Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
600
400
200
Sn,W,Be,
Мо,
Cu,Pb)Zn,Fe
Sn,W,BeJa
,
Mo
,
Au
"'''
------
_1
1:
/-:.
/)
"
. .
/..
.\
......
е.
• ,1.. .:
е.\
.....
. . . .
...
~
/JeИl.А
I
••••
•
•••••••
'
•
••
• \
,,
1I1
.е
,.
.е.
/
~:....
,....\
__
1
:..
/
~~."o(
\0
('".
• /
~.~.
\
Л
1000\
-:.
//
.~
·0
\ g /
е.
..-
О
\ J
/'
:..
'~-·o
,о
о
о
,/
...
• •
/'
••
~
I
,..,.
.....
.:.'.
ш."..·
...
,--
-......
,....
:.
. . "
.....
,,
/
..
,-
---
20
• 1
02
Ри
с.
14.
диаграмма
температура
-
КОНl
l
ентрация
гидротермального
раствор
а
для
руд
н
ых
11
по
струд
ны
х
стад
и
й
гидрот
ермаль ных
месторожде
н
ий
(
п
о
В
.
И
.
Кова
ле
н
ко.
В
.
Б.
Н
аумову.
О
.
А.
Богатиков
у
\1
984
r. I) .
Ра
TROPbI:
} -
СQЛ('
li
'1.1\'
kIPO
,
III1'UU.
2 -
YI
·
."('Klt
C~
'bIe
1I
HI/IOKOIt
IH
'
tITPltPOOi:Jlllll
oI
\' 1
111
.
111101(.
'
(~IIМlPI('(
.'
KItMII
C
IIMOO
.
'1iHIII
IIUKilJ<tllbI
xapaKT€.'pllbI\.
'
РУДIIIJ08~
'Э.1е
Щ'II
ТЫ
8
ме
,,:торu.m.
.
I\
'
IIIIИ\)
.
Р )д
оносные
ФЛЮIIДЫ;
1-
BbICOKOKOHuellTIHtP00311ltble
СУЩI.Ч
:
ТlН
."
IIIIО
Х.'1oР
IШIIЫf
,
11
-
существе
tlltO
УГЛ('К
II
С."IЫ('
(5- 25
вес
.%
CO
~
)
.
К
ОIIШ"
llтрацня
С
О
.
'1('I'
·
Э
.
fJСКТРО.IJ
IIТОО
оБЫЧ110
II
CO(,.lJ
fO(a « 3 7
Ilес.
%
ЭК8
.
aCI)
.;
111
-
1I
It
З
КОКОН
It<,IITP"
РОВ311
ные
11
pellM)'
щсt
"Т
UСlltlO
ФТUРII
Д
IIЫ(>.
Кислотно-щелочные
сво
й
ства
р
аств
оро
в
.
Смена
во
времени
минера
J
IЬ
ных
параген
ез
и
сов
и
ОКОJlОРУДНЫХ
м
етасо
м
ат
ических
и
зме
нений
вмещаю
ЩIIХ
пород
в
ГИ
J
tротермаJlЫIЫХ
месторождеН
IIЯ
Х
св
и
ет
Jlьствует
о
том.
что
КИС
J
IOТНОСТЬ
11Pl1P
OA
HbIX
P
<:JCTBOPOB
не
остается
постоянной,
а
З<:JКО
lюмерно
Iвменяется
в
ходе
минераJlообразования.
В
наиБО
Jlее
общем
виде
эт
и и
з
ме
н е
н
ия
БЫJlfI
обобщены
д.
С.
Коржинским
,
вы
деЛ
ИВI.l
I
ИМ
следующие
ос
н
овные
t:тадни:
раннюю
щеJlОЧ
Н
УЮ
(высокотемпер
а
турную).
КИС
JlО
ПIУЮ,
п
озднюю
щ
еJlО
ЧН
УЮ
(наступающую
с
понижением
темп
р
ату
ры)
и заКJl
ЮЧfl
teJlbl-lУЮ
н
ейтраль
ную
.
Д
IЯ
объ
яснения
по
до
бной
Э
ВО
ЛЮШIИ
им
была
вы д
ви
нута
ПlПотеза
«опе
режающ
ей
волны
Кl1С
JlОТ
НОСТИ
» И
р
аз
работана
е
мате
матическая
MoAelb.
СОГJlас
н
о
модели
К
И
СЛОПIO-ще
IOч
н
ой
ди
фференциации
д.
С.
К
оржи
н
ско
г
о
в
потоке
г
и
л.
ро
те
р
мальных
P<:JCTBOPOB
вс
ледст
ви
е
ки
ло
тного
фи
лы
ра~
ЦИОНIЮГО
эф
ф
е к
та
воз
н
икает
оп
режающ
а я
волна
кис
лотных
компон
е
н
тов,
фи
лы
рующих
с
я
быстрее
основных
компонентов.
П
оэтому
в
каждом
сече
нии
фll
лырую
щ
егос
я
поток
а
при
прохождении
КIIСЛОТ
I
ЮЙ
волны
кислот
ность
раств
оров
сначаЛ<:J
повыша
тся,
а
затем
пониж
аетс
я
.
И
ССJlеДОВ<:J
НИ
ЯМИ
Г.
Б
.
11
В
.
Б
.
Н
аумовых,
В
.
А.
Дороф
е
ва
11
975
Г
.
,
19
77
г
.
1
было
уста
нов
е
но.
что
хло
р
идные
и
У
l
'
лекислые
р
аство
ры
оказ
ы
ваются
более
ще
J
IO
ЧНЫ
МИ.
чем
Чl1
ста
я
вода,
при
высоких
температурах;
за
тем
по
мере
пониж
е
ния
температуры
вс
ледст
вие
диссо
циации
кислот
ки
с.ПОТ
ность
P<:JCTBOPOB
уве.П
ИЧИВ
<:Jетс
я
и.
переходя
че
р ез
минимум
рН.
Оf
l
И
вновь
80
прио
бр
етают
щелочные
с
войства
.
Инверсия
кис
лых
свойств
хлоридных
ра
створов
прои
сходит
при
бо
лее
вы
со
ки
х
температурах,
ч
ем
углек
ис
л
ы
х
.
Э
. о
обстоятельство
может
приво
д
ить
к
тому,
что
сходные
кислотные
изме
н
ени
я
окружающи
х
поро
д
по
д
во
здейст
ви
ем
растворов
ра зн
ого
состава
б
удут
I .
осу
щ
ест
в
ляться
в
ра
з
ных
температурных
интервалах.
Не
остаются
н е
изменными
в
гра
д
иентном
поле р
-
Т
и
окислительно
в
осс
тановите
л
ьные
свойства
гид
ротерм
аль
ны
х
р
аст
воров
,
заВ
ИСЯЩ
f
l
е
от
с
оотно
ш
е
ния
окислит~льных
и
вос
ста
н
ов
ит
ель
ны
х
форм
элеме
нтов пере
м
е
н
но
й
валентно
сти
.
О
д
ним
из
регу
л
я
то
ров
окислительно-восстановительных
с
войс
тв
гидротерм
яв
л
я
етс
я
углеро
д.
Агрегатное
состояние
среды.
Вы
дел
яют
ся
три
агрегатных
сос
тояния
м
инералообразующей
с
ре
д
ы
:
жидкое,
жидкое
+
газовое
(свидетельство
г
е
те
рогенности
ф
л
юи
да
)
и
газовое
.
Данные
г
омог
е
ни
за
ции
газово-жидки
х
включен
ий
в
минерал
ах
пока
зы
в а
ют
,
что
газовое
агрегатное состояни
е
отме
чается
то
л
ько
дл
я
·
ал
ьб
ита,
берилла,
касситерита,
топаза
(2%
опреде
ле
ний)
.
В
по
да
в
л
яющ
ем
большинстве
случаев
(87%)
минералообразова
ние
происхо
д
ит из
жидких
р
аст
воров
.
Сл
у
чаи
г
е
терог
е
ни
за
ции
растворо
в
с
отделе
ни
ем
газовой
фа
зы
не
яв
ля
ются
р
едкостью
и
соста
в
л
яют
н
е
ме
нее
II
%.
Установленный
жидкий
ф
азо
вый
состав
ми
нералообра
зу
ющ
ей
с
ре
ды
о
д
нозначно
свидетельствует
о
высокой
п
лот
но
сти
ги
д
рот
ер
ма
ль
ных
ф
л
юи
дов
(от
0,8
до
1
,2
г/см
3
)
.
При
температурах,
пр
ев
ышающи
х
критич
ес
кую
тем
пера
т у р у
чи
с
той
во
д
ы
,
п
лот
ность
гидротермальных
флюидов
не
умень
шается,
а
у
в
ел
ичива
етс
я,
дост
иг
а я
1,4
- 1,8
г
/см
3
[
Ермаков
Н
.
П
.
,
На
у
мов
В
.
Б
.,
Хитаров
Д
.
Н.
,
1984J
.
ЭТО
яв
ле
ни
е
н
есом
н е
нно
свя
з
ано
с
возраста
нием
раствор
имости
многих
компонентов
в
ги
д
рот
е
рмальных
раствора
х
при
повыш
е
нии
температуры
.
Перено
с
ми
н е
р
аль
ны
х
·
соединениЙ
в
ги
д
рот
е
р
мальн
ы
х
растворах
осущест
в
л
я
етс
я в
ви
де
ра
знот
ипны
х
комплексных
соединений,
главными
из
кото
рых
яв
ляются
г
алоид
ны
е
(хлоридные
и
фтори
д
ны
е)
,
гидросульфидные
и
кар
бонатны
е.
Для
каждого
и
з
этих
ви
дов
комплексов
тяжелых
металлов
име
е
тся
опре
деле
нн
а я
область
услов
ий
рН
и
CH
,
s,
где
они
су
ществуют
в
доста
точных
дл
я п
ере
нос
а
конц
е
нтр
а ц-ия х
[Р
афальский
Р
.
П
. ,
1973
r.J
.
Д
л
я
галоид
ны
х
соед
ин
е
ний
благоприятны
кислая
(и
л
и
слабо
ки
сла
я)
с
реда
и
малые
конц
е
нтрации
се
рово
до
ро
д
а;
дл
я
гидросульфи
д
ны
х
-
нейтра
л
ьная
и
щелоч
ная
с
р
еда
и
высоки
е
концентрации
серово
д
оро
д
а
;
'
дл
я
'
к
а
р
'
бонатных
-
ще
лочная
(до
нейтральной)
среда,
ни
з
к
ая
концентрация
сероводорода
и
вы
сока
я
ф
уг
итивность
углекислот
ы
.
Интенсификация
ра
зл
ож
е
ния
комп
лекс
ных
сое
инений
того
и
ли
иного
металла
обычно
н
а
блю
дае
тся
с
па
де
нием
тем
пер
ату
ры
,
прич
ем д
ля
ра
з
ных
элеме
нтов
температура
ра
зл
ична
.
ОС
i:lжде
ние
ру
д
ных
компонентов
вследствие
ра
зложения
комплекса
происходит
также
11рИ
па де
нии
да
вления
и
нейтра
л
и
за
ции
р
аство
ров
.
В
це л
ом
,
как
с
ви
детел
ьств
у
ют
c
OBpeMeH
'Hble
да
нны
е,
формирование
гидро
терма
л
ьных
месторож
д
ений
связано
с
перено
сом
ру
д
ных
компонентов
на
р
асстоя
ни
е
от
нескольких
метро
в
до
дес
ятков
километров
.
Локализация
о
р
уде
н е
ния
в
земной
коре
прои
сходит
лишь
до
глубин
около
5
км
,
г
де
созда
ются
оп:гимальны
е
дл
я р
удоотложени
я
соот
нош
е
ния
фи
з
ико
-
химич
ес
ких
и
ге
олого-структурных
у
.
словий.
6
Заказ
~б
1
0
81
Главные
параметры
гид ро
те
рмальн
ых
систем
Имеющиеся
в
литературе
данн
ые
по звол
яют
оценить
главные
термоди
намиче
с
ки
е
параметры
-
температуру
и
давле
ние
-
в
минералообразующих
системах
.
В
общем
ви
де
развити
е
г
и
д
ротермальног
о
процесса
происходит
в
наflравлении
от
высоких
р
-
Т-условий
К
низким.
В
с
я
область
гидротер
мального
минералообра
зо
вания
охватыва
т
достаточно
широкие
по
л
я
р
-
Т-
услов
ий
(рис.
15)
.
Однако
в
области
низких
температур
и
высоких
давлени:"!,
а
также
в
об
л
асти
высоких
тем
пер
атур
и
l
i
ИЗКИХ
д
авлений
гидро
термальное
рудообразование
н е
заф
ик
сировано.
Область
наиболее
интен
сивной
гидротермальной
деятельности
попа дает
в
р
-
Т
-
поле,
ограниче
нное
темп
е
рат
урой
4000
С
и
давлением
1
,8
кбар
.
Н
ачаЛЬJiая
температура
гидротермального
процесса
б л
и
зка
к
6000
С,
затем
температура
пос
тепенно
понижается
до
50-
400
с.
Разница
меж
ду
значе
ния
ми
тем
пер
а
т
у
ры
начал
а и
конца
минералообра
з
ования
в
место
рождениях
состав
л
яет
сотни
rpa
AYC
i>B
Ц
ельси
я.
В
то
же
время
тем
пе
ратур
а
обра
з
ования
прод
у
ктивных
ассоциаций
при
формировании
многих
ру
д
при
ход
ится на
интервалы
н
е
более
2000
С.
Для
к
аждо
го
мин
е
рала
существуют
характе
рные
,
н
аиболее
благоприятные
температуры
и х
возник
нов
ения:
для
касситерита
450- 300,
берилла
и
вольфрамита
450- 250,
с
ф
але рит
а
300-
100
,
флюори
та,
барита,
антимонита
и
киновар
и
250- 500
с
.
Тектонич
еские
усло
вия
делают
температурный
режим
гидротермального
процесса
в
есьма
сложным
.
П
ла
вное
падение
температуры
наб
людается
редко,
обыtlНО
она
изменяется
во
времени
скачком,
что
свид
е
тельств
ует
о
прерывистости
процесса
.
О
да влении
в
рудообра
зую
щ
ей
ги
д
ротермальной
системе
да
нных
гораз
д
о
меньше,
чем
о
температуре.
Зафиксированы
разнообразны
е
зна
ч
ени
я
дав
лений
от
550
до
1800
бар
при
сравнитель;1O
узком
диапазоне
темпе
ра
тур
от
200
до
5000
с
.
В
процессе
минера
J
lOобразования
давление
испытывает
за
м
етные
ф
луктуации
-
до
нескольких
сотен
бар
.
О
о
·
бенно
значительные
колебания
д
авления
своЙственны
·
близповерхностным
вулканогенно-ги
д
ро
термальным
месторождениям,
формир
ующимся
на
фон
е
тектонических
по
д
ви
·
ж
е к
.
Вообще
анизотропия
термобарического
поля явля
е
тся
о
д
но
й
нз
ха
рак
те
рны
х
ч
ерт гид
ротер
маль
ног
о
минерало-
и
рудообразования.
П
ерепад
ы
да
в
ле
ния
играют
большую
роль
при
формировании
промыш
ленного
ору де
нения.
Р
езкое
падени
е
да
вл
ен
ия
нарушает
сло
жившее
с я
р ав
новесие
в
минералооб
ра
зующей
системе,
приво
д
ит
к
отделению
.
летучих
в е
ществ
и к
ра
с
па
ду
соединений,
которыми
были
закомплексованы
мет
аллы.
Следствием
снижения
давления
яв
л
я е
тся
вскипани
е
раствор
о
в
.
П
ад
ение
давле
ния
всег
д
а
с
пособс
твует
появлению
щелочных
стаД
l
1Й в
ре
зул
ьтат
е
удале
ния
и
з
быточной
углекислоты
в
собственную
фазу
и
уме
ньшения
ее
со
де
ржания
в
исходном
ра
ст
воре
[Дорофе
е
в
В
.
А.,
Н
ау
мов
г
.
Б
.
,
197
4
г.
)
.
Гл
у
бина
образования
гидротермальных
месторождений
Оц
е
нивать
глуби
н
у
формирования
месторождений
п
о
з
начениям
да
в
ле
ния
и
темп
е
ратуры
н
ельзя.
Оба
э
тих
фактора
являются
функцией
как
г
лу
бflНЫ,
так
и
относительной
открытости
геологических
структур
.
Наб
людени
я
показывают,
что
оптимальные
г
лу
бины формирования
БО
Л
ЬШflн
ст
ва
ги
д
ро
-
82
Т:С
Рис
.
15
.
Параметры
р
-
Т
гидротермальиых
рудо06
-
разующих
систем
(по
аиа
лизам
газово-жидких
вклю
чений
[Г
.
Б
.
Наумов,
1984]
).
Чи
сло
наБЛlOдсннА
П
О
сетке
50
·
С
-
250 бар
:
1 - 1-
3.2
-
3-
10,3
-
10
-
20
. 4 -
>20
.
термальных
месторождений
находятся
в
интервале
0,5-3
км
.
Глубже
5
км
гидротермальные
месторождения
практически
не
возникают,
что
обусловлено
резким
уме
ньш
е
нием
с
глубиной
_
микротрещиноватости
и
порис
,\
ости
пород,
а
также
слабой
анизотропией
свойств
среды.
Фактор
г
лу
бинности
во
многом
определяет
специфику
рудообразования.
В
условиях
относительно
больших
глубин
(3- 5
км)
б
ла
годаря
общей
про
гретости
минерализуемых
пород
существуют
термостатированные
потоки
гидротерм,
а
ктивно
взаимо
действу
ющие
с
вмещающей
средой.
Сформиро
вавшиеся
в
этих
условиях
месторождения
характеризуются
большим
вер
тикальны
м
интервалом
оруденения,
относительно
paBHOMepHЫ~
распреде
ле
нием
ценных
компон
е
нтов
в
руде
,
простым
минеральным
составом
руд
.
На
малых
глубинах
пара
метры
рудообра
зо
вания
по
вертикали
меняются
быстро.
Резкое
падение
давле
ния
вы
з
ывает
вскип
ание
растворов
и
изменение
их
параметров
Eh
и
рН;
происходит
смешение
ювенильных
растворов
с
вадоз
ными
водами
.
Все
эт
о
создает
обстановку
для
развития
крайне
нео
дно
род
ных
полей
минерализации:
способствует
формированию
богатых
ру
д
ных
столбов,
быстрому
выклиниванию
рудных
тел
на
глубине
300- 500
м,
во
з
никновению
ру
д
сложного
состава,
часто
метаколлоидного
строения
.
СОВРЕМЕННЫЕ
ПРИПОВЕРХНОСТНЫЕ
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ
МЕСТОРОЖдЕНИЯ
По
д
современными
ги
дроте
рмальными
систем
ам
и
понимают
термопро
явления
в
области
новейшей
тектонической
и
магматической
активности,
СОП
Р080ждающиеся
восходящим
потоком
ги
д
ротермальных
растворов
(с
те
мпературой
200
- 3000
С
на
глубинах
п
е
рвых
сотен
метров)
и
интенсив
ным
минералообразованием
в
зоне
разгру
зк
и
.
Гидротермальные
системы
в
современных
вулканических
оБJ1астях
-
это
гран
д
иозные
приро
д
ные
лабо
ратории;
они
служат
моделью
сложных
и
многоликих
процессов
гидро
термального
рудообразования
и
метасоматоза,
проявлявшихся
в
прошлые
6·
83
геологические
эпохи.
Кроме
того,
это
огромные
источники
энергии
-
гео
термальные
месторождения
.
Геотермальными
мес
то
рож
де
ниями
называют
естественные
скопления
в
верхних
горизонтах
земной
коры
горячих
газов,
.
паров
,
термальных
во
д,
облащiющих
высокими
тепловыми
параметрами,
что
позволяет
использовать
их
в
теплоэнергетических
ц
t;л
ях
.
В
мире
уже
работают
около
30
электро
станций
на
тепле
подземных
го
р
ячих
вод;
такие
станции
есть
в
Италии,
Но
вой
Зеландии,
США
,
Японии,
Исландии,
Мексике
.
Мощность
самой
крупной
из
них
(в
Калифорнии)
-
около
400
тыс.
кВт
.
В
СССР
с
1964
г.
дейс
твует
опытная
промышленная
геотермальная
электростанция
на
юге
Камчатки
.
Общеизвестна
и
высокая
бальнеологическая
ценность
приро
д
ных
горя
чих
вод.
Значение
современных
гидротермальных
месторождений
как
источников
минера
л
ьного
сырья
очень
мало,
хотя
известны
концентрации
ру
д
ных
ве
ществ,
которые
являются
(или
являлись)
объектом
промыш
ле
нной
э
ксплуа
тации
.
Изучением
современных
гидротермальных
месторождений,
гидрохимией
термальных
вод
и
проблемами
минералообразования
за
нимали
с
ь
в
нашей
стране
В.
В
.
Аверьев,
С.
И.
Набоко,
В
.
И
.
Б
елоусо
в,
Г
.
А.
Карпов
,
В.
М
.
Сугро
бов
,
Г.
Ф
.
Пилипенко,
Ю
.
П
.
Трухин
И
д
ругие
геолрги, за
рубежом
-
д.
Уайт
,
А
.
Стейнер,
С.
Уилсон,
А
.
Эллиса,
Е
.
Томпсон
и
др.
'
Г
е
о л
огиче
с
ки
е
у
сл
овия
л о
к
а
л
и
з
ации
совр
е
менных
г
идрот
е
рма
л
ьных
ме
ст
орож
де
ний
Самые
з
начительные
и
высокотемпературные
современные
гидротермаль
ные
месторождения
приурочены
к
глобальным
континентальным
и
срединно
океаническим
поясам
альпийского
орогенеза.
Они
широко
развиты
в
пре
делах
Ти
хоокеа
нского
сегмента
Зем
л
и
-
в
четвертичных
ву
лкан
ических
поясах
Камчатки,
Кури
льс
ких
островов,
Японии
,
Новой
Зеландии
-
и
тяго
теют
.
к
зо
нам
с
повышенной
плотностью
распре деле
ния
эпицентров
коровых
землетрясений.
К
глобальной
структуре
средин
но-атлантического
рифта
приурочена
гидротермальная
деятел
ьность
Исландии;
гидротермы
на
терри
тории
США.
Мексики
и
Италии
'
также
связаны
с
глубинными
структурами.
Гидротерма
л
ьные
месторождения
размещаются
в
·
кол
ьц
е
вых
вулкано
тектонических
депрессиях
н
кальдерах
,
а
также
в
грабенах
.
Они
представ
ляют
-собой
гидротермальные
поля
сложного
строения,
распадающиеся
на
ряд
обособленных
гидротермальных
потоков
высокой
плотности,
простран
ственное
положение
и
направ
ле
ни
е
д
вижения
которых
определяются
систе
мой
ра
злом
ов
и
трещин
.
Размеры
месторожр.ениЙ
-
первые
десятки,
а
ги
д
ротермальных
районов
-
до
сотен
ква
д
ратных
ки
ломет
ров
.
Современные
гидротермальные
систем
ы
имею
т
сообще
ние
с
зем
ной
по
верхностью
в
виде
очага
разгрузки
.
На
глубине
вос
ходя
щий
поток
термаль
ных
вод
приурочен
к
крупным
открытым
трещинам,
зо
нам
трещиноватости,
поро
дам
с
высокой
qористостью
.
Н
а
земной
поверхности
гидротермальная
деятельность
проявляется
выхо
дами
горячих
и
кипящих
источников,
паро
вымн
струями,
развити
ем
зон
гидротермально
измененных
поро
д.
Важней
шей
особенностью
геоло
гического
строе
ния
большинства
совреме
нных
гидро-
84
термальных
систем
является
наличие
в
них
литологич
ес
ких
и
те
ктонических
э
кранов,
способствующих
образованию
и
сохранению
скоплений
термальных
вод.
Такую
роль
играют
горизонты
слабопроницаемых
пород,
перекрываю
щие
И
'
п
одстилающие
бо
лее
проницаемые
пласты
(месторо);Кде
н
ия
Паужет
с
кое
на
Камчатке,
Лар
де
релло
в
Италии)
.
По
взаимоотношению
областей
эндогенного
питания
и
областей
раз
г
рузки
ги
д ротерма
ль
ных
растворов
современные
гидротермальные
системы
под
раз
дел
яются
на
два
типа
[Набоко
С
.
И
.
,
197
1
г
.
]
:
1)
область
разгрузки
р
асполагается
на
д
областью
питания
восходящего
эндогенного
флюида
(
Узон
на
Камчатке)
;
2)
область
разгрузки
разобщена
с
областью
питания
(
П
ауже
тка)
.
По
характеру
циркуляции
напорных
вод
месторождения
от
нос
ятся
к
трещинному
и
пластово
-
трещинному
типам
.
Параметры
современных
гидротермальных
с
истем
Процессы
минералообразования
в
современных
гидротермальных
систе
мах
определяются
температУ.роЙ,
составом
и
свойствами
гидротерм
,
тепло
вой
мощностью,
интенсивностью
пит
а
ния,
про
долж
ит
ел
ьностью
существо
вания
гидротерма
ль
ной
системы
и
стадией
е
е
развития
.
Температура
во
д
в
зоне
ра
з
гру
з
ки
на
земной
поверхности
обыч
н
о
состав
л
яет
50
-
95
0
С.
На
глубине
нескольких
сотен
метров
дл
я
большинства
раз
буренных
гидротермальных
систем
TeMryepaTypa
дост
игает
2000
С
и
лишь
немногие
системы
имеют
температуру
выше
2500
С.
К
после
д
ним
относятся
месторождения
с
перегретым
паром
:
Л"ардерелло
(Италия),
Мацукава
(Япо
ния),
долина
Гейзеров
(США),
В
ай
р
акей
(
Н
овая
Зеландия)
.
Самые
вы
сокие
температуры
на
г
лу
бине
установлены
в
д
вух
месторождениях
:
это
Солтон
.
-
Си
(Ка ли
форния)
с
температурой
3600
С
и
Серра-Прието
(Мекси
ка)
:-
3880
С
.
На
Паужетском
месторождении
максимальная
температура
2190
С
отмечена
на
г
лу
бине
820
м
.
С
глубиной
температура
гидротерм
в
верхней
зоне
возрастает
очень
быстро,
на
более
глубоких горизонтах
-
медленно.
Такая
смена
низко
градиентной
зоны
высокоградиентной
в
направлении
фильт
р
ации
высоко
температурных
восхо
д
ящих
растворов
-
явление
типичное,
с.
воЙственное
всем
современным
гидротермальным
месторождениям.
В
ысоког
р
адиентная
зо
на
ограничена
глубинами
до
100
-
150
м
и
только
в
некоторых
системах
_
(Вайракей,
Новая
З
ела
ндия)
опускается
д
о
глубины
300- 450
м.
Значи
тельное
па
де
ние
температуры
В
'
з
оне
разгрузки
вбли
з и
земной
поверхности
вызывается
р
ез
ким
охлаждением
термальных
вод при
их
смешении
с
хо
лодны
.
ми
грунтовыми
во
дам
и,
понижением
гидростатического
сопротивления,
инт
е
н с
ивным
п
а
рообра
зо
ванием
и
возрастанием
открытости
трещин
.
Дав
ле
ни
е в
недрах
современных
ги
д
ротермальных
систем
не
превышает
200
бар.
Т
е
пловая
мощность
(тепловой
поток)
термальных
полей
складывается
и з
~ЫHoca
тепла
источниками
,
паровыми
струями
и
фумаролами,
из
тепло
от
да
чи
с
участков
«
парящего
rpY1iTa
»,
поверхности
теплых
озер
и
др
.
Она
оценивается
в
60-
100
тыс
.
ккал/с
(1
кал
/с=
4,1868
Вт)
,
а
для
термаль
ного
поля
Торфа
ё
кул
в
Ис
ла
н
д
ии
достигает
500
тыс
.
ккал
/с,
что
в
сотн
и и
.
тысячи
раз
превосходит
фоново
е з
начение
дл
я
вул
каническиХ
зон
.
85
Высоконагретые
глубинные
гидротермы,
являющи
ес
я
основным
тепло
носителем,
имеют
хлоридно-
натриевый
состав,
слабую
минерализацию
(1,5- 5
г/
л),
близкую
к
нейтра
л
ы
'
\о
й
р
еа
кцию
(рН
=67
8)
.
Кроме
хлора
и
натрия
они
содержат
кр
ем
некис
лоту,
бор,
калий,
редкие
щелочи
и
мышьяк
.
По
газовому
составу
гидротермы
относя
тся
к
азотно-углекислому
типу
(В.
В
.
Иванов)
.
В
зонах
разгрузки
перегреты
х
хлоридно-натриевых
во
д
в
р
езуль
тате
подземного
вскип.ания
и
дегаза
ции,
смешения
с
гр
у
нтовыми
во
дам
и и
взаимо
действия
с
вм
е
щающими
п
оро
дам
и
во
зникаю'r
разнообра
з-
•
ные
вторичные
термальные
во
д
ы
:
хлоридно-сульфатные,
х
л
оридно-с
ул
ь
фа
тно-гид
рокарбонатные,
сульфатные
и
гидрокарбонатные
сложного
ка
тионного
состава.
Как
правило,
все
они
характеризуются
низкой
темпе
рат
у
рой
и
низкой
минерализацией,
усложн
е
нным
ионным
составом
и
упро
щ
ен
ным
га
з
овым
составом;
пок
азатель
рН
ко
леблется
от
1
до
8;
зти
воды
обладают
пониженной
мета
лл
оносностью
.
Время
существования
конкретных
гн
:
ч
юте
рмальных
систем
Тихоокеан
ского
сегмента
Земли
оц
ен
ивает
с я
от
10
тыс
.
д
о
3
млн
.
лет
(В
.
В
.
Аверьев
,
Д.
Уайт
,
Ю
.
П
.
Трухин)
:
Вайракей
(Новая
Зеландия)
- 0,5,
йеллоустон
(США)
-
1,9
,
Паратунка
(Камчатка)
- 0,25
млн
.
лет.
Динамика
приповерхностных
гидротермальных
систем
Выделяют
два
термодинамических
типа
современных
гидротермальных
месторождений
(Д
.
Уайт
,
В.
В.
Ав
е
рьев):
горячеводные
и
паро
д
омини
рующие.
Горячеводными
яв л
яются
во
д
онапорные
системы
циркулир
у
ющих
скво
зь
толщи
пород
термальных
вод
без
парообразования
.
Водоносные
системы
в
гидродинамическом
отношении
соответствуют
типу
артезианских
бассейнов
.
.
д
л
я
них
характерны
трещинно-пористые
условия
циркуляции
.
О
с
новны
е
запасы
вод
пополняются
из
окружающих
водоносных
горизонтов.
Для
ти
пичных
горячеводных
систем
характерны
относительно
невысокие
темпе
ратуры
(50-
70
0
С),
умеренные
и
высокие
дебиты,
сложный
химический
состав
вод
.
В
местах
разгрузки
из
горячих
вод
осаждаются
кремнезем
и
карбонаты
кальция
-
кр
ем
ни
ст
ый
и
и з
вестковый
туф
.
Многие
горячево
д-
'
ные
системы
обладают
высокой
способностью
к
саморегулированию
б
ла
годаря
закупорке
минеральным
веществом
одних
трещин
и
ра
з
работк
е
д
ругих
.
Пародоминирующие
системы
характеризуются
ра
зви
тием
в
недрах
устой
чивой
зоны
пара
,
а
в
местах
ра
з
грузки
-
выходами
струй
перегретого
пара
и
мощными
пароводяными
источниками.
Формирование
пародомини
рующих
систем
происхо
д
ит
при
вн
ед
рении
в
вер
х
ние
части
земной
коры
по
разломам
мощных
тепломассопотоков.
Существование
устойчивой
зоны
пара
в
гидротермальной
системе
во
зм
ожно
ли
шь
при
определенной
комби
нации
температуры
флюи
да,
скорости
его
фильтрации
,
проницаемосТи
пород,
наличии
водоупора
,
ограничивающего
поступление
в
систему
холодных
во
д
.
При
бо
л
ьших
скоростях
фи
л
ьтрации
зона
пара
вытесняется
перегреты
м
флюи
дом.
Число
пародоминирующих
систем
с
продолжительным
формиро
ванием
зон
ы
пара
не
пр
е
вышает
10
%
от
общего
количества
термальных
систем
.
Прим
ерами
таких
систем
могут
служ
и
ть
Л
.
а
р
де
ре
лло,
Вайракей
,
Мацукав
а
.
86
Процесс
парообразования
играет
большую
роль
в
динамике
и в
рудооб
разовании
Гl:I
д ротерма
л
ьной
системы.
Особенно
ярко
это
проявляется
в
верхней
зоне
разгрузки при
выходе
гидротерм
на
земную
поверхность
.
Вскипание
растворов
приводит
к
резкому
их
охлаждению
и
ощелачиванию,
что
способствует
выпадению
ряда
металлов
в
осадок.
Глубина
парообразования
зависит
от
многих
факторов,
из
которых
гл
авными
являются
температура
гидротерм,
фильтрационные
свойства
по
род
и
характер
путей
движения
парово
д
яной
смеси
.
При
невысокой
тем
пературе
гидротерм,
лишь
ненамного
превышающей
1000
С,
вскипание
происходит
почти
на
земной
пов
ерхности
(гейзерные
площадки)
.
С
повы
шением
температуры
гидротерм
растет
упругость
на
сыщен
ного
пара,
что
дает
воде
возможность
вскипать
на
большой
глубине
(глубинное
вскипа
н
ие)
.
Так,
на
Паужетском
месторождении
при
температуре
гидротерм
около
2
000
С
по
дошва
зоны
парообразования
располагается
на
глубине
200
--
2
50
м
ниже
земной
поверхности,
а
верхний
уровень
Гlарообразования
уста
навливаетс
я
на
глубине
прим
е
рно
40
м
.
В
гидротермальной
системе
Вайра
ке
й с
теМllературой
гидротерм
2700
С
нижний
уровень
зоны
парообразова
ния
Оllускается
до
300--400
м
.
В
эволюции
гидротерма
л
ьных
систем
выделяются
три
стадии
развития:
1)
прогрессивная
стадия
разогрева
системы,
когда
идет
формирование
те
мпературного
поля;
по
расчетам
[Милова
Л.
В
. ,
.
1982
г
.
]
продолжитель
ность
этой
стадии
оценивается
в
300
--
500
лет;
2)
квазистационарная
ста
д
ия,
когда
в
системе
устанавливается
устойчивое
состояние;
3)
заключи
тельная
регрессивная
стадия
,
когда
ги
д
ротермальная
система
отмирает
(падает
расход
флюида
в
источнике,
понижается
температура
гидротерм
и
т.
д
.
).
Установлено,
что
Паратунская
гидротермальная
система
на
Кам
чатке
после
своего
экстремального
состояния,
когда
температура
гид
ро
те
рм
достигала
2200
С,
в
настоящее
время
находится
на
регрессивной
стадии
развития
.
Минералообразование
и
РУДОНОСНОСТЬ
действующих
гидротермал
ьных
систем
Проблемы
минералообразования
и
метасоматоза
в
областях
разгрузки
с
овременных
гидротермальных
сист
ем
освещены
в
работах
С
.
И
.
Набоко,
С.
Ф
.
Гловатских, Г
.
А.
Карпова,
Ю.
П.
Трухина
,
В
.
В
.
Петровой
и
д
р
.
Все
исследователи
отмечают
широкое
развитие
в
них
проце
ссов
опализации,
а
ргил
лизации
(каолинизации),
алунитизации
и
сульфидообразования,
фор
ми
рования
вторичных
кварцитов,
цеолитизации
и
пропилитизации
.
Наи
более
характерными новообразованными
минералами,
встречающимися
во
всех
современных
гидротермальных
месторождениях,
являются
монтморил
л
онит,
каолинит,
хлорит
,
слюды,
цеолиты
(мор
де
нит
,
ломонтит,
вайракит,
гейландит),
кварц,
кальцит,
пирит,
адуляр,
альбит
.
Размещени
е
и
характер
метасоматическ
их
изме
нений
определяются
у
словиями
разгру
з
ки
глубинных
гидротерм,
литологией
пород
и
физико
х
имическими
параметрами
самих
растворов
.
Ф
о
'
рма
метасоматических
тел
сл
ожная
и
контро
л
ируется
ди
намикой
фи
л
ьтрующих
рас,!,воров,
'
зонами
разломов
и
проницаемостью
пород
.
П
оэтому
метасоматические
тела
соче
-
87
тают
в
себе
секущие
(вертикальные
и
наклонные)
.
залежи
с
согласными
пластообразными
залежами.
Для
самых
верхних
горизонтов
и
для
земной
поверхности
характерно
кислотное
выщелачивание.
Оно
развивается
под
действием
поровых
раство
ров,
образующихся
в
результате
конденсации
паров
и
окисления
сероводо
рода,
которые
отделяются
при
дег
азации
глубинных
перегретых
раство
ров.
В
недрах
большинства
д
йствующих
гидротермальных
систем
мира
гидротермальные
изменения
соответствуют
пропилитовой
фации.
Отраже
нием
зоны
глубинного
вскипания
и
де
газации
растворов
служит
образо
вание
адуляра
и
кварца
(Вайракей,
Паужетка
и
др.).
Во
всех
месторождениях,
изученных
с
помощью
глубокого
бурения,
в
гидротермально
измененных
породах
обнаруживается
вертикальная
зональ
I;I0CTb
(сверху
вниз):
1)
поверхностн
а я
зона
отложения
гейзеритов
и
тра
вертинов;
2)
зона
каолинизации
и
монтмориллонитизации;
З)
зона
цеолити
зации;
4)
зона
адуляритизации
и
альбитизации
;
5)
зона
пропилитизации.
Смену
зон
определяет
изменение
кислотности
-
щелочности
растворов
.
В
качестве
главных
геохимических
барьеров,
влияющих
на
ха.рактер
вертикальной
метасоматической
зональности
·
и
на
размещение
оруденения
в
гидротермальных
системах,
выступают
три
области:
1)
область
внедрения
эндогенного
флюида
в
подземные
воды;
2)
область
глубинного
вскипания
и
дегазации
растворов;
З)
уровень
грунтовы
х
вод.
Выше
этого
уровня
в
зоне
циркуляции
грунтовых
вод
формируются
фации
вторичных
кварцитов
сернокислотного
выщелачивания;
на
уровне
-
гидротермальные
глины;
ниже
-
фации
аргиллизации
и
щ
'
олитизаЦl1И
(низкотемпературной
пропи
литизацни).
Ниже
зоны
вскипания
формируются
фации
среднетемпера
турной
пропилитизации
(Т::::::200
0
С
и
выше).
Сама
область
вскипания
опре
дел
яет
развитие
щелочного
метасоматоза.
"Ру
д
оно
с
но
ст
ь
:
Выделяются
следующие
т
ипы
р
уд
опроявлений
:
серный,
сульфидный
(колчеданный
и
мышьяково-сурьмяно
,
ртутный),
сульфатный
(ярозитовый),
борный
(борная
кис.лота),
окисный
(
л
имонитовый
и
лимонит
скородитовый).
Ясно
выраженная
специализация
термальных
вод
в
областях
Р<lЗГРУЗКИ
гидротермальных
систем
.на
серу,
м
ЩI.J
ьяк,
сурьму,
ртуть
опре
де
'
lяет
и
наиболее
интенсивную
минерализацию
-
мышьяково-сурьмяно
ртутную
И
серную
[Набоко
С.
И
.,
1980
г
.
]
.
Основными
типами
пород,
в
ко
торых
концентрируются
руды
,
являются
кремнистые
(опаловый
тип
рудо
проявлений)
и
карбонатные
(карбонатный
тип
рудопроявлениЙ)
.
Кремнистый
сульфидный
железо-мышьяково-сурьмяно-ртутный
тип
РУДОllроявлений
обеспечивается
перегретыми
хлоридно-натриев'ыми
гид
ротермами
с
сероводородом.
Он
наиболее
типичен
для
современных
гидротермальных
мест"орождений
областей
новейшего
вулканизма
(Узон
и
Паужетка
на
Камчатке,
Вайракей
и
Вайотапу
на
Новой
·
Зеландии
,
Сульфур-Бенк
в
Калифорнии
и
др.).
Наиболее
интенсивное
рудообра
зование
развивается
там,
где
разгрузка
гидротерм
осуществляется
по
вертикальным
разломам
над
областью
генерации
гидротерм;
рудообра
зование
снижается
при
смещенном
гидротермальном
поле
.
Характерны
киноварь,
метациннабарит,
самородная
ртуть,
антимонит,
метастибнит,
реальгар,
аурипигмент,
пирит, золото,
углеводороды,
сера,
ассоциирую
щие
с
опалом
и
глинистыми
минералами.
Содержание
металлов
в
осадках
88
из
термальных
во
д
достигает
высоких
з
начений
:
в
кремнистых
осадках
Вайотапу
определено
до
3400
г/т
As,
до
150
г/т
ае,
до
80
г/т
Au.
В
кремнистых
осадках
Стимбот-Спрингс
установлено
до
400
г/т
Ag,
10
г/т
Au
[Набоко
С.
И
.
,
1980
г
.
]
.
Карбонатный
железо
-м
ышьяковый
ги
д
роокисный
тип
рудопроявлений
образуется
в
областях
разгрузки
горячих
хлоридно-натриевых
гидротерм,
богатых
углекислотой
,
но
с
де
фицитом
серово
д
орода
. .
Примером
этого
типа
рудопроявлений
служит
Налачевское
месторождение
на
Камчатке
[Масуренков
Ю.
П
.,
Комкрва
Л
.
А
.,
1978
г
.
]
.
Карбонатные
осадки
состоят
из
кальцита
,
арагонита
,
обогащенных
кремнеземом,
содержат
в.ысокие
концентрации
же
лез
а
,
мышьяка,
марганца
и
стронция
.
Основная
масса
железо-мышьяковых
осадков
представлена
аморфным
и
коллоидным
ве
ществом
в
гидроокисной
форме
.
Слои,
обогащенные
оки
сл
ами
железа
и
мышьяка,
чередуются
со
слоями,
обогащенными
карбонатом.
По
составу
cOBpeMeHHple
ру
д ообраз
у
ющие
растворы
для
все
х
место
рождений
близки
между
собой
:
они
слабомннерализованные
(до
3- 5
г/л),
хлоридно-натриевые
с
сероводородом
и
углекислотой;
богатые
кремне
земом, бором,
мышьяком
;
содержат
(n.l0
-
5
%)
многие
металлы
(Sb,
Hg,
Cu, W,
РЬ,
Мо,
Ag,
Cd
и
др
.
)
;
нагреты
д
о
температуры
выше
100
0
с
на
глубине
первых
сотен
метров
от
земной
поверхности
.
Растворы
имеют
слабокислую
реакцию,
на
глубине
вскипают,
становятся
кислыми
сул
ь
фатными
в
результате
окисления
сероводорода
кислородом
возд
ух
а
или
биогенным
путем
.
Перенос
металлов
в
растворе
осуществляется
в
форме
га
лл
оидных
соединений
и
комплексов
(тиосульфатов
и
полисульфидов)
.
Типы
cOBpeMeHtJblx
гидротермальных
месторождений
В
основу
типизации
современных
гидротермальных
систем
положен
.
геолого-структурный
фактор,
определяющий
локализацию
гидротерм,
температурный
режим
и
-
условия
ра
з
грузки.
По
этому
принципу
В.
И.
Бе
л
оусовым
и
В.
М
.
Сугробовым
[1976
г
.
]
вы
деле
ны
пауже
тск
о-вайракей
ский
тип
,
высокотемпературный
;
паратунски
й
т
ип,
бо
л
ее
низкотемпера
турный;
подтип
Лардерелло,
по
геологическому
строению
подобный
паратунскому
типу,
но
характер!"зующийся
такими
же
высокими
тепло
выми
параметрами
,
как
и
паужетско
-
ваЙракеЙскиЙ
.
Названия
типов
даны
по
наибо
л
ее
характерным
геотермальным
месторож
де
ниям
.
Паужетско-ваАракеАскнА
тип.
Ги
д
ротермальные
месторож
де
ния
этого
типа
в
настоящее
время
наибо
лее
хо
рошо
изучены
и
активно
эксплуати
руются
.
Водовмещающие
то
л
щи,
представленные
псефитовыми
туфами,
перекрыты
плотными
во
д
оупорами
.
Основную
роль
в
фильтрации
~г
рают
трещиноватость
,
высокая
пористость
пород
и
зоны
дробления.
Наличие
I -
водоупорных
перекрывающих
толщ
при
д
ает
системе
гндрогеологически
закрытый
характер
и
препятствует
проникновению
в
недра
поверхност
ных
вод
.
В
куполовидных
·
и
блоковых
поднятиях
в
верхней
части
водоносного
горизонта
создаются
условия
подземного
кипения
во
д
и,
как
следствие,
обр.азуются
скопления
пара
.
В
очагах
ра
зг
рузки
отмечаются
выходы
горячих
вод
.
Термоаномалии
имеют
значительную
площадь
(десятки
89