Гідротермальних називаються родовища, утворені газово-рідкими рудоносними розчинами, магматичного чи іншого походження. Джерелами рудоносних гідротермальних розчинів, крім магматичних вогнищ, можуть бути морські або підземні води, які потрапляють в магматичні камери або нагріваються поблизу них і збагачуються металами та іншими компонентами. Подібні розчини можуть виникати також в глибинних зонах земної кори при метаморфизме.
Промислову значимість родовищ цього генетичного типу важко переоцінити. До нього відносяться родовищ більшості металів (Мо, W, Sn, Cu, U, Au, Ag, Pb, Zn, Hg, Sb, As і ін.) І деяких неметалічних корисних копалин (тальк, азбест, магнезит, флюорит), що буде показано нижче при розгляді підтипів гідротермальних родовищ.
Геологічні особливості і умови освіти. Розглянуті родовища утворюються в усіх геотектонических областях, але найбільш часто в складчастих поясах, на щитах платформ. Геодинамічні обстановки їх формування: зони спрединга в серединно-океанічних хребтах, зони субдукції, внутріплітнимі зони активізації.
Родовища пов'язані з магмою різного складу, проте найбільша їх кількість має парагенетичну зв'язок з магматичними комплексами кислого, середнього і лужного складу (граніти, діорити, гранодіорити, сиеніти, ріоліти, андезити). Родовища, що утворюються на платформах, пов'язані з габброидами, наприклад, залізорудні родовища Сибірської платформи. Парагенетичних зв'язок передбачає єдність магматичного вогнища для рудних і магматичних тіл даного рудного поля. У більшості випадків виразом такого зв'язку є асоціація зруденіння з дайками, малими интрузивами (штоки, лаколіти) або різними вулканічними будівлями (жерловіни, некки, трубка вибуху, вулканічні потоки). Рудні тіла можуть розташовуватися в межах магматичних порід, в непсредственной близькості від них або на значній відстані без видимого зв'язку з интрузивами.
Слід зазначити, що багато дослідників часто поділяють гідротермальні родовища на плутоногенний. пов'язані з інтрузивним магматизмом, і вулканогенні. утворені з вулканічних вогнищ. Однак у багатьох випадках такий розподіл є досить умовним, тому що розглядаються родовища часто парагенетичних пов'язані з вулкана-плутоніческімі і гіпабіссальних комплексами, що ускладнює їх поділ на дві зазначені групи.
Глибини освіти гідротермальних родовищ коливаються від 0,2 до 5 км; виділяються глибинні, середньоглибинні і малоглубінних (пріповерхносние) родовища.
Для багатьох гідротермальних родовищ характерна зональність. Вона проявляється в закономірний розподіл мінеральних асоціацій щодо таких геологічних елементів рудного поля, як розривні порушення, певні різниці гірських порід, інтрузивні тіла. Крім того, зональність може бути обумовлена стадийностью надходження рудоносних розчинів, послідовно виділяються з вогнища. Як правило, більш високотемпературні асоціації (кварц-турмалінова) знаходяться поблизу інтрузивних тіл, а середньотемпературні (кварц-сульфідна галенит-сфалерітовая і ін.) І низькотемпературні (кварц-антімонітовая і ін.) Відкладаються на видаленні від таких інтрузівов.
Тектонічні процеси і утворені ними структурні форми є найважливішими факторами формування і будови гідротермальних родовищ. Зміна процесів стиснення і розтягування визначає переміщення рудоносних розчинів і відкладення мінералів. Форми рудних тіл залежать від форм і будови вміщають їх складок, розломів і магматичних тіл. Крім того, на морфологію рудних тіл впливають склад і залягання порід, що вміщають. Процес рудоотложенія відбувається найінтенсивніше в хімічно активних товщах, наприклад в вапняках, пісковиках з карбонатним цементом. Крім того, осадителем для рудних мінералів є органічна речовина, що знаходиться в породах, сірка, залізо та інші компоненти. Сукупність структурних елементів, що визначають залягання і будову рудних об'єктів, називається структурою рудного поля. Виділяються три групи структур рудних полів: плікатівние (складчасті), диз'юнктивні (розривні) і ін'єкційних (обумовлені ендогенних структурами); вони поділяються на ряд типів і підтипів [4].
Форми рудних тіл. визначаються зазначеними причинами, характеризуються великою різноманітністю. Широко поширені прості і складні жили і жильні зони (рис. 42), штокверки, обумовлені розломами і тріщинами.
У сприятливих за складом породах або на контактах товщ утворюються великі пластові і пластообразниє поклади (рис. 43, 44). Зустрічаються рудні лінзи, гнізда, а також стовбуваті тіла, що локалізуються на перетинах розломів або в різних вулканічних будівлях. Характерною особливістю гідротермальних рудних тіл є часто зустрічається нерівномірний розподіл корисних компонентів. Збагачені ними ділянки або ділянки рудних тіл зі збільшеною потужністю називаються рудними стовпами (рис. 45). Вони можуть утворитися на перетинах розломами сприятливих порід або в розломних вузлах (перетинах, розгалуженнях, вигинах розривів).
Наявність рудних стовпів, а також умови залягання тіл корисних копалин, мають особливе значення при експлуатації гідротермальних родовищ. За залягання відносно горизонту розрізняють горизонтальні, полого-, крутопадающие і вертикальні рудні тіла. За характером залягання під вміщають товщах виділяються приголосні, січні та згідно-січні тіла. Останні контролюються сприятливими за складом товщами порід, які перетинаються рудовмещающіх розломами. В цьому випадку стовбурові жили, що залягають в розломі, супроводжуються відходять від них горизонтальними або похилими пластовими тілами.
Мінеральний состав.В матеріальному складі гідротермальних родовищ чітко виділяються рудна, жильна мінералізація і околорудних зміни порід, що вміщають. До рудної мінералізації відносяться мінерали рудного тіла, які є корисними копалинами даного об'єкта, наприклад, галеніт і сфалерит полиметаллического родовища. Жильна мінералізація включає мінерали «заповнення» рудного тіла, наприклад, кварц і кальцит поліметалічних жив. Околорудних зміни представлені, як правило, мінералами, утвореними у процесі формування рудних тіл в бічних породах, наприклад зерна кварцу, кальциту, слюди і рудних мінералів (піриту та ін.). Потужність зон околорудноізмененних порід становить від декількох сантиметрів до десятків, а в окремих випадках і сотень метрів. Нерідко вкрапленность рудних мінералів буває значною (близькою до промислових змістів), і тоді зони околорудних змін включаються в контур промислових руд.
Рудні мінерали утворюють парагенезиси. тобто асоціації мінералів, відкладаються з розчинів в певних інтервалах температур і тиску. Ще В. Ліндгрен на початку минулого століття виділив ряд парагенетических мінеральних асоціацій: 1-касситерит, вольфрамит, шеелит, молибденит; 2-пирротин, пентландит, халькопірит, вісмутін; 3-сфалерит, галеніт, халькозин, самородні срібло, вісмут, золото; 4-антимоніт, кіновар та ін. Як правило, оксиди кристалізуються в першу чергу, потім сульфіди і арсеніди Fe, Ni, Co, сульфіди Pb, Zn, Ag, сульфіди Sb, Hg.
Процес формування гідротермальних родовищ зазвичай багатостадійний (3-10 стадій). Найбільш типові стадії: рання безрудних, пізня безрудних, від однієї до п'яти рудних, пострудная (див. Табл. 8).
Наприклад, для Pb - Zn родовища Східна Тінтіка в США Т. Ловерінгом виділені стадії: 1-рання безрудних - перетворення вапняків в доломіт, хлорітізаціі порід основного складу, які мають широке майданні поширення; 2-середня безрудних - аргіллізаціі околорудних простору; 3-пізня безрудних - окварцеваніе з піритом, халькопіритом, хлоритом, кальцитом; 4-рання рудна - кварц, пірит; 5-головна рудна - освіту метасоматічеських тел в вапняках, виділення сфалериту, галеніту, бляклих руд, золота, халькопирита, бариту, кальциту. Порядок відкладення мінералів можна визначити по структурам руд, розглянутим вище.
Фізико-хімічні умови і процеси утворення родовищ. Гідротермальні розчини, які переносять і відкладають рудні компоненти, містять в своєму складі H2 O, SiO2. CO2. SO4. O2. H2. HCl, F, H2 S, CH4. метали і деякі інші компоненти. Вивчення газово-рідких включень в рудах показало, що розчини бувають углисто-карбонатними, сірчистими, хлоридна і ін. Кислотність їх змінюється в процесі рудоутворення - зазвичай від кислих до лужних. Помірно-кислі розчини калієвої спеціалізації виробляють березитизации, серіцітізацію, калішпатізацію порід, хлоридно-борнокіслие розчини утворюють кварц-турмалінові метасоматіти.
Склад гідротермальних розчинів визначає умови і можливості розчинення і перенесення різних металів. Так, присутність СО2 підвищує розчинність окису олова в 25 разів, окису заліза в 4 рази, а розчинність кремнекислоти знижується на 20%.
Температура рудоносних розчинів коливається від 700 до 25 0; найбільш продуктивний інтервал 400-100 0. Заміри температури газових струменів на Алясці, Камчатці і в інших районах дають значення 645-50 0. Таким чином, процес гидротермального рудоутворення відбувається в аномальному тепловому полі. Передбачається, що спочатку рудоносний розчин виділяється у вигляді газу, потім конденсується в рідину. Низькотемпературні (до 200 0) розчини мінералізовані слабо (до 10% мінеральної речовини); середньотемпературні (200-350 0) містять до 25%, а високотемпературні (понад 350 0) можуть містити до 50-70% мінеральної речовини. Для освіти середнього родовища треба 8 10 кДж теплової енергії.
Тиск рудоносних розчинів повинно бути більше літостатіческого і залежить від глибин освіти родовищ. Воно коливається в межах 10-500 МПа; найбільш продуктивний інтервал 100-200 МПа. Так, молибденовое родовище Шахтама (Забайкаллі) утворилося при тиску близько 110 МПа і при температурі 380-340 0.
Форми знаходження і способи перенесення металів вивчені ще недостатньо. Передбачається, що це можуть бути справжні (іонно-молекулярні) або колоїдні розчини. Останні здатні насичуватися сульфідами найбільш інтенсивно, хоча є менш рухливими. Найбільш ймовірно, що на великих глибинах ці розчини є істинними, а ближче до поверхні - колоїдними. Вони стають колоїдними в процесі рудоотложенія при пересичені розчину мінеральною речовиною. Найбільш висока розчинність металів встановлена в комплексних з'єднаннях, наприклад, тіосульфат.
Шляхами руху розчинів є порожнечі різного походження: розривні порушення (розломи, тріщини), пори гірських порід. Головними причинами цього руху є тиск парообразующей фази і тектонічні зрушення, шкребки розчини в порожнині. Крім того, як вважали в минулому столітті В. Ліндгрен, Г.Л. Поспєлов та ін. Дослідники, в певних умовах (великі тиску, висока хімічна активність, перехід з газоподібного стану в рідке) розчини здатні «самі прокладати собі шлях». Встановлено, що вони проникають на сотні метрів від підвідних розломів. Важливу роль при цьому відіграють процеси інфільтрації і дифузії. У приповерхневої зоні може відбуватися змішання гарячих розчинів з підземними водами, зниження їх температури, зменшення концентрації мінеральних речовин і рудоотложеніе, часто в пластах пористих гірських порід.
На відкладення мінералів з гідротермальних флюїдів впливають такі чинники: зміна температури і тиску; перехід розчину з газової фази в рідку, з істинного стану в колоїдне; хімічні реакції в розчині і реакції розчинів з вміщають породами; припинення або уповільнення руху розчинів в пластах і розломах.
Залежно від умов, що існували в області рудоутворення, відкладення мінералів з розчинів здійснюється двома способами: 1-виконанням відкритих порожнин, 2-метасоматичні заміщенням. У першому випадку відкладення і зростання кристалів відбуваються в зонах розломів; при цьому рудні тіла мають, як правило, чіткі межі. При метасоматозе матеріал вміщають порід заміщається новоствореними мінеральними агрегатами, і кордони рудних тіл є поступовими, нечіткими.
Модель формування та розвитку гідротермальної системи включає області джерела (збору), транспортування (скидання) і розвантаження (відкладення) гідротермальних розчинів (рис. 46).
Температура освіти впливає на мінеральний склад і інші особливості гідротермальних руд, в зв'язку з чим виділяються три підтипи родовищ: високо-, середньо-, і низькотемпературні.