Гідротермальні родовища - Енциклопедія Сучасної України
Beta-версія
Гідротермальні родовища

ГІДРОТЕРМА́ЛЬНІ РОДО́ВИЩА – група родовищ корисних копалин, що утворились з осадків гідротерм (гарячих водних розчинів). Процес формування Г. р. почався 2,5 млрд р. тому і триває нині. Г. р. мають велике значення у видобутку кольор., рідкіс., благород. і радіоактив. металів. З неруд. корис. копалин до них належать родовища хризотилу-азбесту, магнезиту, флюориту, бариту, гірського кришталю, ісланд. шпату, а також деякі родовища флогопіту, графіту, апатиту, гіпсу. Г. р. створюються циркулюючими під поверхнею землі гарячими мінералізов. газово-рідин. розчинами. Скупчення корис. копалин гідротермал. походження виникають як унаслідок відкладення мінерал. мас у порожнечах гірських порід, так і в зв’язку із заміщенням останніх. Гідротермал. й ін. поліметал. мінерал. родовища можуть бути пов’язані з масивами вивержених гірських порід безпосередньо чи побічно, випадково. Виділяють 4 форми генет. зв’язку між Г. р. і магматич. породами: генетична (безпосередня), або материнська (постмагматичні родовища центр. й периферій. частин масивів вивержених гірських порід є їх продуктами); парагенетична (непряма), або братерська (постмагмат. родовища, що часто роз’єднуються від інтрузив. маси, є похідними глибин. магматич. вогнища, яке їх породило); агенетична, або випадкова (об’єднує на одній площі генетично не пов’язані інтрузиви і гідротермал. родовища, що належать різним геол. епохам); форма, в яких відсутні видимі зв’язки, типові для постмагматич. родовищ, розвинутих на площах без магматич. порід. У процесі взаємодії гідротермал. розчинів із породами, що вміщують рудні тіла, відбувається їх метасоматичне перетворення. За гол. хім. елементом, що витісняє ін. породотвірні елементи, розрізняють декілька видів навколоруд. метасоматозу: калієвий, натрієвий, кремнієвий, магнієвий, залізо-магнієвий, кальцієвий. Ін. зміни бічних порід включають серпентинізацію й оталькування ультраоснов. порід; турмалінізацію, біотитизацію, адуляризацію, епідотизацію, алунітизацію, флюоритизацію, графітизацію, баритизацію, гематитизацію й піритизацію різних за складом комплексів гірських порід.

Уміщувал. породи навколо рудних тіл зазвичай містять підвищену кількість рудотвір. металів. Площі з таким підвищеним вмістом металів, що облямовують рудні тіла, називаються ореолами розсіювання. Вони бувають первинними й вторинними. Г. р. корис. копалин формуються з гарячих хімічно агресив. газових і рідких розчинів. Рудотвірні розчини – це суспензії, колоїди і молекулярні розчини. Для їхнього проникнення крізь масу гірських порід необхідно, щоб останні мали наскрізну проникність. Початкова т-ра гідротермал. рудоутворення бл. 700– 600 °С, яка поступово знижується аж до 50–20 °С. Найбільш інтенсивне гідротермал. рудоутворення відбувається в інтервалі від 400 до 100 °С. Існує 5 джерел води гідротермал. розчинів: магматична, або ювеніл. вода; вода метаморфіч. походження; похована вода древ. осадків; атмосферна, або вадозна вода глибокої циркуляції; вода морів і океанів, що залучається до гідротермал. процесу. Розрізняють 3 джерела мінерал. речовини Г. р.: ювеніл. магматичне, або базальтоїдне підкорове; асиміляц. магматичне, або гранітоїдне корове; фільтрац. позамагматичне. Осн. гіпотези переносу речовини гідротермал. розчинами: в істин. розчинах; у колоїд. розчинах; у легкорозчин. з’єднаннях іонних розчинів; у легкорозчин. з’єднаннях комплекс. розчинів. Метасоматоз являє собою заміщення гірської породи зі зміною її мінерал. й хім. складу, при якому розчинення старих мінералів і відкладення нових відбуваються одночасно, завдяки чому порода, що заміщується, увесь час зберігає твердий стан. Метасоматоз здійснюється при обов’язковій участі газоподіб. чи рідких плівкових (порових) розчинів, які просочуються через породи, що приносять компоненти, заміщають і виносять з’єднання, що заміщаються.

Виділяються 3 класи Г. р.: плутоногенний, вулканогенний і амагматогенний. Плутоногенні Г. р. пов’язані з кислими, помірно кислими і помірно лужними гіпабісал. виверженими породами пізньої стадії (інколи ранньої і середньої) геосинклінал. етапу, а також активізов. платформ. За провід. мінерал. асоціацією в ньому виділяють кварц., сульфід. і карбонат. підкласи. Як самостійні підрозділи виступають баритові, флюоритові й оксидно-залізні родовища. Розповсюджені перехідні родовища кварц-карбонат., кварц-сульфід. і карбонатно-сульфід. парагенезису. Формування розглянутих родовищ, як правило, здійснюється в кілька стадій. Серед утворень кварц. парагенезису виділяються наступні гол. формації: кварц-золота; кварц-арсенопірит-золота; кварц-пірит-золота; кварц-турмалін-золота; кварц-каситеритова; кварц-молібденітова; кварц-халькопіритова; кварц-енаргітова; кварц-шеєлітова; кварц-шеєліт-золота; кварц-бісмутинова; кварц-уранітова; кварц-гематитова; кварц-баритова; гірського кришталю. Для утворень сульфід. парагенезису характер. є формації: галеніт-сфалерит-халькопіритова; галеніт-сфалерит-пірит-баритова; сульфідно-настуранова (галеніт-сфалеритова, молібденітова, халькопіритова, марказитова з урановою смолкою); т. зв. «п’ятиелементна формація» (Со, Ni, Bi, Ag, U) з рудами, що складаються в основному з арсенідів кобальту і нікелю, самород. срібла та бісмуту; арсенідів і сульфоарсенідів нікелю, кобальту й заліза; арсенопіритова; каситерит-галеніт-сфалеритова; каситерит-хлорит-піротинова; золото-антимонітова; ферберит-антимонітова. В утвореннях карбонат. парагенезису розрізняють такі формації: сидеритові; родохрозитові; магнезитові; кальцит-тремоліт-талькові. Вулканогенні Г. р. пов’язані гол. чином з наземним, переважно андезит-дацитовим, вулканізмом пізньої стадії геосинклінал. етапу, а також з лужним із траповим магматизмом активізов. платформ. До вулканоген. Г. р. належать наступні формації: поліметалева-золото-срібна; золото-срібна з телуридами і селенідами; каситерит-вольфраміт-бісмутин-аргентитова; халькопірит-енаргит-халькозинова; флюорит-бертрандитова; молібденіт-флюорит-настуранова; кіноварна; самородномідна; алунітова; ісланд. шпату; самород. сірки, сульфідів заліза й міді у відкладеннях фумарол, сольфатар і парових струменів. Амагматогенні родовища знаходяться на площах розвитку осад. порід, де відсутні активні вивержені породи, гідротермал. дериватами яких ці родовища могли б бути. До амагматоген. належать формації: борніт-халькопіритові родовища міді в шарах пісковиків; галеніт-сфалеритові родовища свинцю й цинку зазвичай у карбонат. породах; антимоніт. й кіноварні родовища сурми та ртуті; флюорит. родовища.

Літ.: Геология гидротермальных урановых месторождений. Москва, 1966; Парк Ч. Ф., Мак-Дормид Р. А. Рудные месторождения / Пер. с англ. Москва, 1966; Генезис эндогенных рудных месторождений. Москва, 1968; Белевцев Я. Н. и др. Современные проблемы эндогенного рудообразования. Москва, 1972; Попов В. В. Геологические условия экзогенно-гидротермального рудообразования. Москва, 1980; Науменко В. В. Эндогенное оруденение в эпохи тектоно-магматической активизации Европы. К., 1981; Геохимия гидротермальных рудных месторождений. Москва, 1982; Гончаров В. И. Гидротермальное рудообразование в вулканогенных поясах. Москва, 1983; Овчинников Л. Н. Образование рудных месторождений. Москва, 1988; Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. Москва, 1989; Лисицин А. П. и др. Гидротермальные образования рифтовых зон океана. Москва, 1990.

М. С. Ковальчук

Стаття оновлена: 2006