Гидротермальные месторождения

•

• Гидротермальные месторождения создаются циркулирующими под поверхностью земли горячими минерализованными газово-жидкими растворами. Они возникали на протяжении всей истории развития земной коры от раннего архея до наших дней включительно. К современным аналогам гидротермальных систем относятся эксгаляционные процессы срединно-океанических хребтов, фумарольные воды Камчатки, Аляски, Чили и других регионов, минерализованные источники Красного моря, полуострова Челекен, Южной Калифорнии и других территорий.

• Гидротермальные месторождения имеют крупное значение в добыче цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов. Из неметаллических месторождений к ним принадлежат месторождения хризотил-асбеста, магнезита, флюорита, барита, горного хрусталя, исландского шпата, а также некоторые месторождения флогопита, графита, апатита, гипса.

 

• Геологические особенности месторождений

• Формы рудных тел. Гидротермальные руды возникают как вследствие отложения минеральных масс в пустотах горных пород, так и в связи с замещением последних. Поэтому формы рудных тел зависят, с одной стороны, от морфологии рудовмещающих полостей, а с другой стороны, от очертаний замещаемых пород. Наиболее типичны для гидротермальных месторождений различные жилы, часто встречаются штоки, гнезда, штокверки, линзы, пластообразные залежи и сложные комбинированные тела.

• Геологический возраст. Гидротермальные месторождения формировались на всем протяжении длительного развития земной коры. Расцвет гидротермальной деятельности начинается с герцинской эпохи. Интенсивные гидротермальные процессы продолжались в киммерийскую и альпийскую эпохи.

• Геологические структуры. Среди геологических структур, контролирующих образование гидротермальных месторождений, выделяются рудоподводящие, рудораспределяющие и рудовмещающие. Рудоподводящими являются структуры, которые рассматриваются в качестве каналов, определивших места поступления рудоносных растворов из глубинных частей в пределы рудного поля. Чаще всего это крупные разломы или хорошо проницаемые пласты, или свиты пластов. Рудораспределяющимии называются структуры, по которым рудоносные растворы отводятся от рудоподводящих каналов на участки рудоотложения. Это разрывы или водопроницаемые пласты, пересекаемые или пересекающие рудоподводящий канал.

• Рудовмещающими являются структуры, локализующие рудные тела и определяющие их форму, размеры и особенности внутреннего строения.

• Связь с магматическими формациями. Основная масса гидротермальных месторождений возникает на поздней стадии геосинклинального цикла. При этом с формацией малых гипабиссальных интрузий связаны плутоногенные месторождения, с формацией вулканических андезито-дацитов – вулканогенные гидротермальные месторождения. На активизированных платформах в ассоциации с формациями трапповых, щелочных и гранитных пород также известны разнообразные гидротермальные месторождения.

• Признаками связи между гидротермальными месторождениями и магматическими комплексами являются следующие:

• 1) одновременность образования;

• 2) приуроченность к одним и тем же геологическим структурам;

• 3) одинаковые фациально-глубинные условия образования;

• 4) одинаковая степень метаморфизма;

• 5) зональное размещение месторождений по отношению к массивам магматических пород;

• 6) геохимическое родство между интрузиями и месторождениями.

• В общем случае устанавливаются четыре формы связи между гидротермальными месторождениями и магматическими породами:

• 1) генетическая, или материнская, при которой постмагматические месторождения являются продуктами магматических пород;

• 2) парагенетическая, косвенная, при которой постмагматические месторождения и интрузивные породы являются производными породившего их магматического очага;

• 3) агенетической, случайной, объединяющей на одной площади генетически не связанные интрузивы и гидротермальные месторождения;

• 4) отсутствие видимых связей для гидротермальных месторождений, развитых на площадях без магматических пород.

• Дайки и гидротермальные месторождения. Дайки часто сопутствуют гидротермальным месторождениям. Совместное нахождение даек и рудных тел чаще всего обусловлено тектоническими разломами. Дайки бывают дорудные, предрудные, внутрирудные, пострудные и послерудные. Пространственная связь рудных тел и даек может быть шести типов:

1. дайки и рудные тела встречаются совместно, но залегают в самостоятельных геологических структурах;

2. дайки пересекаются рудными жилами;

3. дайки пересекают рудные жилы;

4. рудные жилы выполняют трещины оперения;

5. дайки и рудные жилы выполняют одни и те же трещины;

дайки содержат прожилково-вкрапленное оруденение

• Зональность гидротермальных месторождений

• Зональность гидротермальных месторождений с момента появления учения о рудных месторождениях привлекла внимание ведущих ученых в связи с важностью этой проблемы для поисков промышленного оруденения. Англичанин В. Эммонс (1924) разработал концепцию о последовательном отложении в порядке, обратном растворимости минералов по мере понижения температуры растворов, удалявшихся от материнского плутона. Им было выделено 16 зон. В высокотемпературных зонах отлагались минералы олова, вольфрама, мышьяка, висмута, а во внешних низкотемпературных – серебра, золота, сурьмы, ртути. С.И. Смирнов предложил пульсационную гипотезу зональности. Он, в отличие от Эммонса, считает, что гидротермальный процесс носит прерывистый стадийный характер. В настоящее время стало очевидным, что нет одного или даже несколько определяющих факторов. На зональность рудоотложения влияют многочисленные факторы, и она различна для разных классов и групп месторождений, формировавшихся в отличающихся тектономагматических обстановках. По В.И.Смирнову, следует различать зональность первого рода, обусловленную стадийностью процесса, и второго рода, связанную с фациальной последовательностью выделения из раствора минералов.

• Гидротермальные изменения пород, вмещающих рудные тела

• В процессе взаимодействия гидротермальных растворов с породами, вмещающими рудные тела, происходит их метасоматическое преобразование. По главному химическому элементу, вытесняющему другие породообразующие элементы, различают несколько видов околорудного метасоматоза. Калиевый метасоматоз по мере снижения температуры процесса проявляется в виде калиевой полевошпатизации, мусковитизации, серицитизации и каолинизации. Мусковитизация связана с преобразованием темноцветных минералов и отчасти полевых шпатов в мусковит. Серицитизация наиболее обычна в породах кислого и среднего состава. Каолинизация или аргиллизация выделяются по развитию таких минералов каолиновой группы, как каолин, диккит, накрит.

• Натровый метасоматоз приводит к альбитизации, которая наиболее охотно развивается по кислым магматическим породам.

• Кремневый метасоматоз может развиваться практически по любым породам. При этом в процессе окварцевания по сланцам и тонкозернистым песчаникам возникают роговики, по кислым и средним изверженным породам формируются вторичные кварциты, по карбонатным породам образуются джаспероиды.

• Магниевый метасоматоз приводит к преобразованию известняков и мраморов в доломиты.

• Железо-магниевый метасоматоз осуществляется в виде хлоритизации по породам различного состава, в том числе по кислым, средним и основным туфам, гнейсам, сланцам и песчаникам.

• Кальциевый метасоматоз проявляется в виде пропилитизации и лиственитизации. Пропилиты развиваются среди кислых и основных пород, особенно эффузивных. В их состав входят карбонаты, альбит, хлорит, эпидот, серицит, соссюрит. Листвениты наиболее отчетливо проявляются среди змеевиков, ультраосновных и основных пород. В составе лиственитов магнезиально-железистые карбонаты, тальк, хлорит, фуксит, серицит, пирит.

• Прочие изменения боковых пород включают серпентинизацию и оталькование ультраосновных пород; турмалинизацию, биотитизацию, адуляризацию, эпидотизацию, алунитизацию, флюоритизацию, баритизацию, гематитизацию различных по составу формаций.

• Физико-химические условия образования

• Движение рудоносных растворов, находящихся в форме взвесей, коллоидов и молекулярных соединений, контролируется пористостью, проницаемостью, температурой и давлением среды рудообразования. Температуры гидротермального процесса изменяются в интервале 700-250 °С. К наиболее продуктивным относится диапазон 400-100 °С. Температуру определяют, исследуя:

• 1) флюидные включения в минералах;

• 2) элементы-примеси;

• 3) изотопные соотношения;

• 4) диаграммы равновесий минеральных ассоциаций.

• Давление оценивают двумя способами – гидростатическим и литостатическим. Месторождения формируются при литостатическом давлении от десятков до 500 МПа, а наиболее продуктивные стадии – 150-200 МПа.

• Вода в гидротермы поступает из пяти источников:

1. магматического;

2. атмосферного;

3. порового;

4. морского;

5. метаморфического.

• Выявление природы воды осуществляется по отношению изотопов кислорода и водорода во включениях и по их химическому составу.

• Магматическая вода отделяется от магматических расплавов в процессе их застывания. Метаморфическая вода образуется вследствие метаморфизма горных пород на глубине под воздействием возрастающих давления и температуры. Поровая вода находится в пористом пространстве древних осадков, слагающих различные формации осадочных горных пород. Атмосферная вода может проникать в глубинные части земной коры, нагреваться, минерализоваться и приобретать свойства горячих минерализованных гидротермальных растворов. Морская вода может быть вовлечена в гидротермальный процесс в тех случаях, когда в придонные части моря или океана внедряются магматические массы, создающие местные очаги разогрева.

• Минеральное вещество представлено тремя источниками:

• 1) ювенильным (базальтоидным, подкоровым) – Fe, Mn, Ti, V, Cr, Ni, Cu, Pt и др.;

• 2) ассимиляционным (гранитоидным, коровым) – Sn, W, Be, Li, Nb, Ta и др.;

• 3) фильтрационным (внемагматическим) – Si, Ca, Mg, K, Cl, Fe, Mn, Zn, Pb, Au, Ni и др.

• Формы переноса минеральных соединений представлены истинными растворами, коллоидами, простыми ионными и комплексными ионно-молекулярными соединениями. В природе на различных стадиях рудного процесса и в различных геологических условиях присутствуют все отмеченные формы. Однако ведущими являются комплексные ионно-молекулярные соединения: они хорошо растворимы, чувствительны к физико-химическим условиям и реагируют на их изменения, легко распадаются на простые ионы.

• Перемещение вещества гидротермальными растворами осуществляется двумя способами – инфильтрацией и диффузией. Инфильтрация обусловлена давлением парообразной фазы, литостатическим и гидростатическим напором, тектоническим стрессом и термическим градиентом. Это основной способ перемещения вещества. Диффузия – исключительно медленный процесс. Она определяет ход метасоматических преобразований, способствуя проникновению растворов в поровые системы пород.

• Отложение вещества из гидротермальных растворов вызвано следующими причинами: обменными окислительно-восстановительными реакциями, изменением рН, коагуляцией коллоидов, распадом комплексных ионов, фильтрационным эффектом, сорбцией, естественными электрическими полями, изменением температуры и давления. Особую роль в гидротермальном процессе играет режим серы и кислорода. При высоком потенциале серы возникают сульфиды, а кислорода – легко растворимые сульфаты. Сродство металлов к сере образует закономерный ряд: Zn, Mo, Sn, Fe, Pb, Cu, Sb, Hg. Подобный ряд установлен и сродству металлов к кислороду: Be, Mg, Li, Nb, Mn, Cr, Sb, Pb, Hg, Ag. Режим кислорода меняется в разрезе верхней части земной коры. В направлении к поверхности парциальное давление кислорода увеличивается, в результате сульфиды сменяются сульфатами.

• Классификация гидротермальных месторождений

• Наиболее распространенной из зарубежных классификаций, используемой многими геологами, является систематика В. Линдгрена, разделяющая месторождения по температурам и глубине образования на три класса:

• гипотермальный – большие глубины, высокие давления и температуры (500-300 °С);

• мезотермальный – средние глубины, температуры 300-200 °С;

• эпитермальный – небольшие глубины и низкие температуры (200-50 °С).

• Американские геологи в 50-е годы ХХ в. дополнили ее еще тремя классами: лептотермальным – средние глубины, низкие температуры; телетермальным – малая глубина, низкие температуры; ксенотермальным – малая глубина и высокие температуры.

• В нашей стране популярностью пользовалась классификация П.М.Татаринова и И.Г.Магакьяна. Эти авторы выделили два класса месторождений: 1) умеренных и больших глубин (более 1км); 2) малых глубин и приповерхностных (менее 1км). В свою очередь каждый класс разделен на три подкласса: высокотемпературный (более 300 °С), среднетемпературный (300-200 °С) и низкотемпературный (меньше 200 °С).

• Во второй половине ХХ в. стала разрабатываться новая принятая в настоящее время большинством геологов современная классификация. В наиболее законченном виде эта систематика была изложена в трудах В.И.Смирнова, который разделил гидротермальные месторождения на три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный.

• Плутоногенные месторождения связаны с кислыми, умеренно кислыми и умеренно щелочными гипабиссальными изверженными породами. По преобладающему развитию ведущей минеральной ассоциации выделяются три подкласса: кварцевый, сульфидный и карбонатный. Распространены переходные месторождения: кварц-карбонатные, кварц-сульфидные и карбонатно-сульфидные. Формирование месторождений, как правило, осуществляется в несколько стадий. Отмечается общая тенденция к выделению на ранних стадиях оксидных соединений (кварц, магнетит, гематит, вольфрамит, касситерит и др.), на средних происходит массовое выделение сульфидов, их аналогов и сульфосолей, а на поздних отлагаются карбонаты. Образование месторождений сопровождается изменением боковых пород. Особенно характерны серицитизация, хлоритизация, окварцевание, доломитизация, лиственитизация, флюоритизация, пиритизация, гематитизация.

• Среди рудных тел известны изометричные, плоские и трубообразные залежи. Размеры колеблются в широких пределах от нескольких метров до десятков километров по простиранию. Месторождения формировались главным образом на глубине от 1 до 5 км. Начальная температура процесса минералонакопления достигала 500 °С и более, но в большинстве месторождений была близка 400-300 °С, затем она постепенно падала.

• Среди месторождений кварцевого парагенезиса выделяются следующие главные рудные формации: кварц-золоторудная, кварц- касситеритовая, кварц-молибденитовая, кварц-шеелитовая, кварц-висмутиновая, кварц-уранинитовая.

• Образования сульфидного парагенезиса включают в качестве характерных следующие формации: полиметаллическая (галенит-сфалерит-халькопиритовая), сульфидно-настурановая, пятиметальная (Co, Ni, Bi, Ag, U), сульфидно-касситеритовая, сурьмяно-мышьяковая.

В образованиях карбонатного парагенезиса различают формации сидеритовую, родохрозитовую, магнезитовую, кальцит-тремолит-тальковую.

Среди плутоногенных гидротермальных месторождений выделяют меднопорфировые, связанные с гипабиссальными порфировыми интрузиями умеренно-кислого состава и жильные (рис. 11.2).