Месторождения эндогенной серии

Доказательством формирования полезных  ископаемых  из гидротерм являются многочисленные исследования современных минеральных источников.

Горячие воды  (80-96^оС) Узун-Гейской системы на Камчатке за 100 лет вынесли (в тыс. тонн): мышьяка – 26, сурьмы – 5, ртути -2,5, цинка – 2, свинца и меди по 2,5. Фумаролы «Долины тысячи дымов» на Аляске ежегодно выделяют свыше миллиона тонн соляной и около 200 тыс. т плавиковой кислоты. Горячие воды  глубокой  скважины  Южной Калифорнии  представлены  высококонцентрированным (36%) гидротермальным раствором, с хлоридами щелочей, 2 г/т серебра, 15 г/т меди, 100 г/т свинца, 700 г/т цинка.

Гидротермальные  месторождения  имеют  важное  промышленное  значение  для  цветных,  благородных,  редких,  радиоактивных  металлов,  многих  не-рудных полезных ископаемых (хризотил-асбеста, барита, флюорита, магнезита, горного хрусталя, исландского шпата и др.).

 

Связь  с  магматизмом  и гидротермальные изменения вмещающих пород.

 Гидротермальные  месторождения могут образовываться  в различных геодинамических  обстановках, но преимущественно  – в зонах орогенеза и при  тектоно-магматической активизации континентов. Поэтому наиболее типична –  связь  гидротермальных  процессов  с  гранитоидным  магматизмом  в разных его проявлениях. Месторождения могут пространственно и генетически связаны интрузиями (штоками, дайками) гранитов, гранодиоритов, диоритов, а

также с вулканическими андезитодацитами, риолитами, реже они находятся в

ассоциациях с  формациями щелочных и трапповых  пород. Но в связи с перидотивой и габбровой формациями гидротермальные месторождения практически не  образуются.  Это  объясняется  разной  насыщенностью  водой  (растворимостью воды) в магмах основного, ультраосновного и кислого состава.

Формы  связи  гидротермальных  месторождений  и  изверженных  пород могут быть:

• непосредственные (собственно генетические) или материнские, при

которых месторождения  располагаются в центре или по периферии 

магматических массивов, а растворы, из которых они формируются 

являются постмагматическими;

• парагенетические, косвенные или братские, при которых постмагматические минеральные месторождения, часто разобщающиеся от интрузивной массы, особенно на глубине, являются производными породившего их общего глубинного магматического очага;
• агенетические, случайные, объединяющие на одной площади генетически  не  связанные  интрузивы и гидротермальные месторождения, особенно принадлежащие разным геологическим эпохам;
• отсутствие видимых связей-Генетическая связь с магматизмом наиболее легко устанавливается, если гидротермальные образования находятся в непосредственной близости от (или внутри) массивов изверженных пород.  Значительно  труднее  установить такие генетические взаимоотношения для гидротермальных месторождений, локализующихся на удалении от магматических комплексов – в осадочных или метаморфических формациях пород. Среди  признаков связи между гидротермальными  месторождениями  и  комплексами  изверженных  пород  могут  быть  следующие:

1)  одновременность  магматических образований и  гидротермальных месторождений,  устанавливаемая  по  комплексу   геологических  признаков, по  определениям абсолютного возраста  минералов и др.;

2)  приуроченность  к одним и тем же геологическим  структурам,

3)  фациально-глубинные  одинаковые условия образования, 

4)  одинаковая  степень метаморфизма.

5)  зональное   размещение  гидротермальных   месторождений  по  отношению  к массивам магматических тел, 

6)  геохимическое  родство. 

Гидротермальные изменения вмещающих пород. 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. При калиевой полевошпатизации образуются ореолы ортоклаза или  микроклина.  Мусковит  замещает  темноцветные  минералы,  отчасти  полевые шпаты. Серицитизация обычна для кислых и средних пород и связана с замещениями плагиоклаза. Каолинизация (аргиллизация) приводит к развитию в

гидротермально  измененных породах каолина, диккита, накрит.

Натриевый  метасоматоз  приводит  к  замещению  калиевых  полевых 

шпатов натровыми  или кислыми плагиоклазами типа альбита, что обычно для 

кислых пород. Кремниевый метасоматоз может развиваться по породам любого состава. Окварцевание по сланцам приводит к образованию роговиков, по кислым и средним изверженным породам формируются вторичные кварциты, по карбо-

натным породам – джаспероиды.

Магниевый  метасоматоз  приводит  к  преобразованию  известняков  и 

мраморов в  доломиты. Железо-магниевый метасоматоз  – хлоритизация по породам различного состава (за исключением чистых кварцевых и карбонатных пород). Кальциевый метасоматоз проявляется в виде пропилитизации и листвинитизации. Пропилиты развиваются среди средних и основных пород особенно эффузивных. В их состав входят карбонаты (анкерит, кальцит), альбит, хлорит,эпидот, серицит, соссюрит. Листвениты чаще всего развиваются по змеевикам, ультраосновным, основным породам. Этот процесс выражен развитием на месте темноцветных силикатов и полевых шпатов – магнезиально-железистых карбонатов, талька, хлорита, фуксита, серицита, пирита, с превращением породы в карбонат-кварц-серицитовый агрегат с пиритом. На  многих  золоторудных  гидротермальных  месторождениях,  локализованных  в  гранитоидных  породах,  широко  развита  кварц-серицитовая  фация гидротермальных изменений – березитизация. Березит – это старинный термин уральских горняков,  которые использовали  данные  метасоматические  породы как поисковый признак на золото. Первое петрографическое описание березитов дано в 1975 г. Карпинским. В настоящее время березитами называют гидротермально измененные и часто рудоносные породы, образующиеся из разнообразных,  но  преобладающих  алюмосиликатных  пород  (гл.  обр.  кислых),  и  состоящие из кварца и серицита, с постоянной примесью пирита и рутила.

 

Зональность гидротермальных месторождений.

Первичная зональность  рудных районов, полей, месторождений  и отдельных рудных  тел определяется закономерным изменением минерального и связанного с ним  химического  состава руд в пространстве.

Эволюционная  гипотеза В.Эммонса, объясняющая причины зональности

гидротермальных месторождений по отношению к  магматическим очагам, была выдвинута  в 20-х годах ХХ века. Согласно этой гипотезе восходящие растворы, отделяющиеся от остывающих массивов магматических пород и насыщенные  минеральными  соединениями,  откладывают  минералы  в  порядке,  обратном их растворимости, входя во все более холодные области. Опираясь на

этот  принцип,  В.Эммонс  реконструировал постмагматическую рудоносную

систему,  разделив  еѐ  на  16  зон  (снизу  вверх  по  мере  падения  температуры): пустая  кварцевая,  оловянная,  вольфрамовая,  мышьяковая  (арсенопиритовая), висмутовая,  золотая,  медная,  цинковая,  свинцовая,  серебряная,  безрудная,  серебряная, золотая, сурьмяная, ртутная, пустая. В дальнейшем было установлено, что такая собирательная зональность нигде в полном виде не проявляется, хотя отдельнрые еѐ звенья наблюдаются в природе.

Пульсационная гипотеза С.Смирнова была разработана в противовес одноактной схеме зонального размещения постмагматических рудных месторож-дений. В 1937 г. С.Смирнов выдвинул новую модель о пульсационном поступ лении гидротермальный растворов, которые импульсами отделяются от магматического очага по мере его остывания в результате неоднократного раскрытия трещин.  Так  осуществляется  многостадийный  гидротермальный  процесс, что подтверждено преобладающими исследователями гидротермальных месторождений.  К  критическим  замечаниям  по  несостоятельности  теории  В.Эммонса.

С.Смирнов относил, кроме отсутствия полной эволюционной зональности, ряд геологических признаков.  Это пересечения разновозрастных  жил  разного  состава,  совмещение  в  пространстве  высокотемпературных  и  низкотемпературных ассоциаций, брекчии и др. Согласно теории С.Смирнова состав металлов в каждой новой порции гидротермального раствора изменяется во времени, что приводит к последовательному формированию месторождений различного состава.

В настоящее время  геологи признают разные типы и формы  проявления

зональности на гидротермальных  месторождениях и относительно магматических источников рудоносных растворов. Так, В.И.Смирновым выделяются два рода первичной зональности гидротермальных рудных тел – зональность первого рода (стадиальная) и зональность второго рода (фациальная). Зональность стадиальная  разделяется  на  зональность  повторных  тектонических  разрывов, зональность  тектонического раскрывания трещин, зональность внутрирудного метасоматоза.  Зональность фациальная  включает  зональность состава пород, фильтрационную зональность, зональность отложения.

 

Ореолы  рассеяния.

Вмещающие породы вокруг гидротермальных  рудных  тел  часто  сопровождаются  повышенным  количеством  рудообразующих металлов. Площади распространения таких  пород называются ореолами рассеяния, которые могут быть первичными и  вторичными.

Первичные ореолы образуются при формировании месторождений вследствие пропитывания вмещающих пород минерализованными гидротермальными растворами. Они представлены тонкой спорадической вкрапленностью рудообразующих минералов, которые рассеяны во вмещающих породах по периферии рудных тел и не всегда улавливаются визуально. Против натурального геохимического фона – кларка, содержание рудообразующих элементов повышено на несколько порядков и определяется по данным анализов проб, отбираемых при специальной металлометрической съемке.

Форма  первичных  ореолов,  также  как  морфология  зон  гидротермально

измененных пород, имеет вид чехла, облекающего рудные тела. Ореолы больше вытянуты вверх над рудными телами, чем в сторону от них. Они сопровождаются апофизами вдоль структур, благоприятных для оттока гидротермальных растворов  (трещиноватости,  разломов,  зон  дробления).  Сводка  данных (Э.Баранов, С.Григорян, Л.Овчинников) по вертикальной зональности химических элементов в первичных ореолах рассеяния гидротермальных месторождений  свидетельствует  о  том,  что  одни  металлы  предпочтительнее  занимают нижние подрудные части ореолов, другие  – средние, а третьи  –  верхние надрудные. Это связано с различной подвижностью элементов в растворах. Единый ряд распределения типичных элементов в ореолах рассеяния (сверху вниз) представляется в следующем виде: Ba-Sb, Hg, Ag, Rb, Zn, Au, Cu, Vi, W, Mo, U, Sn, Co, Ni, Be. Этот универсальный ряд также как ряд Эммонса в полном виде не проявляется, но отдельные его звенья наблюдаются в природе. Причем существуют  определенные  наборы  элементов  для  конкретных  промышленных типов гидротермальных месторождений и по их составу можно прогнозировать различные уровни эрозионного среза этих месторождений, а также координировать направление поисков рудных тел.

Вторичные ореолы образуются при химическом разложении и механическом разрушении верхней части рудных тел в приповерхностной зоне, в связи с разносом рудного материала по поверхности земли. Среди них выделяются механические, водные, газовые, смешанные ореолы.

 

Физико-химические условия рудообразования, источники  воды  и  минерального  вещества  гидротермальных  систем,  формы  переноса

минеральных соединений гидротермальными растворами.

Растворы,  в  которых  переносятся  минеральные  вещества  и  из  которых образуются полезные ископаемые, являются большей частью водными. По физическому состоянию они могут относиться к взвесям, коллоидам и молярным растворам. Для их проникновения сквозь массу горных пород необходимо, чтобы эти породы обладали проницаемостью, пористостью, пустотами. Полезные минералы выпадают  из горячих минерализованных растворов при различных физико-химических  условиях,  которые  определяются,  прежде  всего,  температурой и давлением.

Температура  образования  гидротермальных  месторождений.  Завершение раскристаллизации магмы на глубине происходит при температурах 1000-800^оС. Начальная температура гранитного пегматитового расплава оценивается в 800-700^оС. Непосредственное измерение газовых струй современных вулканов  показывает,  что  хотя  в  отдельных  редких  случаях  она  достигает  1020^оС, обычно же лежит ниже 700^оС. Определения температур кристаллизации гидротермальных  минералов  по  газо-жидким  включениям  показывают  значения  от 560-540^оС  до  50-25^оС.  Наиболее  характерны температуры гидротермального процесса в интервале 400-100^оС.

Давление  при  образовании  гидротермальных  месторождений  в  некоторой  степени  соответствует  их  глубине  формирования.  Так,  согласно

И.Кушнареву, все эндогенные месторождения Кураминских гор (включая гидротермальные) образовались в пределах глубин 500-4500 м . Это соответствует гидростатическому давлению 5-45 МПа и литостатическому давлению 13-115 МПа. Фактически оно может быть и больше и меньше. Меньше при образовании  открытых  полостей  при  тектонических  деформациях,  а  больше  в  связи  с превращением воды в пар, который сжатый в порах может повышать давление, таких  причин  может  быть  множество.  Все  существующие  в  настоящее  время попытки измерить давление на основании различных экспериментов позволяют  лишь  выявить  широкий  диапазон.  Гидротермальное  рудообразование  может начинаться при высоких давлениях – от первых десятков до 400-500 МПа, но наиболее продуктивной рудообразующей стадии обычно соответствует давление 150-200 МПа.

Источники воды гидротермальных  систем также могут быть различны.

К ним относят  следующие источники: магматическая  вода, вода метаморфического  происхождения,  захороненная  вода  древних  осадков,  атмосферная,  или вадозная вода глубокой циркуляции, вода морей и океанов, вовлекаемая в гидротермальные системы.

Магматическая  вода  (или  ювенильная)  отделяется  от  магматических