Гидротермальными называются месторождения, образованные газово-жидкими рудоносными растворами, магматического или иного происхождения. Источниками рудоносных гидротермальных растворов, кроме магматических очагов, могут быть морские или подземные воды, которые попадают в магматические камеры или нагреваются вблизи них и обогащаются металлами и другими компонентами. Подобные растворы могут возникать также в глубинных зонах земной коры при метаморфизме.

Промышленную значимость месторождений этого генетического типа трудно переоценить. К нему относятся месторождения большинства металлов (Мо, W, Sn, Cu, U, Au, Ag, Pb, Zn, Hg, Sb, As и др.) и некоторых неметаллических полезных ископаемых (тальк, асбест, магнезит, флюорит.

Геологические особенности и условия образования. Рассматриваемые месторождения образуются во всех геотектонических областях, но наиболее часто в складчатых поясах, на щитах платформ. Геодинамические обстановки их формирования: зоны спрединга в срединно-океанических хребтах, зоны субдукции, внутриплитные зоны активизации.

Месторождения связаны с магмой разного состава, однако, наибольшее их количество имеет парагенетическую связь с магматическими комплексами кислого, среднего и щелочного состава (граниты, диориты, гранодиориты, сиениты, риолиты, андезиты).

Гидротермальные месторождения часто разделяют на плутоногенные, связанные с интрузивным магматизмом, и вулканогенные, образованные из вулканических очагов. Однако, во многих случаях такое деление является весьма условным, т.к. рассматриваемые месторождения часто парагенетически связаны с вулкано-плутоническими и гипабиссальными комплексами, что затрудняет их разделение на две указанные группы.

Глубины образования гидротермальных месторождений колеблются от 0,2 до 5 км. Выделяются глубинные, средне-глубинные и мало-глубинные (приповерхностные) месторождения.

Для многих гидротермальных месторождений характерна зональность. Она проявляется в закономерном распределении минеральных ассоциаций относительно геологических элементов рудного поля, таких как разрывные нарушения или интрузивные тела. Кроме того, зональность может быть обусловлена стадийностью поступления рудоносных растворов, последовательно выделяющихся из очага. Как правило, более высокотемпературные ассоциации (кварц-турмалиновая) находятся вблизи интрузивных тел, а среднетемпературные (кварц-сульфидная, галенит-сфалеритовая и др.) и низкотемпературные (кварц-антимонитовая и др.) отлагаются на удалении от таких интрузивов.

Тектонические процессы и образованные ими структурные формы являются важнейшими факторами формирования и строения гидротермальных месторождений. Смена процессов сжатия и растяжения определяет перемещение рудоносных растворов и отложение минералов.

Формы рудных тел зависят от форм и строения складок (и т.д.), в которые они образованы) их складок, разломов и магматических тел.

Процесс рудоотложения происходит наиболее интенсивно в химически активных толщах, например, в известняках, песчаниках с карбонатным цементом. Кроме того, геохимическим барьером для рудных минералов является органическое вещество, находящееся в породах, сера, железо и другие компоненты.

Совокупность структурных элементов, определяющих залегание и строение рудных объектов, называется структурой рудного пол.

Выделяются три группы структур рудных полей: пликативные (складчатые), дизъюнктивные (разрывные) и инъективные (обусловленные магматогенными структурами); они разделяются на ряд типов и подтипов.

Формы рудных тел, определяющиеся указанными выше причинами, характеризуются большим разнообразием. Широко распространены простые и сложные жилы и жильные зоны, штокверки, обусловленные разломами и трещинами.

Модель формирования и развития гидротермальной системы включает области источника (сбора), транспортировки (сброса) и разгрузки (отложения) гидротермальных растворов (рис. 18).

В благоприятных по составу породах или на контактах толщ образуются крупные пластовые и пластообразные залежи. Встречаются рудные линзы, гнезда, а также столбообразные тела, локализующиеся на пересечениях разломов или в различных вулканических постройках.

Характерной особенностью гидротермальных рудных тел является часто встречающееся неравномерное распределение полезных компонентов. Обогащенные ими участки или участки рудных тел с увеличенной мощностью называются рудными столбами. Они могут образоваться на пересечениях разломами благоприятных пород или в разломных узлах (пересечениях, разветвлениях, изгибах разрывов).

По залеганию относительно горизонта различают горизонтальные, полого - и крутопадающие, вертикальные рудные тела. По характеру залегания во вмещающих толщах выделяются согласные, секущие и согласно-секущие тела. Последние контролируются благоприятными по составу толщами пород, которые пересекаются рудовмещающими разломами. В этом случае стволовые жилы, залегающие в разломе, сопровождаются отходящими от них горизонтальными или наклонными пластовыми телами.

Минеральный состав. В вещественном составе гидротермальных месторождений отчетливо выделяются рудная и жильная минерализация и околорудные изменения вмещающих пород. К рудной минерализации относятся минералы рудного тела, являющиеся полезными ископаемыми данного объекта, например, галенит и сфалерит полиметаллического месторождения. Жильная минерализация включает минералы "заполнения" рудного тела, например, кварц и кальцит полиметаллических жил. Околорудные изменения представлены, как правило, минералами, образованными в процессе формирования рудных тел в боковых породах, например, зерна кварца, кальцита, слюд и рудных минералов (пирита и др.). Мощность зон околорудно-измененных пород составляет от нескольких сантиметров до десятков, а в отдельных случаях и сотен метров.

Рудные минералы образуют парагенезисы, т.е. ассоциации минералов, отлагающихся из растворов в определенных интервалах температур и давления. Еще В. Линдгрен в начале прошлого века выделил ряд парагенетических минеральных ассоциаций: 1-касситерит, вольфрамит, шеелит, молибденит; 2-пирротин, пентландит, халькопирит, висмутин; 3-сфалерит, галенит, халькозин, самородные серебро, висмут, золото; 4-антимонит, киноварь и др. Как правило, окислы кристаллизуются в первую очередь, затем сульфиды и арсениды Fe, Ni, Co, сульфиды Pb, Zn, Ag, сульфиды Sb, Hg.

Физико-химические условия и процессы образования месторождений. Гидротермальные растворы, которые переносят и отлагают рудные компоненты, содержат в своем составе H₂O, SiO₂, CO₂, SO₄, O₂, H₂, HCl, F, H₂S, CH₄, металлы и некоторые другие компоненты. Изучение газово-жидких включений в рудах показало, что растворы бывают углисто-карбонатными, сернистыми, хлоридными и др. Кислотность их изменяется в процессе рудообразования обычно от кислых к щелочным. Умеренно-кислые растворы калиевой специализации производят березитизацию, серицитизацию, калишпатизацию пород, хлоридно-борнокислые растворы образуют кварц-турмалиновые метасоматиты.

Температура рудоносных растворов колеблется от 700 до 25 ?С^; наиболее продуктивный интервал 400-100 ?С. Замеры температуры газовых струй на Аляске, Камчатке и в других районах дают значения 645-50 ?С. Таким образом, процесс гидротермального рудообразования происходит в аномальном тепловом поле. Предполагается, что первоначально рудоносный раствор выделяется в виде газа, затем конденсируется в жидкость. Низкотемпературные (до 200 ?С) растворы минерализованы слабо (до 10 % минерального вещества); среднетемпературные (200-350 ?С) содержат до 25%, а высокотемпературные (более 350 ?С) могут содержать до 50-70% минерального вещества. Для образования среднего месторождения надо 8¹⁰ КДж тепловой энергии.

Давление рудоносных растворов должно быть больше литостатического и зависит от глубин образования месторождений. Оно колеблется в пределах 10-500 МПа; наиболее продуктивный интервал 100-200 МПа.

Формы нахождения и способы переноса металлов изучены еще недостаточно. Предполагается, что это могут быть истинные (ионно-молекулярные) или коллоидные растворы. Последние способны насыщаться сульфидами наиболее интенсивно, хотя являются менее подвижными. Наиболее вероятно, что на больших глубинах эти растворы являются истинными, а ближе к поверхности - коллоидными. Они становятся коллоидными в процессе рудоотложения при пресыщении раствора минеральным веществом. Наиболее высокая растворимость металлов установлена в комплексных соединениях (например, тиосульфатах).

Путями движения растворов являются пустоты различного происхождения: разрывные нарушения (разломы, трещины), поры горных пород. Главными причинами этого движения являются давление парообразующей фазы и тектонические подвижки, отжимающие растворы в полости. Кроме того, как считали в прошлом веке В. Линдгрен, Г.Л. Поспелов и др. исследователи, в определенных условиях (большие давления, высокая химическая активность, переход из газообразного состояния в жидкое) растворы способны "сами прокладывать себе путь". Установлено, что они проникают на сотни метров от подводящих разломов. Важную роль при этом играют процессы инфильтрации и диффузии. В приповерхностной зоне может происходить смешение горячих растворов с подземными водами, понижение их температуры, уменьшение концентрации минеральных веществ и рудоотложение, часто в пластах пористых горных пород.

На отложение минералов из гидротермальных флюидов воздействуют следующие факторы: изменение температуры и давления; переход раствора из газовой фазы в жидкую, из истинного состояния в коллоидное; химические реакции в растворе и реакции растворов с вмещающими породами; прекращение или замедление движения растворов в пластах и разломах.

В зависимости от условий, существовавших в области рудообразования, отложение минералов из растворов осуществляется двумя способами: 1 - выполнением открытых полостей, 2 - метасоматическим замещением. В первом случае отложение и рост кристаллов происходят в зонах разломов; при этом рудные тела имеют, как правило, четкие границы. При метасоматозе материал вмещающих пород замещается вновь образованными минеральными агрегатами, и границы рудных тел являются постепенными, нечеткими.

Гидротермальные месторождения имеют большое промышленно значение. Они являются источниками руд цветных, редких, благородных, радиоактивных, рассеянных и черных металлов и ряда неметаллических полезных ископаемых.

Выделяются следующие генетические типы промышленных вольфрамовых месторождений:

1) скарновые (контактово-метасоматичес-кие),

2) грейзеновые,

3) плутоногенные гидротермальные,

4) вулканогенные гидротермальные,

5) россыпные,

6) отложения горячих минеральных источников,

7) рассолы.

Скарновые месторождения. Они приурочены к гранат-пироксеновым и другим скарнам. По условиям залегания рудоносных вольфрамсодержащих скарнов выделяются:

1) месторождения, образовавшиеся на контакте гранитоидов и известняков;

2) возникшие на контакте любых силикатных пород (сланцев, роговиков, порфиритов и др.) с карбонатами;

3) месторождения, расположенные в гранитоидах.

Рудные тела представлены пласто- и линзообразными залежами, гнездо-, трубо- и жилообразными телами. Размеры их от первых сотен метров до нескольких километров по простиранию и от нескольких десятков до 800 м по падению, при мощности от 1-2 до 50 м. Главные рудные минералы: шеелит, иногда молибденит; второстепенные - касситерит, висмутин, магнетит, пирротин, пирит, арсенопирит, вольфрамит и др. Процесс минералообразования длительный и многостадийный (5-6 стадий).

Грейзеновые месторождения формировались в орогенных зонах геосинклиналей и в областях активизации древней складчатости платформ на глубинах от 5 до 7 км от земной поверхности при диапазоне оруденения 300-500 м. Они приурочены обычно к апикальным куполовидным зонам лейкократовых, реже пегматоитдных гранитов. Рудные тела имеют форму штоков и штокверков, реже жил. Вольфрамовые руды связаны главным образом с кварц-топазовыми, кварц-слюдистыми и кварцевыми грейзенами.

Плутоногенные гидротермальные месторождения, как правило, ассоциируются с куполами гранитных массивов и штоками гранит-порфиров. Они размещаются в основном в экзоконтактовой зоне, сложенной роговиками. Главные рудные минералы: вольфрамит, гюбнерит, иногда шеелит; второстепенные - касситерит, молибденит, висмутин и др. Глубины формирования плутоногенных гидротермальных вольфрамовых месторождений 1-5 км.

Рудные тела представлены жилами, штокверками или штокверковыми зонами. Жилы прослеживаются на десятки - сотни метров, мощность их колеблется от 0,1 до 5 м (в раздувах).

Штокверки имеют размеры в поперечнике от 400 до 1000 м. Выделяются следующие рудные формации:

1) кварц-вольфрамитовая (месторождение Антоновское в Забайкалье);

2) кварц-гюбнеритовая (Бом-Горн в Забайкалье);

3) кварц-шеелитовая (Богуты в Казахстане);

4) кварц-касситерит-вольфрамитовая (Панаскуейра в Португалии, Иультин на Чукотке);

5) кварц-сульфидно-вольфрамит-гюбнеритовая (Холстон, Инкур в Забайкалье).

Вулканогенные гидротермальные месторождения распространены в областях современного и молодого вулканизма. Оруденение связано с андезит-дацит-липаритовыми формациями, а также вулканитами, обладающими повышенной щелочностью. Месторождения, как правило, приурочены к образованиям экструзивной, жерловой и субвулканической фаций. Рудовмещающими структурами являются вулканические купола, некки синвулканические зоны дробления и трещиноватости. Выделяются три рудные формации:

1) (киноварь) - антимонит-шеелит-ферберитовая (месторождение Горная Рача и Зопхито в Закавказье);

2) серебро-золото-шеелитовая (Боулдер в США);

3) псиломелан-тунгомелановая (Голконда в США).

Россыпные месторождения. Они тесно связаны с коренными породами и образуются главным образом за счет разрушения грейзеновых и особенно плутоногенных гидротермальных месторождений. Наиболее широко развиты касситерит-вольфрамитовые и вольфрамитовые россыпи, реже шеелитовые и гюбнеритовые. Среди них распространены преимущественно элювиальные и аллювиальные россыпи.

Элювиальные россыпи образуются в результате физического выветривания коренных вольфрамовых месторождений и состоят из обломков вольфрамитовой руды (кварц с вольфрамитом и шеелитом) среди разрушенных вмещающих пород. Среди аллювиальных россыпей вольфрама преобладают россыпи современных долин. Русловые и особенно косовые россыпи, а также террасовые встречаются реже и практического значения не имеют. Вольфрамит, который нередко накапливается совместно с касситеритом, концентрируется в нижних частях рыхлых отложений. Длина россыпей достигает 5-8 км при ширине 100-200 м, мощность рудного пласта 1-2 м. Содержание вольфрамита и шеелита в разрабатываемых россыпях колеблется от сотен граммов до нескольких килограммов на 1 м³ песка.

Отложения горячих минеральных источников. Они представлены пластообразными залежами псиломелана с лимонитом, обогащенными вольфрамом. В составе псиломелана, наблюдаются повышенные количества K, Ba и WO₃ (от 1 до 7 %). Пластообразное тело вольфрамсодержащей марганцевой руды вместе с подстилающими и перекрывающими известковистыми туфами в виде покрова залегают несогласно на породах триаса (глинистые сланцы, песчаники, известняки и кварциты). Руды приурочены к нижним горизонтам толщи туфов. В плане рудное тело имеет серповидную форму. Мощность рудного пласта колеблется от 0,1 до 6,0 м. Предполагается, что вольфрам осаждался в псиломелан-лимонитовых образованиях из горячих источников, выщелачивавших его из расположенных поблизости жильных вольфрамовых месторождений.

Рассолы. В рассолах соляного пласта оз. Сёрлс, расположенного в пустыне Мохаве (штат Калифорния), установлено относительно высокое содержание WO₃. Химический состав рассолов следующий (%): NaCl 16,1; Na₂SO₄ 6,75; KCl 4,9; Na₂CO₃ 4,75; Na₂B₄O₇ 1,58; Li₂O 0,018; NaHCO₃ 0,15; Na₃PO₄ 0,14; Na₂S 0,12; Na₃AsO₄ 0,05; Br 0,085; WO₃ 0,007; I 0,003; F 0,002. Площадь распространения соляного пласта составляет около 90 км², мощность его варьирует от нескольких сантиметров до 35 м. Запасы WO₃ в рассолах оцениваются в 80 тыс. т.

Среди промышленных месторождений молибдена выделяются:

1) скарновые,

2) грейзеновые,

3) плутоногенные гидротермальные,

4) вулканогенные гидротермальные.

Скарновые месторождения. К этой группе относятся скарново-молибденит-шеелитовые и скарново-шеелитовые месторождения, образующиеся на контактах гранитоидов с карбонатными породами. Основная масса молибденита выделялась после образования скарновых минералов и шеелита в виде секущих скарны молибденитовых либо кварц-молибденитовых прожилков.

Рудные тела имеют пластообразную, линзовидную, жильную форму, иногда представлены штокверками прожилковых руд в гранитоидах. Главные рудные минералы: молибденит, пирит, шеелит (иногда молибдошеелит), халькопирит и магнетит; второстепенные - сфалерит, галенит и др.

Грейзеновые месторождения. Они связаны с куполами липаритовых гранитов, располагаясь в них на 300-500 м в глубину. Рудные тела имеют форму штокверков, реже труб. Собственно грейзены состоят из слюды (мусковит, биотит) и кварца, а также плагиоклаза, турмалина, топаза и флюорита. Главные рудные минералы: молибденит, вольфрамит; второстепенные - касситерит, висмутин, магнетит, пирит, халькопирит, сфалерит и галенит.

Плутоногенные гидротермальные месторождения весьма широко распространены и имеют большое экономическое значение. Среди них выделяются три основные рудные формации:

1) кварц-молибденитовая,

2) кварц-молибденит-серицитовая,

3) кварц-молибденит-халькопирит-серицитовая.

Месторождения кварц-молибденитовой формации самые многочисленные. Они тяготеют к ореолам развития биотит-мусковитовых гранитов. Рудные тела приурочены к поздним дайкам кислого и субщелочного состава. По форме они могут быть разделены на штокверковые, имеющие много общего с месторождениями меднопорфировых руд, и жильные. Главные рудные минералы: молибденит и вольфрамит; второстепенные - касситерит, шеелит, пирит, арсенопирит, пирротин, халькопирит, галенит, сфалерит; жильные - кварц, калиевый полевой шпат, плагиоклаз, мусковит и др. Минералообразование протекало в несколько стадий.

Месторождения кварц-молибденит-серицитовой и кварц-молибденит-халькопирит-серицитовой формацийпредставлены, как правило, молибденовыми, часто медно-молибденовыми прожилково-вкрапленными рудами. Они связаны с порфировыми интрузиями диорит-гранодиорит-гранитовых комплексов. Находятся в эндоконтактовых зонах интрузивов. Рудные тела представлены преимущественно штокверками концентрического или линейного строения. Главные рудные минералы первичных руд: молибденит, халькопирит и пирит; второстепенные - магнетит, гематит, борнит, блеклые руды, галенит и сфалерит. Содержание молибдена в рудах молибденпорфировых месторождений составляет 0,05-0,5 %, а в медно-молибденпорфировых - 0,005-0,025 %.

Вулканогенные гидротермальные месторождения представлены уранинит-молибденитовой формацией. Они обычно приурочены к участкам пересечения разломов различного направления, секущих туфогенно-осадочные породы и эффузивы типа кварцевых порфиров. Форма рудных тел - штокверки. Молибденит мелкочешуйчатый, в тесном прорастании с урановой смолкой. Выделение его происходило после образования основной массы сульфидов и карбонатов. Изменение вмещающих пород вблизи рудных тел проявилось в серицитизации, хлоритизации, окварцевании, альбитизации, карбонатизации или аргиллитизации

Типичным представителем шеелит-молибденитовой формации является Тырныаузское месторождение. Оно находится на территории Кабардино-Балкарии и приурочено к пересечению субширотной зоны разломов с поперечным поднятием. Участок месторождения представляет собой фрагмент крупной складчатой структуры, сложенной сильно дислоцированными и контактово-метаморфизированными карбонатными, терригенными и вулканогенными породами среднего палеозоя (рис.12). На месторождении развиты разновозрастные интрузии: лейкократовых гранитоидов (возраст 20-18 млн лет), эльджуртинских порфировидных гранитов (1,9-1,8 млн лет) и липаритов (1,8-1,6 млн лет). Под воздействием интрузий известняки были преобразованы в мраморы, а песчано-сланцевые отложения - в роговики.

Основное рудное тело представлено залежью скарнов с шеелитом и молибденитом и находится на контакте известняков и роговиков в шарнире антиклинали. Главные рудные минералы: шеелит, молибдошеелит и молибденит. Текстура руд массивная, брекчиевидная, пятнисто-гнездовая и прожилково-вкрапленная. Шеелит и молибдошеелит обычно образуют неравномерную мелкую вкрапленность и прожилки мощностью 1-2 см. Молибденит встречается в виде тонкочешуйчатых агрегатов, листочков и прожилков.

Месторождение образовалось в позднеальпийскую эпоху тектоно-магматической активизации на краю Скифской платформы и сопряжено с неоинтрузиями. В его развитии выделялись четыре стадии минералообразования. Месторождение разрабатывается.

Размещено на Allbest.ru