Гидротермальное изменение и минерализация на медно-порфировых месторождениях юго-западной части Северной Америки: синтез

Из ранее проведенного обсуждения факторов, влияющих 1) на образование ассоциаций сульфидов и минералов, связанных с процессами изменения, 2) на широкое разнообразие проявлений и ассоциаций специфических минералов и 3) на температурный интервал и состав флюидов, циркулирующих в медно-порфировых системах, можно легко понять, почему не может быть предложено универсальное простое объяснение эволюции этих месторождений. Однако при углубленном рассмотрении одного месторождения или группы месторождений, находящихся в сходных геологических условиях, оказывается возможным создать подходящую последовательную генетическую модель, основанную на генетических наблюдениях и аналитических данных. В предлагаемой главе внимание будет сосредоточено на медно-порфировых месторождениях юго-западной части Северной Америки и на согласовании современных представлений с данными по этим месторождениям. Процессы, обсуждаемые ниже, начинаются с первых моментов гидротермальной активности внутри или вблизи близповерхностной интрузии, которая в конце концов становится вмещающей меднопорфировое месторождение.

Мы начнем свое рассмотрение с месторождения Санта-Рита (Нью-Мексико). Величины солености и температуры гидротермальных флюидов, определенные по газово-жидким включениям, приведены на рис. 33. Хронологическая последовательность различных генераций флюидов определяется геологическими объектами, с которыми они взаимодействовали. Самые ранние из циркулировавших растворов имели высокую соленость в пределах 15—35 Мл NaCl-эквивалента и температуры гомогенизации более 750° С (группа 1). Последующая генерация флюидов (группа 2) обладала несколько меньшей, хотя все еще достаточно высокой соленостью, но значительно более низкими, не превышающими 500° С температурами гомогенизации включений. Co временем эти растворы снизили как свою температуру, так и соленость (группа 3). Затем последовало радикальное снижение солености флюидов до менее чем 3 Мл NaCl-эквивалента, однако температуры гомогенизации газово-жидких включений изменились слабо (группа 4). Парагенетическая последовательность гидротермальных минералов, связанных с разными флюидами, показана в табл. 3. Ранние жилы чистого кварца и жилы, состоящие из кварца, К-полевого шпата, биотита и апатита, непротяженны и птигматитообразно смяты. Более поздние жилы калиевых минералов, лишенные апатита, распространены шире и не обнаруживают признаков пластической деформации. Следующая за падением солености флюидов сульфидная минерализация ассоциируется с кварц-хлорит-калишпатовыми изменениями. В брекчиевой трубке Уим-Хилл хлорит встречается в жилах и материале матрикса, а также как продукт изменения более раннего биотита. Конечная ассоциация, связанная с процессом околопрожилкового изменения, состоит из кварца, серицита и пирита. Отношение изотопов кислорода кварца и К-полевого шпата во время понижения температуры, испытанного флюидами сверхвысокой солености, существенно не изменяется; при этом температуры, определенные по фракционированию изотопов в этой паре минералов, оставались на уровне магматических. Кислород кварца из более поздней кварц-хлорит-калишпатовой ассоциации, с которой связана минерализация, изотонически тяжелее, чем кислород кварца в более ранних калиевых жилах, однако в полевом шпате он легче в более поздней ассоциации. Кварц самых поздних жил в зоне филлитизации обладает отношением изотопов кислорода, самым высоким из до сих пор установленных. Пары минералов из ассоциации, содержащей хлорит, дают температуры конгруэнтного фракционирования изотопов около 305° С; эта величина получена по данным фракционирования изотопов кислорода, приведенным в работах Боттинги и Джавоя и Уэннера и Тейлора и согласующимся с температурой гомогенизации газово-жидких включений с низкой соленостью. Хорошо согласуются между собой рассчитанные отношения изотопов кислорода для относительно разбавленных растворов, находящихся в равновесии с каждой из двух ассоциаций сульфидсодержащих минералов. На основе изучения стабильных изотопов на месторождении Санта-Рита и других месторождениях юго-западной части Северной Америки Шеппард и Тейлор приписали ранним минерализованным флюидам, ассоциирующимся с биотитом, магматическое происхождение, а более поздним разбавленным флюидам, обусловившим филлитизацию, преимущественно метеорное. Исходя из данных по газово-жидким включениям и дополнительной информации об изотопах (табл. 3), можно вполне резонно предположить, что флюиды, обусловившие гипогенную минерализацию, также имели преимущественно метеорное происхождение.

В табл. 4 суммированы парагенетические соотношения гидротермальных минералов и характеристики газово-жидких включений медно-молибденового порфирового месторождения Минерал-Парк (Аризона). Там молибденит присутствует в значительных количествах и, по существу, обусловливает экономическую ценность месторождения. На рудном участке Итака-Пик парагенетическая последовательность минералов, связанных с процессами изменения, сходна с ранее упоминавшейся последовательностью на месторождении Санта-Рита. Вслед за начальной стадией формирования пегматитовой кварц-биотитовой ассоциации шло последовательное образование таких парагенетических ассоциаций: кварц + ортоклаз + молибденит, кварц + ортоклаз + хлорит + халькопирит пирит + магнетит и, наконец, кварц + серицит + пирит с небольшим количеством хлорита. На месторождении Минерал-Парк не известны высокотемпературные (~800° С) газово-жидкие включения, но ранние флюиды со сверхвысокой соленостью сменились флюидами с более низкой соленостью (< 2 Мл NaCl-эквивалента), и уменьшение солености произошло в то время, когда биотит перестал образовываться как гидротермальная фаза. Однако на Санта-Рите изменение солености имеет место позднее кварц-калишпатового изменения. На рудном участке Итака-Пик, как и на месторождении Санта-Рита, отложение халькопирита происходило при переходе от К-метасоматоза к филлитизации, когда ранее образовавшийся биотит стал нестабильным и начал превращаться в хлорит и (или) замещаться сульфидами. Последовательные парагенетические ассоциации на этом месторождении укладываются в интервал температур гомогенизации газово-жидких включений менее 50° С.

Следующий ряд данных, который будет рассмотрен (табл. 5), показывает одновременную эволюцию двух различных типов изменения в кварц-монцонитовых и кварц-диоритовых боковых породах, непосредственно примыкающих к интрузии кварц-монцонитовых порфиров, на месторождении Сьеррита (Аризона). В кварц-монцонитовой боковой породе последовательно развивались вторичные ассоциации от кварц-ортоклаз-биотит-гематитовой через лишенную биотита до кварц-хлорит-эпидотовой с сульфидной минерализацией. Как на Санта-Рите, так и на участке Итака-Пик переход от концентрированных флюидов к разбавленным совпадает с выпадением биотита из калиевой ассоциации. В соседствующем кварцевом диорите каждая из нескольких генераций секущих жил сопровождается ранним кварц-ортоклаз-биотитовым изменением, которое сменяется кварц-хлорит-эпидотовым, с которым ассоциируется отложение сульфидов. Последовательное образование жил происходит в температурном интервале примерно 125° С, однако смена минеральных ассоциаций не может быть приписана простому охлаждению гидротермального раствора, так как температура формирования поздней пропилитовой ассоциации каждой генерации жил перекрывает температуру, при которой начинается ранний К-метасоматоз, связанный с жилами последующей генерации. Таким образом каждая генерация жил в кварцевом диорите характеризуется парагенетической последовательностью, сходной с общим ходом гидротермальной минерализации в примыкающем кварцевом монцоните, и можно, не боясь ошибиться, утверждать, что смена гидротермальных минералов контролируется преимущественно химическими явлениями.

На месторождении Сьеррита на расстоянии нескольких километров от интрузии кварц-монцонитовых порфиров в гранодиоритовых боковых породах не отмечается ни концентрированных флюидов во включениях, ни развития стабильного биотита в процессе изменения (табл. 6). Самые ранние кварц-калипшат-магнетитовые жилы аналогичны жилам в интрузии и имеют сравнимые температуры гомогенизации и величины солености газово-жидких включений. Сменяющие их кварц-сульфидные жилы сначала содержат К-полевой шпат, а позднее небольшое количество серицита. На поздней стадии в гранодиоритовых боковых породах образуются кварц-калишпат-эпидот-хлоритовые жилы, температура формирования которых близка к 225° С.

Сменяющие одна другую ассоциации вторичных силикатных минералов в интрузивных породах отражают систематическое изменение химизма гидротермальных флюидов на рассматриваемых месторождениях. Рис. 34, а является обобщенным вариантом рис. 23, в, на нем показаны соотношения стабильности биотита, хлорита, К-полевого шпата и мусковита. Фазовые соотношения, изображенные на рис. 34, а, основаны на ассоциациях, приведенных в табл. 3, 4 и 5, а вертикальная ось отражает соотношения Mg2+-и Fе2+-составляющих твердых растворов биотита и хлорита. Биотит-ортоклазовая ассоциация образуется из флюидов сверхвысокой солености, которые, как показывает изотопный анализ и исследования газово-жидких включений, имеют магматическое происхождение. Последующее поступление в гидротермальную систему флюидов низкой солености обусловливает порядок формирования минеральных ассоциаций, который свидетельствует о прогрессирующем уменьшении отношения катион/водород в подвергавшейся изменению породе (стрелка на рисунке). Эта последовательность выделения минералов, наблюдаемая на многих месторождениях, может быть представлена в виде серии частных равновесных состояний при почти постоянной температуре по мере постепенного замещения К-ассоциации ассоциацией, развивающейся при филлитизации, связанной с метеорными водами.

Рис. 34, б аналогичен рис. 25, а и схематически показывает соотношения устойчивости рудных минералов при температурах, аналогичных тем, которые имелись в виду на рис. 34, а. Концентрация H2S в водной фазе на рис. 34, б точно не определена, но при высоких ее значениях халькопирит, пирит и магнетит могут сосуществовать, а при низких между полями магнетита и пирита появляется поле гематита. Наблюдения, суммированные в табл. 3, 4 и 5, свидетельствуют о том, что отношение (Fe2+)/(H+)2, соответствующее равновесию ортоклаз — биотит на рис. 34, а, лежит в поле стабильности окисла железа (магнетита или гематита), как это показано прерывистыми отрезками линии на рис. 34, б. Точка А на этой несиликатной диаграмме снова, как на рис. 25, а, должна была бы изображать раннюю ассоциацию, возникшую из магматических флюидов сверхвысокой солености. Сходным образом величина (Fe2+)/(H+)2 (или, вернее, интервал величин), определяющая на рис. 34, а равновесие ассоциации мусковит + хлорит, на рис. 34, б должна находиться внутри поля стабильности пирита. Прерывистые отрезки линии, проходящие через поля равновесия этих силикатов, расположены так, что все соответствующие силикат-сульфидные ассоциации, перечисленные в табл. 3, 4 и 5, находят свое отражение. Переходная зона между прерывистыми отрезками линии на рис. 34, б определяет интервал составов растворов, в котором хлорит и ортоклаз совместимы. Этот интервал составов включает поле стабильности халькопирита и охватывает ассоциацию ортоклаз + хлорит + халькопирит + пирит + магнетит, которая всегда появляется на рассматриваемых месторождениях в связи с флюидами низкой солености. Стрелка, показывающая парагенетические последовательности на рис. 34, б, хорошо бы совпадала с данными табл. 3, 4 и 5, однако на ее положение сильно повлияла поздняя сульфидная ассоциация месторождения Сьеррита. Эти сульфиды образовались при температуре около 200° С, так что принятые для рис. 34, а и б условия, близкие к изотермальным, здесь непригодны. Кроме того, соотношения устойчивости рудных минералов, показанные на рис. 34, б, могут измениться, если связанная и полностью растворенная сера подвергнется окислению или восстановлению. Эти процессы понижают или повышают отношение сульфид/сульфат, а следовательно, и концентрацию H2S. Наблюдаемая последовательность образования рудных минералов может быть интерпретирована, как и в случае с соответствующими ассоциациями силикатов, в виде серии частных равновесных состояний; однако существенная разница между последовательными рядами силикатных и рудных минералов заключается в том, что последние контролируются и обусловливаются реакциями изменения, в которые вовлекаются и первые, когда главные породообразующие минералы приходят в равновесие с метеорными флюидами.

Как можно видеть на рис. 34, б и как это зафиксировано полевыми наблюдениями, возникающая в процессе изменения кварц-серицит-пиритовая ассоциация не содержит халькопирит в качестве сосуществующей фазы. Таким образом, филлитизация приводит к развитию пирита за счет халькопирита (сходным образом происходит замещение К-полевого шпата и хлорита мусковитом), и это можно рассматривать как процесс разрушения руды. Однако в процессе эволюции гидротермальных минеральных ассоциаций при продолжающемся притоке метеорных вод и возросшем отношении вода/порода распространение трещин ограничивается зоной контакта между интрузией и боковой породой (рис. 28). В результате образуются: убогоминерализованная центральная часть интрузии, которая была трещиноватой только во время проявления безрудного К-метасоматоза; зона, расположенная дальше от центра, охваченная трещинообразованием в промежуточные стадии и, следовательно, испытавшая приток флюидов во время минерализации, и еще одна зона, самая внешняя, в которой продолжалось развитие трещин и поступление флюидов в течение более поздней разрушающей руду филлитизации. Согласно этой модели, внешнее ограничение рудной оболочки зоной филлитизации (рис. 21) обусловлено удалением ранней минерализации из последней зоны, а не представляет собой первичную границу осаждения сульфидов, например, во время оттока и охлаждения магматических флюидов. В интрузиях, где позднее трещинообразование не фокусировалось в зоне контакта, ранняя минерализация может быть полностью вынесена. Медь, ремобилизованная во время филлитизации, может быть переотложена из циркулирующих флюидов в результате соответствующих термальных и химических процессов в интрузии и над ней, как предполагает Бримхолл для главной стадии минерализации на месторождении Бьютт. Однако на месторождении Ред-Маунтин (Аризона) сульфиды, выполняющие жилы, отлагались из концентрированных флюидов, которые следовали за более разбавленными растворами; такое соотношение метеорных и магматических флюидов характерно для области кровли.

В настоящее время невозможно прийти к какому-либо твердому заключению об источниках меди и серы на медно-порфировых месторождениях юго-западной части Северной Америки. Из наблюдений над халькопиритом во включениях предварительно можно предположить, что существенное количество растворенной меди могло присутствовать на относительно ранних стадиях циркуляции магматических флюидов в интрузиях и метеорных флюидов в кровле, но что металл не отлагался вплоть до поздних стадий. К сожалению, относительно небольшие фракции магматических или метеорных флюидов, смешанные с большим количеством контрастных разностей, трудны для обнаружения с использованием температурных, концентрационных и изотопных критериев. Однако с некоторой долей вероятности можно предположить, основываясь на величинах солености жидкой фазы включений и отношениях изотопов кислорода, что приток метеорной воды в описанные медно-порфировые системы предшествовал началу филлитизации и формированию гипогенной медной минерализации. Ho в настоящее время невозможно установить первичный источник сульфидов, осаждавшихся из флюидов, которые имели преимущественно, если не полностью, метеорное происхождение.

Описанные здесь особенности парагенезиса присущи и другим месторождениям той же самой области, как, впрочем, и других регионов мира. Однако не следует думать, что данная здесь обобщенная характеристика является общей моделью генезиса медно-порфировых месторождений. Минералогия других упомянутых здесь месторождений, особенности их газовожидких включений могут значительно отличаться, хотя вариации обычно имеют систематический характер и предсказуемы. Эти отличия могут быть приписаны таким факторам, как уровень эрозионного среза, литология интрузивных и боковых пород, а также влияние наложенной тектоники (трещиноватости) на природу потока флюида внутри сложных гидротермальных систем. Многочисленные исследования постоянно вносят изменения (в некоторых случаях существенные, в других незначительные) в наши знания о различных физических и химических параметрах, имеющих отношение к развитию медно-порфировых месторождений. Эти изменения могут касаться 1) процесса снижения температуры, 2) уменьшения концентрации растворов в интрузиях, 3) локализации трещиноватости у контакта интрузия — боковая порода, 4) уменьшения b18O гидротермальных флюидов, равновесных с минералами, возникающими в процессе изменения, и 5) парагенетической последовательности образования минералов при изменениях, отражающей уменьшение отношения катион/водород или снижение температуры в сосуществующем гидротермальном флюиде. Отложение халькопирита может быть вызвано понижением температуры, возрастанием pH раствора («нейтрализация»), разбавлением раствора и процессами окисления — восстановления; доказательства каждой из этих причин могут быть получены из минералогических описаний и данных по газово-жидким включениям отдельных месторождений. Если систематические изменения и наблюдаются в общем в течение развития медно-порфировых месторождений, то изменчивость этих месторождений в деталях, наблюдаемая в мировом масштабе, говорит о гибкости процессов и разнообразии среды, связанных с их генезисом.