Ред-Маунтин (Аризона), и можно полагать, что он отражает раннюю циркуляцию эндогенных (метеорных) флюидов и более позднюю циркуляцию экзогенных (частично магматических) растворов. Требуются дальнейшие исследования для оценки предположения Эйнауди о том, что водные тактиты поздней стадии на медно-порфировых месторождениях связаны с флюидами, которые также обусловили позднестадийную филлитизацию в примыкающей интрузии.

Изотопы серы. Омото и Рай охарактеризовали отношения изотопов серы в минералах из различных медно-порфировых месторождений, воспользовавшись главным образом неопубликованными данными К.У. Филда. Хотя имеются местные вариации, эти данные в основном показывают, что b34S сульфидов близко к нулю и что разница между сульфидными и сульфатными минералами приблизительно одинаковая (10—15%). Относительное постоянство отношений для сульфидов и одинаковые различия между сульфидами и сульфатами из разных месторождений свидетельствуют об очень большом сходстве источников серы, а также температур и величин pH и а(O2) растворов. Омото и Рай пришли к заключению, что сера в большинстве медно-порфировых месторождений «произошла в значительной степени из магматических источников либо вследствие отделения магматических флюидов, либо путем растворения во флюидах сульфидов магматического происхождения». В дальнейшем было высказано предположение, что на месторождениях Гейлор-Крик и Морокоча потенциальными источниками серы могли быть соответственно осадочные сульфиды и эвапоритовый ангидрит.

Филд и Густафсон оценили данные по сосуществующим сульфидам и сульфатам месторождения Эль-Сальвадор, используя прямые линии, которые соединяют величины b34S обоих типов минералов и пересекаются в точке, соответствующей A=0 (рис. 32, а). Авторы предположили, что источник серы для ранней ангидрит-халькопирит-борнитовой ассоциации (b = 1,6%) отличался от источника, который обусловил образование более поздней ангидрит-пирит-халькопиритовой ассоциации (б = 6,8%). Ранняя ассоциация связана с К-силикатным метасоматозом, а поздняя — с процессом образования серицитсодержащих измененных пород. Анализ данных для каждой из пяти различных групп жил с использованием того же метода (рис. 32, б—г) показывает, что смена источника с низким b31S источником с высоким значением этого параметра могла происходить в процессе развития жил даже раньше, чем указывают Густафсон и Филд, возможно в начале основного отложения сульфидов в ранних жилах «А», и что b31S более позднего источника серы могла быть более 6,8%.