Джерела води та речовини

Під гідротермальними розчинами - гідротермами - розуміють нагріті до 600º С багатокомпонентні газово-рідкі розчини складного складу, що циркулюють в надрах гідротермальних систем і беруть участь у переміщенні та відкладенні мінеральної речовини.

Основний компонент гідротерм - вода. Вода в гідротермальні системи може надходити з п'яти джерел: магматичного, атмосферного, порового, морського і метаморфічного. Джерело надходження води визначається по відношенню ізотопів кисню і водню у включеннях і за їх хімічним складом. Важливим показником служить величина КС = H2O / (CO2 + CO). Для магматичних джерел КС становить 0.1-5.0, для порових - перші десятки, атмосферних - більше 100, морських - 400 і більше, метаморфогенних - 15-50.

Мінеральна речовина представлена трьома джерелами:

1) мантійним (ювенільним, підкоровим, базальтовим) - Fe, Mn, Ti, V, Cr, Ni, Cu, Pt та ін;

2) коровим (гранітоїдним, асиміляційним) - Sn, W, Be, Li, Nb, Ta та ін;

3) фільтраційним (коровим позамагматичним, зумовленим запозиченням речовин з бокових порід на шляху циркуляції розчинів) - Si, Ca, Mg, K, Cl, Fe, Mn, Zn, Pb, Au, U, Co і ін

Форми переносу речовини

Форми переносу мінеральних сполук представлені істинними розчинами, колоїдами, простими іонними і комплексними іонно-молекулярними сполуками. У природі на різних стадіях рудного процесу і в різних геологічних умовах присутні всі зазначені форми. Однак провідними, визначальними перенесення основної маси рудної речовини є комплексні іонно-молекулярні сполуки. Вони складаються з ядра і обрамляють його ліганд, добре розчинні, чутливі до фізико-хімічних умов і реагують на їх зміни - легко розпадаються на прості іони і утворюють важкорозчинні сполуки. Ядро такого комплексу - катіон, який може складатися з одного або декількох елементів. Ліганди утворюються негативно зарядженими іонами або молекулами. Комплекси розрізняють за складом ліганд: хлоридні, сульфідні, уран-карбонат-фосфатні та ін

Інформація про форми переносу та причини відкладення рудного речовини базується на даних вивчення газово-рідких включень в мінералах, експериментальних визначеннях і теоретичних розрахунках. В результаті встановлено, що перенос рудних елементів відбувається у флюїди, насичені хлоридами лужних металів, вуглекислотою і вуглеводнями.

Експериментальні дані показують, що хлоридна форма пререноса є панівною при температурі вище 200º С для Fe, Cu, Zn, Pb, Ag. При низькій температурі (200-50 º С) легкорозчинні інші (наприклад, гідросульфідні) комплекси. Якщо нанести на один графік дані про розчинності рудних компонентів в слабокислих хлоридних розчинах, то виявиться, що в області температури 500-300 º С існує ряд (у порядку збільшення концентрації в розчині): Sn, W - Fe - Zn - Pb - Sb - Hg). Цей ряд відповідає класичній схемі вертикальної зональності по Еммонс.

Важливим фактором, контролюючим перенесення і відкладення речовини, є pH розчинів. Осадження з розчинів, що мали спочатку кислу реакцію, відбувалося при підвищенні pH, а з лужних - навпаки, при зниженні (реакція нейтралізації).

На міграцію рудної речовини великий вплив робить вміст у розчинах сульфідної сірки. Так, у флюїди зон спредінга концентрація сірки становить 130-285 мг / кг. Ізотопний аналіз співвідношення важкої (коровою) і легкої (мантійної) сірки показує участь обох типів сірки у формуванні руд, з переважанням важкої. Це говорить про значну участь морських розчинів, насичених континентальними розсолами і евапоритами, в рудотворчому процесі, а також про часте змішування ювенільних і корових вод при гідротермального рудоутворенні.

Гідродинамічні умови формування гідротермальних родовищ

Розроблено кілька моделей рудоутворюючих гідротермальних систем.

1) Вимушена міграція, зумовлена ​​дією зовнішніх сил. Вона може бути викликана генерацією розчинів при кристализації магми (усадка інтрузії) або дегідратацією мінералів і віджиманням порових вод у зв'язку з діагенезом осадків і метаморфізмом порід. При надходженні стислих напірних вод в породу можуть виникати тріщини гідророзриву, що полегшують подальше просування гідротерм. Надмірний тиск в області формування гідротерм викликає висхідний рух розчинів аж до області їх розвантаження на земну поверхню. Середній градієнт тиску дорівнює 10 МПа / км.

2) Вільна міграція, чи теплова конвекція. Для теплової конвекції характерно висхідний рух розігрітої центральної частини системи і низхідний - охолоджених периферійних. Система існує тільки завдяки тріщинам проникності, тому що градієнт тиску невеликий (при вертикальному перепаді температури 200 º С на 5 км градієнт тиску не перевищує 0.5-1.0 МПа / км. Подібним чином формується більшість плутоногенних гідротермальних родовищ. Руди відкладаються у верхній частині системи завдяки різним геохімічним бар'єрам (скіпання, змішування з метеорними водами, охолодження та ін.)

Гравітаційна міграція представлена ​​низхідним рухом термальних розчинів під дією сили тяжіння. Розігрів може здійснюватись завдяки впровадженню інтрузій, але частіше - через екзотермічні реакції між компонентами розчину. Гідротерми такого типу формують стратиформні родовища. Параметри: при перепаді висоти руху розчинів 4 км, довжині системи 40-80 км і щільності флюїду 1000 кг/м3 градієнт тиску дорівнює 0.5-1.0 МПа / км.

Змішування розчинів відбувається внаслідок загальної тенденції для всіх видів підземних флюїдів зосереджуватися в найбільш проникних елементах геологічних структур. Гідродинамічна будова потоків підкоряється принципу мінімізації витрат енергії на процес фільтрації. Рух розчинів самоорганізується так, щоб максимально використовувати найбільш проникні канали. Однією з найважливіших умов для змішування розчинів є рівність тисків в обох флюїдних потоках в зоні зустрічі. У зв'язку з цим у міру зниження тиску в гідротермальних системах частка метеорної складової в розчинах буде збільшуватися від ранніх етапів процесу до завершальних.

Переміщення речовини гідротермальними розчинами здійснюється двома способами - інфільтрацією і дифузією. Інфільтрація зумовлена ​​тиском пароподібної фази, літостатичним тиском і гідростатичним напором, тектонічним стресом (спрямованим тиском) і тектонічним градієнтом. Є основним способом переміщення речовини.

Дифузія - процес винятково повільний (швидкість - 0.4 - 1.8 м за десять тисяч років). Вона визначає хід метасоматичних перетворень і зумовлює мінералоутворення в порових системах порід.

Глибини мінералоутворення. Основна маса гідротермальних родовищ формуються на глибинах від 0 до 5 км. Вони можуть виникати і на більшій глибині (до 10-12 км) при наявності проникних горизонтів порід (дані по Кольській надглибокій свердловині).

Відкладення речовини з гідротермальних розчинів викликається:

1) обмінними та окисно-відновними реакціями;

2) зміною pH;

3) коагуляцією колоїдів;

4) розпадом комплексних сполук;

5) фільтраційним ефектом;

6) сорбцією

7) природними електричними полями;

8) зміною температури і тиску. Всі ці ефекти зумовлюють виникнення "геохімічних бар'єрів" - обстановок, відповідних накопиченню певних хімічних елементів і сполук.

Особливу роль в гідротермальних процесах відіграє режим сірки і кисню. При високому потенціалі сірки виникають сульфіди, кисню - сульфати. Кількість (парціальний тиск) кисню збільшується з наближенням до земної поверхні. У результаті в приповерхневих умовах сульфіди змінюються сульфатами.

В ході гідротермального процесу часто спочатку потенціал сірки зростає, а потім до його кінця знижується. Тому на початку і наприкінці етапу рудоутворення формуються малосірчисті з'єднання. Максимум сульфідів випадає в середній (рудній) стадії.

Тривалість утворення гідротермальних родовищ становить від декількох десятків до декількох сотень тисяч років. Окремі жили формуються в короткі періоди (сотні і перші тисячі років), але в цілому рудне родовище, поле і район з урахуванням переривчастої, пульсуючої діяльності гідротермальних систем і періодичної зміни тектонічних полів напруги утворюються етапами протягом десятків-сотень тисяч років.