ГлавнаяКак было показано ранее, в областях развития вулканических пород происходит глубокая циркуляция поверхностных вод и их взаимодействие с эпитермальными интрузивами; подобные процессы — обычное явление. Отношения метеорная вода/порода обычно высокие, поэтому изменение пород сопровождается обширными и глубокими эффектами в изотопном составе кислорода b18O. А если вмещающие породы представлены осадочными образованиями или докембрийскими кристаллическими породами, проницаемость которых не столь велика? Что будет происходить в этом случае? Очевидно, изотопно-кислородные эффекты (b18O) станут меньше и могут сократиться настолько, что перестанут диагностироваться, если принять во внимание естественные колебания изотопного состава кислорода b18O в изверженных породах. Тем не менее даже в том случае, если изотопнокислородные эффекты (b18O) весьма незначительны, приток чужеродных вод скажется на изотопном составе водорода SD жидких включений или ОН-содержащих минералов, поскольку первичные концентрации H2O в большинстве изверженных пород крайне малы.
Однако в связи с изучением изотопных отношений водорода D/H в рудных месторождениях существует еще одна проблема. Известно, что изотопный состав водорода SD наиболее распространенных на Земле типов метеорных вод аналогичен изотопному составу водорода первичных магматических вод. Например, на большей части Северо-Американского континента значения bD поверхностных метеорных вод (рис. 6.3) и соленосных формационных вод (рис. 6.4) группируются в интервале от -40 до -90; эти значения настолько близки к изотопному составу водорода bD магматических вод, что никакие дискриминационные тесты не могут обеспечить их диагностику.
Вследствие тех трудностей, о которых говорилось выше, изотопные исследования процессов, сопряженных с магматическими интрузиями и отличающихся низкими значениями отношения вода/порода, могут приводить к однозначным выводам только в том случае, если эти исследования проводятся в определенных географических зонах. К районам, благоприятным для постановки изотопных исследований, относятся океанические области, где bD = 0, или регионы, расположенные в северных широтах, как, например, штат Монтана или провинция Британская Колумбия, где значения bDh2O могут опускаться ниже -130‰. В принципе пригодны также высокогорные области, однако в большинстве случаев трудно установить первичную высоту земной поверхности над тем или иным рудным месторождением. По крайней мере для месторождений третичного возраста географическая широта является гораздо более определенным параметром, чем высота земной поверхности над уровнем моря.
Следовательно, чтобы изучить какой-либо класс рудных месторождений, встречающихся в разнообразных географических зонах, необходимо выработать соответствующий подход. Следует ожидать, что изотопный состав элементов в минералах, кристаллизующихся из гидротермально-магматических растворов, не будет зависеть от географической широты места их локализации, в то время как изотопный состав водорода bD (и, возможно, в какой-то степени кислорода b18O) минералов, образующихся из метеорногидротермальных или «погребенных» растворов, проявит определенную зависимость от географического положения. Именно такой подход был положен Шеппардом и др. и Шеппардом и Тейлором и в основу изучения месторождений меднопорфировых руд Северной Америки. Полученные ими изотопные данные вместе со всеми другими имеющимися определениями изотопного состава ОН-содержащих минералов гидротермальных рудных месторождений воспроизведены на рис. 6.7.
Значения bD гипогенных глинистых минералов и серицитов из месторождений, приведенных на рис. 6.7, уменьшаются по мере движения с юга на север: от шт. Аризона и Нью-Мексико (месторождения Санта-Рита, Саффорд, Коппер-Крик, Минерал-Парк) через шт. Юта, Колорадо и Невада (месторождения Бингем, Эли, Гилман, Клаймакс) и далее к шт. Монтана, Айдахо и Вашингтон (месторождения Бьютт, Уикес, Сан-Пойл, Има). Отсюда ясно, что изменение изотопного состава водорода bD этих минералов является результатом их взаимодействия с метеорными водами; вопрос только в том, следует ли полученные значения bD серицитов и глинистых минералов считать первичными или же они обусловлены более поздними процессами изотопного обмена.
Возможность позднего изотопного обмена нельзя полностью исключать, но чтобы объяснить все многообразие изотопных составов кислорода и водорода bD — b18O и их соотношений, потребовалось бы допустить всеобъемлющий обмен с нагретыми метеорными водами, а не частичный обмен с подземными водами в низкотемпературных условиях (см. приводимый ниже материал по экзогенным процессам).
Изотопный состав водорода bD гипогенных глинистых минералов и серицитов в таких месторождениях, как, например, Санта-Рита, значительно однороднее, чем можно было бы ожидать в предположении меняющейся степени частичного изотопного обмена с такими подземными водами. Таким образом, как показывают изотопные отношения водорода D/H, на каждом месторождении функционировала своя геотермальная система циркуляции вод. Кроме того, об отсутствии связи этих эффектов с процессами вторичного изотопного обмена независимо свидетельствуют не только очень низкие значения b18O серицитов и глинистых минералов некоторых северных месторождений (Бьютт, Клаймакс), но и сходство значений b18O серицитов месторождения Клаймакс, резко различающихся по размеру зерен. Холл и др. также весьма убедительно показали, что в серицитах месторождения Клаймакс сохранился первичный изотопный состав водорода SD, несмотря на то что соседние калиевые полевые шпаты подверглись резкому обеднению изотопами 18O вследствие обмена с нагретыми подземными водами.
В противоположность серицитам и глинистым минералам гидротермальные биотиты из месторождений меднопорфировых руд аналогично «нормальным» биотитам изверженных пород образуют на графике в координатах bD—b18O плотную группу точек (рис. 6.7), не обнаруживая никакой зависимости от географической широты местности. Такой же характерный изотопный состав имеют биотиты из месторождений Пангуны, Бугенвиля (Дж. Форд, неопубликованные материалы) и Эль-Сальвадор, Чили. Единственным примером биотитов, изотопный состав которых выходит за рамки этих узких пределов, являются очень тонкозернистые биотиты EDM из месторождения Бьютт и биотиты из месторождения меднопорфировых руд Коппер-Каньон, Невада. Биотиты EDM месторождения Бьютт, по-видимому, подверглись изотопному обмену с бедными дейтерием рудными флюидами главной стадии оруденения, поскольку анализировавшиеся образцы отбирались в пределах участков, в которых образование биотита предшествовало интенсивному рудоотложению главной стадии. Однако сомнительно, чтобы данное объяснение можно было применить к месторождению Коппер-Каньон, поскольку на этом месторождении серициты и глинистые минералы зоны изменения распространены в относительно небольшом количестве. Напротив, Коппер-Каньон, возможно, является примером месторождения, на котором взаимодействию одноименного магматического тела с метеорными водами предшествовала активизация магматических вод, бедных дейтерием.
Отсюда следует, что все гидротермальные биотиты месторождений меднопорфировых руд сформировались, по-видимому, из вод, точки изотопных составов которых на графике попадают в гипотетическое поле первичных магматических вод, в то время как глинистые минералы и серициты образовались, вероятно, из нагретых метеорных вод соответствующего типа. Однако количество воды в этом случае гораздо меньше, чем в бедных изотопами 18O эффузивно-интрузивных образованиях, описанных в предыдущих разделах. Это свидетельствует о том, что до некоторой степени сходные, но менее обширные системы конвективной циркуляции гидротермальных растворов возникают также вокруг эпизональных штоков меднопорфировых месторождений, но появление ассоциаций вторичных калиевых силикатов в породах центральной части штоков в целом, по-видимому, не связано с функционированием этих внешних систем. Известное осложнение вносится, однако, тем, что сосуществующие кварц и калиевый полевой шпат, как правило, не находятся в состоянии изотопного равновесия, что является результатом послекристаллизационного обмена между калиевыми полевыми шпатами и водными растворами.
Единственное до сих пор изученное во всех деталях месторождение молибденопорфировых руд — месторождение Клаймакс. От типичных месторождений меднопорфировых руд оно отличается составом рудной минерализации (молибден, вольфрам), отсутствием гидротермального биотита и наличием флюорита, мусковита и топаза. Тем не менее, как показывает изучение жидких включений и гидроксилсодержащих минералов (рис. 6.7, 6.8), в сложной истории формирования интрузивного штока Клаймакс, охватывающей многократную интрузию магмы и многостадийное рудоотложение, участвовали воды по крайней мере двух генетических типов. Вода ранней стадии со свойственной ей высокой соленостью (до 18%) и относительно высоким содержанием дейтерия (bD = -90) была, по-видимому, в основном магматического происхождения, и с водой именно этого типа связано образование рудных тел Цереско и Нижнего; вода поздней стадии отличалась пониженным содержанием дейтерия (bD да от -120 до -140), свидетельствующим об ее существенно метеорном происхождении. Уверенному разделению изотопными методами флюидов этих двух типов благоприятствует удачное географическое положение самого штока. Флюиды поздней стадии характеризовались пониженной соленостью (1—6%); с их неоднократно возобновлявшейся активизацией связана силицификация большей части пород месторождения. На промежуточных стадиях, с которыми связано формирование молибденового оруденения, флюиды носили смешанный метеорномагматический характер и по изотопному составу водорода SD, и общему содержанию солей занимали переходное положение между их конечными составами.
Таким образом, для объяснения природы всей совокупности изотопных отношений в месторождениях медно- и молибденопорфировых руд можно предложить, по существу, сходные генетические модели. С одной стороны, в условиях литостатического давления в течение поздних стадий кристаллизации во внутренних частях порфирового штока формируются гидротермально-магматические растворы. С другой стороны, в условиях гидростатического давления с внешней стороны штока во вмещающих породах устанавливается система циркуляции метеорно-гидротермальных вод; величина гидростатического давления обычно, по-видимому, не превышает 1/3 давления, господствующего внутри штока. По своей природе воды внешней системы могут быть или метеорными подземными водами, или солеными формационными водами, поскольку последние обнаруживают известную зависимость изотопного состава от географической широты местности (рис. 6.4). В ранний период геологической истории штока обе гидротермальные системы функционируют одновременно; в последующем, после угасания гидротермальномагматической системы, продолжает существовать только внешняя система. Co временем, по мере того как «тепловая машина» штока остывает, действие внешней гидротермальной системы смещается на породы, гидротермально измененные в процессе функционирования внутренней системы; в этом случае минеральные ассоциации аргиллнзнрованных и серицит-пиритовых пород одних зон изменения будут участками накладываться на минеральные ассоциации калишпат-биотитовых пород других зон изменения или непосредственно на свежие интрузивные породы. На месторождениях меднопорфировых руд отложение халькопирита обычно локализуется главным образом вдоль границы между сферами действия этих двух различных типов гидротермальных систем.
Согласно вышеприведенной модели, источником серы, меди и других тяжелых металлов в рассматриваемых гидротермальных системах являются в основном порфиры самого интрузивного штока, несмотря на то что вода имеет по меньшей мере два главных источника; из окружающих шток пород выщелачивается лишь небольшая доля рудного вещества. Масштабы и активность внешних гидротермальных систем в известных месторождениях меднопорфировых руд существенно изменяются от месторождений «водных» типов (например, Бингем, Моренси) с высоким отношением пирит/халькопирит и мощными ореолами пиритизированных, серицитизированных и окварцованных пород до «сухих» месторождений (например, Бетлехем) со сравнительно маломощными зонами серицит-пиритовых пород. Эти вариации масштабов внешних гидротермальных систем, по-видимому, обусловлены различиями в проницаемости вмещающих пород и количестве участвующей воды.