53 Физико-химические условия гидротермального рудообразования.

Гидротермальные месторождения. Общие представления о гидротермальном растворе. Источники воды, рудного вещества. Физико-химические условия гидротермального рудообразования. – В.И. Смирнов, Геология полезных ископаемых, с.131-172.

Гидротермальные месторождения создаются циркулирующими под поверхностью земли горячими минерализованными газово-жидкими растворами. Скопления ПИ гидротермального происхождения возникают вследствие отложения минеральных масс в пустотах горных пород, так и в связи с замещением последних. Наиболее типичны для гидротермальных месторождений различные жилы, а также встречаются штоки, гнезда, штокверки, линзы, пластообразные залежи и сложные комбинированные тела. Гидротермальные месторождения имеют крупное значение в добычи цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов. Из нерудных ПИ к ним принадлежат месторождения хризотил-асбеста, магнезита, флюорита, барита, горного хрусталя, исландского шпата, а также некоторые месторождения флогомита, апатита, гипса.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ.

Гидротермальные месторождения полезных ископаемых, как уже указывалось, формируются из горячих химически агрессив­ных газовых и жидких растворов. Большинство исследователей считают, что растворителем является вода с растворенными в ней минеральными солями и газами. Некоторые ученые, как, например, Р. Гаррелс и Д. Дихтер, при помощи термодинами­ческих расчетов показали, что углекислота в глубинных усло­виях земной коры может быть также жидкой и служить рас­творителем, из которого могут отлагаться руды.

Рудообразующие растворы принадлежат к взвесям, колло­идным и молекулярным растворам. Для их проникновения сквозь массу горных пород необходимо, чтобы последние обла­дали проницаемостью, определяемой их сквозностью.

Пустоты в горных породах, используемые при гидротер­мальном рудообразовании, разделяются на сингенетичные и эпигенетичные. К сингенетичным относятся: 1) промежутки между зернами породообразующих минералов, 2) плоскости напластования, 3) миароловые пустоты эффузивов. Эпигене­тичные пустоты разделяются на нетектонические и тектониче­ские. Среди нетектонических могут быть указаны: 1) пустоты растворения, 2) пустоты, возникающие при увеличении или со­кращении объема горных пород, 3) пустоты, связанные с кри­сталлизацией и перекристаллизацией, 4) пустоты брекчий осе­дания, 5) пустоты вулканических брекчий. К тектоническим относятся: 1) полости межпластового и внутрипластового от­слоения, 2) общая тектоническая трещиноватость горных по­род, 3) отдельные разломы. Для локализации гидротермаль­ного оруденения наиболее важны тектонические пустоты.

Пористость горных пород бывает общая и эффективная. Об­щая пористость представляет собой отношение объема всех пу­стот к объему породы. Эффективная пористость зависит от абсолютного размера пор.

Проницаемость определяется как свойство породы пропу­скать через поры жидкость или газ при наличии разности дав­ления, выражается в мкм². Проницаемость независима от по­ристости; так, например, высокопористые глины плохо прони­цаемы, а более низкопористые пески хорошо проницаемы, Проницаемость определяется крупностью зерен породы, конфи­гурацией пор, их взаиморасположением и направлением дви­жения раствора относительно структуры породы. По величине проницаемости все породы разделяются на шесть групп: 1) очень хорошо проницаемые — с проницаемостью более 1 мкм², 2) хорошо проницаемые — от 1 до 0,1 мкм², 3) средне-проницаемые— от 0,1 до 0,01 мкм², 4) слабопроницаемые — от 0,01 до 0,001 мкм², 5) очень слабопроницаемые — от 1 до 0,1 нм², 6) практически непроницаемые — менее 0,1 нм². Про­ницаемость возрастает при предварительном гидротермальном изменении и прогреве пород.

Температура образования гидротермальных месторождений

Завершение раскристаллизации магмы на глубине происхо­дит при температуре 1000—800 °С. Начальная температура гра­нитного пегматитового расплава оценивается в 800—700 °С. Не­посредственное измерение температуры газовых струй совре­менных вулканов показывает, что хотя в отдельных редких случаях она достигает 1020 °С, обычно же лежит ниже 700 °С. Определение температуры кристаллизации минералов гидротер­мальных жил по их газово-жидким включениям показывает максимальное ее значение 560—540 °С. Все это позволяет считать, что начальная температура гидротермального рудо-образования близка 700—600 °С и, постепенно понижаясь, может опускаться до 50—25°С. Наиболее обильное гидро­термальное рудообразование происходит в интервале 400— 100 °С.

Давление при образовании гидротермальных месторождений

Давление в некоторой степени соответствует глубине фор­мирования гидротермальных месторождений. Так, согласно И. Кушнареву, все эндогенные месторождения Кураминских гор в Средней Азии образовались в пределах глубин 500— 4500 м. Это соответствует гидростатическому давлению 5— 45 МПа и литостатическому давлению 13—115 МПа. Фактиче­ски оно может быть меньше или больше. Меньше оно может быть при образовании открытых полостей вследствие тектони­ческих деформаций, а больше в связи с превращением воды в пар, сжатый в малом объеме пор и развивающий повышен­ное давление. Предпринимались попытки оценки давления при гидротермальном рудообразовании по сопоставлению кривых гомогенизации совместно находящихся включений и углекис­лоты, по разнице температур гомогенизации и декрепитации газово-жидких включений, по сопоставлению температур раство­рения зерен галита и исчезновению газового пузырька во включении, на основании расчета плотности рудообразующих минералов и другие способы. На основании почти 1000 опреде­лений давления эндогенных флюидов В. Наумов, Г. Наумов и др. пришли к заключению, что гидротермальное рудообразование осуществляется при высоких давлениях — от первых де­сятков до 400—500 МПа; наиболее продуктивной рудообразующей стадии соответствует давление 150—200 МПа.

ИСТОЧНИКИ ВОДЫ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

Могут быть указаны пять источников воды гидротермальных растворов: 1) магматическая, или ювенильная вода, 2) вода ме­таморфического происхождения, 3) захороненная вода древних осадков, 4) атмосферная, или вадозная вода глубокой цирку­ляции, 5) вода морей и океанов, вовлекаемая в гидротермаль­ный процесс.

Магматическая вода отделяется от магматических расплавов в процессе их застывания и преобразования в изверженную по­роду. По разного рода исследованиям и расчетам А. Кадика, Е. Лебедева и Н. Хитарова, кислые магмы содержат не менее 2% и до 10% воды; основные — не менее 1% и до 5—6 %• Содержание конституционной воды в граните около 1 %. Если принять за среднее содержание воды в магматическом рас­плаве 8 %. а удерживающееся при кристаллизации глубинных пород 1 %, то 7% воды, высвобождающейся при этом, соста­вит около 0,2 км³ от каждого кубического километра расплава.

Метаморфическая вода формируется вследствие метамор­физма горных пород на глубине под воздействием возрастающих давления и температуры. В свежих слабометаморфизованных породах могут находиться поровая, пленочная, капиллярная, интерминеральная и конституционная вода. Количество этих форм воды может достигать 30 % и более массы породы. Под воздействием метаморфизма вода горных пород высвобожда­ется, причем на низких ступенях метаморфизма резко сокра­щается количество свободной воды, на высоких, при темпера­туре свыше 300 °С, начинается вынос воды остальных форм. Согласно Г. Войткевичу и Г. Лебедко, свежий осадок может содержать до 60 % воды, в зоне диагенеза и катагенеза сохра­няется 30—20%, в породах зеленосланцевой фации около 4%, в породах амфиболовой фации 2—1 %> а гранулитовой фации лишь около 0,5%. Если принять плотность глинистых пород равной 2,5 г/см³ и потерю воды при метаморфизме (после диагенеза и катагенеза) равной 9 %, то при ме­таморфизме 1 км³ осадков высвободится около 200 млн т воды. Гидротермальные воды, возникающие вследствие регио­нального прогрессивного метаморфизма, продвигаются впереди общего фронта метаморфизма, опережая его и создавая аван­гардную зону гидротермальных процессов. Д. Коржинский по­лагает, что подобного рода восходящие потоки ювенильных вод, называемые им «сквозьмагматическими», на ранних ста­диях обеспечивают гранитизацию пород, а на поздних, отделяясь от гранитных расплавов, создают гамму постмагматиче­ских продуктов.

Захороненная вода находится в пористом пространстве древних осадков, погруженных вместе с последними на глубину и слагающих различные формации осадочных горных пород. Первоначальное количество такой воды может достигать пер­вых десятков процентов от массы горной породы. Под воздей­ствием интенсивных геологических процессов (тектонический стресс, разогрев при внедрении магматических масс и др.) за­хороненная вода может высвобождаться из горной породы, при­ходить в движение и формировать подземные гидротермальные потоки вдоль водопроницаемых структур. Эксперименты пока­зали, что из глины, содержащей около 31 % воды, при дав­лении 600 МПа отжимается около 65 % исходного количества влаги; из известняка с влажностью 9,8 % при такой же на­грузке выделяется около 50 % воды.

Атмосферная вода при соответствующих гидрогеологических условиях может проникать в глубинные части земной коры, на­греваться, минерализоваться и приобретать свойства горячих минерализованных гидротермальных растворов.

Морская вода может быть вовлечена в гидротермальный процесс в тех случаях, когда в придонные части моря или океана внедряются магматические массы, создающие местные очаги разогрева. Под их воздействием формируются восходя­щие потоки тепла, засасывающие в свое основание фильтрую­щиеся на глубину морские воды и вовлекающие их в систему гидротермальной циркуляции.

Разделение гидротермальных месторождений по источни­кам их воды на основании обычного изучения их геологии и минералогии невозможно. Обнадеживающие перспективы та­кого разделения открывает использование данных о диффе­ренциальном распределении изотопов кислорода и водорода в водах различного происхождения. Это послужило основанием для выделения генетических типов вод, создавших гидротер­мальные месторождения, по отношению изотопов кислорода и водорода (дейтерия) в составе жидких включений.

ИСТОЧНИКИ МИНЕРАЛЬНОГО ВЕЩЕСТВА ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

Различают три источника минеральных веществ гидротер­мальных месторождений: 1) ювенильный магматический, или базальтоидный подкоровый, 2) ассимиляционный магматиче­ский, или гранитоидный коровый, 3) фильтрационный внемагматический.

Ювенильный магматический источник рудообразующих ве­ществ особенно характерен для рудных месторождений ранней стадии геосинклинальных циклов. Они являются производными первичной подкоровой базальтоидной магмы, отделяющимися от нее при подъеме и остывании в верхних зонах земной коры. Таковы источники железа, марганца, титана, ванадия, хрома, никеля, меди и платиноидов магматических месторож­дений перидотитовой и габбровой формации. Вероятно, этот источник в основном питал рудообразование скарновых место­рождений плагиогранитной формации и колчеданных образо­ваний базальт-риолитовой формации. Об этом свидетельствуют вариации отношений изотопов серы почти всех перечисленных месторождений, соответствующие метеоритному стандарту. Продукты подкоровой базальтовой магмы характери­зуются пониженным значением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (обычно меньше 0,706), в отличие от продуктов гранитной магмы, в которых это отно­шение обычно больше 0,71.

Ассимиляционные магматические источники рудообразования свойственны преимущественно месторождениям средней и поздней стадии геосинклинальных циклов. Они связаны сгранитоидной магмой, возникающей при переплавлении нижней ча­сти осадочной оболочки Земли и ассимилирующей все ее эле­менты. Вариации изотопов серы, входящей в состав магматогенных месторождений, связанных с гранитоидами, испытывают большие отклонения от метеоритного стандарта. Типоморфными металлами постмагматических месторождений гра­нитной группы являются олово, вольфрам, бериллий, литий, ниобий и тантал.

Фильтрационные внемагматические источники обусловлены заимствованием рудообразующих веществ из боковых пород на путях циркуляции гидротермальных растворов. Можно разли­чать частичное и более редкое полное заимствование такого ве­щества. Частичное заимствование наиболее распространено для таких петрогенных элементов, как кремний, кальций, магний, калий и хлор. Промежуточные элементы гидротермальных ме­сторождений, такие, как железо и марганец, также иногда заим­ствуются из окружающих пород. Хорошо известно использова­ние железа биотита для образования пирита под воздействием содержащих серу гидротермальных растворов, приводящее к образованию золотоносных березитов. Металлогенные эле­менты гидротермальных месторождений иногда также в той или иной мере могут быть извлечены гидротермальными рас­творами из омываемых ими пород и переотложены в виде руд­ных залежей. Такое явление описано для гидротермальных ме­сторождений урана, цинка, свинца, золота, никеля, кобальта и некоторых других металлов.

Гидротермальные месторождения полезных ископаемых формируются из горячих химически агрессив­ных газовых и жидких растворов. Растворителем является вода с растворенными в ней минеральными солями и газами.

Рудообразующие растворы принадлежат к взвесям, колло­идным и молекулярным растворам. Для их проникновения сквозь массу горных пород необходимо, чтобы последние обла­дали проницаемостью, определяемой их сквозностью. Главными определяющими физическими условиями или факторами, влияющими на проницаемость, являются: пустоты, пористость горных пород, а также собственно и сама их проницаемость.

Пустоты, в горных породах, используемые при гидротер­мальном рудообразовании, разделяются на сингенетичные и эпигенетичные. К сингенетичным относятся: 1) промежутки между зернами породообразующих минералов, 2) плоскости напластования, 3) миароловые пустоты эффузивов. Эпигене­тичные пустоты разделяются на нетектонические и тектониче­ские. К нетектоническим относятся: 1. пустоты растворения, 2. пустоты, возникающие при увеличении или со­кращении объема горных пород, 3. пустоты, связанные с кри­сталлизацией и перекристаллизацией, 4. пустоты брекчий осе­дания, 5. пустоты вулканических брекчий. К тектоническим относятся: 1) полости межпластового и внутрипластового от­слоения, 2) общая тектоническая трещиноватость горных по­род, 3) отдельные разломы. Для локализации гидротермаль­ного оруденения наиболее важны тектонические пустоты.

Пористость горных пород бывает общая и эффективная. Об­щая пористость представляет собой отношение объема всех пу­стот к объему породы. Она варьирует от 0 до 55%. Эффективная пористость зависит от абсолютного размера пор и по этому признаку разделяется на три группы:

1) сверхкапиллярпые, или обычные поры, диаметром более 0,5 мм, движение жидко­сти по которым происходит по законам гидростатики,

2) ка­пиллярные поры диаметром от 0,0002 до 0,5 мм, перемещение жидкости, по которым обусловливается силами поверхностного натяжения или внешним давлением,

3) субкапиллярные поры диаметром менее 0,0002 мм, по которым движение жидкости при обычных условиях не происходит.

Проницаемость определяется как свойство породы пропу­скать через поры жидкость или газ при наличии разности дав­ления, выражается в мкм². Проницаемость независима от по­ристости. Проницаемость определяется крупностью зерен породы, конфи­гурацией пор, их взаиморасположением и направлением дви­жения раствора относительно структуры породы. По её величине породы разделяются на шесть групп: 1. очень хорошо проницаемые (>1 мкм²), 2. хорошо проницаемые (1 – 0 1 мкм²), 3. средне проницаемые (0,1 – 0,01 мкм²), 4. слабопроницаемые (0,01 - 0,001 мкм²), 5. очень слабопроницаемые (1 – 0,1 нм²), 6. практически непроницаемые (<0,1 нм²). Проницаемость возрастает при предварительном гидротермальном изменении и прогреве пород.

Также к физическим факторам гидротермального рудообразования можно отнести температуру и давление. Изменение температуры гидротермальных растворов имеет прямое и косвенное значение для осаждения растворен­ных в них веществ. Прямое влияние сказывается в уменьше­нии констант растворимости большинства минеральных соеди­нений по мере охлаждения и выпадения их в осадок. Косвенное влияние обусловливает заметное изменение электролитиче­ской диссоциации водных растворов с изменением их темпера­туры, приводящее к изменению рН, контролирующей степень растворимости рудообразующих веществ. Начальная температура гидротермального рудообразования близка 700—600°С и, постепенно понижаясь, может опускаться до 50—25°С. Наиболее обильное гидро­термальное рудообразование происходит в интервале 400— 100 °С.

Изменение давления, его уменьшение, особенно резкое, про­являющееся при переходе гидротермальных растворов из уз­ких в широкие каналы, может привести к вскипанию раство­ров, скачкообразному повышению концентрации растворенного вещества в остаточной жидкой фазе и его отложению. Косвен­ное воздействие давления определяется тем, что с падением давления снижается электролитическая диссоциация раство­ров, повышается их щелочность, увеличивается рН, контроли­рующая выпадение растворенных веществ в осадок.

Из химических условий гидротермального рудообразования наиболее важными являются: форма переноса минеральных соединений, перемещение вещества и отложение вещества из гидротермальных растворов. Существуют четыре основные гипотезы переноса вещества гидротермальными растворами:

1) в истинных растворах – предусматривает отложение минералов из их растворов по мере снижения температуры и возрастания концентрации. (Не совсем корректна, т.к. большинство гидротермальных и рудообразующих минералов обладают чрезвычайно низкой растворимостью).

2) в коллоидных растворах – также не убедительна по ряду причин: маловероятно возникновение коллоидных растворов в раскаленном магматическом очаге, невозможность развития из вязких коллоид­ных растворов интенсивного диффузионного и инфильтрационного метасоматоза, характерного для гидротермального рудообразования и очень большая длительность переноса минеральных веществ в коллоидном растворе.

3) в легкорастворимых соедине­ниях ионных растворов – Легкорастворимыми соединениями металлов являются хлориды и фториды, диссоциирующиеся на анионы хлора или фтора и катионы металлов. Предполагается, что в гидротер­мальном растворе одновременно с галогенидами находится се­роводород, который по мере снижения температуры раствора также диссоциируется с выделением химически активных анио­нов серы. Эти последние вступают во взаимодействие с катио­нами галогенидов и переводят металлы в осадок в виде суль­фидов. Однако изложенная схема вряд ли приложима к процессу формирования гидротермальных руд, поскольку детальные исследования показали, что константа электролитической диссо­циации сероводорода не возрастает, а уменьшается при сниже­нии температуры раствора.

4) в легкорастворимых соединениях комплексных растворов – является наиболее приемлемой для выяснения форм переноса минеральных веществ гидротермами. Это связано с тем, что с одной стороны, растворимость комплексных соединений ме­таллов превосходит растворимость их в простой ионной форме в миллионы раз. С другой стороны, комплексные растворы до­статочно чувствительны к изменениям физико-химической ха­рактеристики растворов, в связи с чем, комплексы сравнительно легко распадаются на простые ионы и образуют труднораство­римые соединения, выпадающие в осадок. Ядро комплекса вы­ступает в роли катиона и обычно представлено двух-, трех- и четырехвалентными металлами; оно может состоять из одного или нескольких элементов. Обрамляющие ядро лиганды образо­ваны отрицательно заряженными ионами или молекулами, свя­занными с ядром таким образом, что их максимальное число соответствует максимальному координационному числу централь­ного катиона.

Перемещение вещества гидротермальных растворов может осуществляться инфильтрацией в движущемся растворе и диф­фузией в застойном растворе. В качестве наиболее убедитель­ной причины восходящего движения гидротермальных раство­ров рассматривается давление парообразной фазы в основании гидротермальной колонны, накапливающейся при внедрении и раскристаллизации магмы, гидравлически связанной с этой колонной.

Отложение вещества из гидротермальных растворов может быть обусловлено различными причинами. Оно может происхо­дить вследствие обменных, в том числе окислительно-восстановительных реакций между растворами и боковыми породами, а также при смешении растворов разного состава. Другой при­чиной выпадения минеральных продуктов служит изменение водородного показателя (рН) на пути продвижения гидротер­мальных, особенно комплексных, растворов.

Коагуляция коллоидов осуществляется ввиду резкого пересы­щения или переохлаждения растворов, в результате химиче­ских реакций обменного разложения, при распаде комплексных ионов и под воздействием электролитов. На осаждение мине­ральной массы может также действовать фильтрационный эф­фект, сказывающийся в повышении концентрации растворенных веществ гидротерм при их просачивании через полупроницае­мые горные породы. Сорбция при гидротермальном рудообразовании проявляется в форме адсорбции, абсорбции и хемосорбции, но ее значение невелико из-за малой стехиометрической емкости процесса.

Физико-химические условия образования гидротермальных месторождений

Причиной отложения вещества является изменение физико-химических параметров. Температура: От температуры зависит растворимость веществ. В целом растворимость веществ падает при снижении температуры и с образованием пересыщенных растворов выпадает осадок. Температуры гидротермальных растворов определяется критической точкой воды и водных растворов 375 – 400 ۫۫С.

Очевидно, что постепенное снижение температуры, влияя на растворимоть приводит к минералообразованию. Так даже в пределах одной жилы разные минералы будут иметь разные температуры образования.

Давление: Снижение давления является более важной причиной минералообразования, чем снижение температуры, поскольку может происходить гораздо быстрее. Давление в некоторой степени зависит от глубины формирования гидротермальных месторождений, максимальное значение будет соответствовать литостатическому. Давление уменьшается при тектонических деформациях и образовании открытых полостей. При этом температура будет адиабатически снижаться в зависимости от давления. Для большинства тел это значит, что температура будет понижаться при снижении давления.

Например, присутствие при высоких давлениях растворенной углекислоты приводит к образованию Ca[HCO₃]₂, но в следствии тектонических подвижек произойдет сброс давления и реакция

Ca[HCO₃]₂=CaCO₃+CO₂+H₂O

Косвенное влияние давления определяется тем, что с падением давления снижается электролитическая диссоциация растворов, повышается их щелочность, увеличивается рН, контролирующая выпадение растворенных веществ в осадок.

рН и Eh регулирует степень растворимости рудообразующих веществ. На Еh влияет содержание свободного кислорода, сероводород и катионы металлов с переменной валентностью. При низких Eh металлы с переменной валентностью присутствуют в восстановленной форме и способны к миграции, при высоких Eh - в окисленной форме осаждаются. Некоторые элементы при высоких Eh образуют оксо комплексы, которые подвижны в водных растворах. (например уранил ион)

Соотношение реакций ионов металлов с химически активными серой и кислородом имеет особое значение для образования гидротермальных руд. В ходе развития гидротермального процесса концентрация химически активных анионов серы возрастает. Поэтому малосернистые соединения сменяются на высокосернистые, хотя к завершающим стадия кристаллизации химический потенциал серы падает и количество сульфидов может сократиться.

Режим кислорода меняется также в пространстве. В связи с этим происходит окисление S^2- до SO₄^2- , и в верхних частях создаются условия для отложения сульфатов, например, барита.

Металлы образующие как соединения с серой, так и с кислородом, например железо и олово, в случаях низкой концентрации кислорода, но высокой сероводорода, выпадают в виде сульфидов.

CuO тенорит

Сu₂O куприт

Сu

Сu₂S халькозин

СuS ковеллин

Ln S

Ln О

1