Е)Карбонатний сидеритовий тип
Глибина
-малоглибинні- перші десятки м – 1200 -1500м
-середньоглибинні 1200-1500 – 2,5-3 км
великоглибинні 3-4 км і вище
Температура(Лєнгрен,Ніглі)
-низькотемпературні 20-200
-середньотемпературні 200-350
-високотемпературні 350--600
Тиск – залежить від глибини і літостатичного тиску. Водний градієнт і літо статичний градієнт важливі для при поверхневих родовищ. Літостатичний градієнт для середньо і виликоглибинних. =250 атм.
Мало барні умови – декілька атм. – 218 атм.
Середньо барні 200-300 - 1500-2000 атм.
Високобарні – головний чинник флюїдальний тиск який значно перевищує і гідростатичний 2000-3500 тис і більше
Періоди формування гідротермальних родовищ
Продуктивний період –формуються головні поклади рудних тіл .Середні Т
Допродуктивний –промислового значення не має.Найб вис Т
Післяпродуктивний – низько Т
Має інверсійний характер –термобаричних режимів (малюнок)
Для мало глибинних температура нище 350 С
Може бути інверсійний –регресивний
Інверсійний прогресивний
Внутрістадійні тектонічні рухи Флуктуація-різкий спад
Релаксація-різке підняття
Проблеми магматичної дистиляції
Відділення гідротермальних розчинів від магматичного вогнища:більшість гідротермальних родовищ пов’язані із процесом магмо утворення.
Наріжним каменем в гіпотезі є:
1)Магматичні роплави розглядаються як природні активно динамічні системи, що складаються з нелетких(важколетких) силікатів і дуже летких H2O, CO2 , F , Cl . В процесі кристалізації кількісне співвідношення збільшується на користь летких компонентів(в процесі охолодження) . Залишкові частинки розплаву збагачуються на леткі.
2)Внаслідок кристалізації збільшуються не тільки леткі компоненти але й кількість металів , які не ввійшли до породоутворюючих мінералів.Тому зростає внутшній флюїдальний тиск. Цей тиск спочатку = тиску вміщуючим породам , а потім перевищує його.
Таким чином процес магматичної дистиляції та його термодинамічний режим залежить від глибини становлення інтрузивну – від співвідношенням внутрішнього і зовнішнього тиску.
3)При відносно низькому літо статичного тиску малих глибин, вода як головний леткий компонент відділяється дещо раніше при більш високих Т шляхом газової дистиляції , у вигляді парогозової фази з подальшою конденсацією гідротерми (малюнок)
На відносно великих глибинах(3-4 км) літо статичний тиск збільшується і вода відокремлюється з деякими запізненням. При відносно більш низьких Т шляхом рідинної дистиляції - у вигляді надкритичної фази (за щільністю –це рідина). Потім трансформація в газові гідротерми. Фаз переходу немає.
Проблема дискретності (переривчастості) після магматичних процесів – це етапи та стадії гідротермальних утворень + проблема зональності(проблема відцентрова , інколи доцентрова)
Є 2 періоди:
1)Еволюційні погляди на процеси
1924-1930 рр – панували погляди американського геолога Емманса. Полягає в тому що був одноразовий розвиток дистиляції – єдина порція гідротерми. Це термобатолітова гіпотеза .Це епімагматичні процеси.
2)Революційні погляди.
1930-0940 рр –відповідає розвитку пульсаційної гіпотези Смірнова. – Пульсаційна гіпотеза – відбувається дискретна природа рудоутворювального процесу ,тобто про багатоактне відділення магматичних розчинів з послідовно – пульсаційним відокремленням декількох порцій розчинів (відповідно до циклів синмагматичних процесів ТМА)
Еммонс вважав що
- Сприятливі для локалізації зруденіння структурні умови (тріщини) існували до процесів магматизму. А з проникненням кислої магми відокремлені від неї розчини відбуваються одноразово в вигляді однієї хвилі в умовах стабільного теплового поля .
- Подальше відділення мінеральних асоціацій обусловлено поступовим зниженням Т , що доказуються досить чіткими ознаками Температурно-мінеральної зональності спорідненого вогнища. (малюнок)
За Смірновим
-Ця зональність не поступово переходить одні руди в інші. Ці асоціації розірвані в часі
-Структурні умови локалізації руд формуються не епіа синмагматично , тобто безпосередньо в ході рудного процесу.
Процес тріщино утворення по мірі проникнення магми здійснюється періодично певними циклами прокладаючи шлях весь час новим порціям розчину. Розвиваються ці процеси як правило а в кінці – доцентрово(бо йде охолодження і виділяються низькотемпературні).Процес пульсаційний,стадійний – з Т інверсіями.(малюнок)
Етап мінералізації (що торкається після магматичних процесів) – це відносно тривалий період мінералогідротермального навантаження , яке пов’язане з єдиним циклом ТМА території при обов’язковому збереженні єдиного енергетично-речовинного джерела після магматичних розчинів,що поступали пульсаційно окремими порціями з різкою зміною Р,Т режиму,тобто інверсійно.Тривалість етапів мінералізації дек-дес. –сотні-тисячі років. Етап включає стадії:
Стадії мінералоутворення (за Рунквістом) – дек .тисяч-дек.десятків тисяч років –кожна стадія.
Виділяють в межах етапів мінералізації –це віковий відрізок рудного процесу,що характеризується неперервним мінералоутворенням однієї порції розчину. Стадія розвивається у порівняно стабільних геолого-структурних та фізико-хімічних умовах. Розвиток стадії можна назвати еволюційним. В одну стадію може формуватися один мінеральний парагенезис,але частіше декілька мінеральних парагенезисів. Всі парагенезиси мінерально пов’язані,але відрізняються кількісним співвідношенням головних мінералів,але вони не перетинаються. Виділення етапів,стадій відбувається виключно комплексним вивченням.
Комплекси які вивчаються:
1)Тектонічний режим- відносно вікові і структурні співвідношення-в зонах дроблення,взаємодії тріщин
2)План деформацій
3)Мінералогічні дослідження
4)Геохімічні дослідження
5)Тип зональності в комплексі
Геологічні умови утворення і генетична класифікація
I) Геотектонічна позиція та звязок родовищ з магматичними формаціями
Формуються напротязі розвитку гідротермальних систем (зон), хоча незовсім рівномірно , а залежить від типу магматизму. В межах евгеосинклінальних зон – також нерівномірно. Зустрічаються і в зонах ТМА платформ включаючи зони консолідації завершення складчастості. В зонах ТМА на щитах.
В межах геосинкліналей тип зруденіння залежить від фаз розвитку
| Стадії геосинклінального розвитку | Магматичні формації | Гідротермальні родовища |
| Власне геосинклінальне прогинання | 1.Передотит-гарцбургітова формація.Повязані магмат. родовища: Fe,Cr,Ti,Ni,Co,V. 2.Pl-граніт-сієнітова-не має ГТР | |
| Орогенно інверсійна | 1.Гранітоїдно-батолітова формація глибинного закладання. 2Гранодіоритова формація глибинного закладання | 1Альбітит-Грейзенові,Пегматитові 2.Скарни |
| Пізня склепінчасто брилова | 1Гіпабісальних кислих і середніх порід у вигляді малих інтрузивів 2Вулканічні породи Андезит-дацитова формація | Переважна більшість гідротермальних родовищ |
| Зона ТМА щитів і платформ | 1Трапова – магнеферитова 2Лужно-гарнітоїдна:рід.ел,дорог.каміння |
II)Форми зв’язку гідротермальних родовищ з тілами магматичних порід
-Просторові
-Речовинні
-Генетичні
-Енергетичний
-Структурні
Просторово асоціюють з такими типами магматичних тіл:
1)Крупні масиви гранітоїдів розміром дек.дес – дек.сотень км
2)Малі інтрузиви кислого і середнього складу. Є у вигляді дайок,штоків.Розміром перші дес./сотень м – 1 км і не більше (малюнок)
Причини просторових зв’язків можуть бути різними
1)Генетична (материнська) форма – коли мало місце безпосередньо енергетично речовинна спорідненість.Родовища є продуктом після магматичної діяльності певного крупного гранітоїдного масиву середньої глибини.
2)Парагенетична (братерська) форма – коли йдеться про непрямий зв'язок при якому і родовище і малі інтрузиви (поля дайок) просторово асоціюють і є похідними спільного більш глибинного магматичного материнського вогнища.
3)Еенргетична при якій магматичне вогнище є джерелом лише теплової енергії , а копоненти мінеральної речовини вилуговувались розчинами з бічних порід в процесі глибинної циркуляції водозних вод. (малюнок)
4)Агенетичний (структурний) – просторове суміщення родовища та інтрузивну обумовлено спільністю тривало-існуючої тектонічної структури що сприяли їх локалізації у різні часи в геологічному просторі.(малюнок)
5)Амагматичні – чіткі ознаки магматичних зв’язків відсутні , генетичні-лише припускається.
Генетична класифікація гідротермальних родовищ
До кінця 18 ст класифікація поділяються на морфоречовинних особливостях.
Генетична систематика вперше зявилася в 1906 р. належала Ліндгрену. Він вперше поділив родовища за глибиною і температурою.
-епітермальні(поверхневіі)
-мезотермальні(середньоглибинні)
-гідротермальні(глибинні)
Грейтон і Бадінгтон також брали за основу цю класифікацію.Нігглі суттєво переробив систематику Ліндгрена,але принципи залишились ті самі.
Генетична класифікація Смірнова-відміна в тому що віни використовував дані дослідження.
Принцип цієї класифікації родовищ за тепловим речовинним джерелом:ювенільні утворення:
-підкорові
-корові
-метаморфогенні
-метеорні водозні.
Глибина дії метеорних вод 1.5-2 км
Поділяється на 4 класи
1)Плутоногенно-гідротермальні
2)Вулканогенно-гідротермальні
3)Телетермальні
4)Метаморфогенно-гідротермальні
Метаморфогенно-гідротермальні
Як правило розташовані серед або неподалік метаморфітів до Є щитів (а саме метаморфіти які пройшли стадію діавторезу –зворотні процеси)
Режим відповідає процесам дівторезу
В межах до Є щитів виділяють 2 позиції
1)Архейські кратони (ядра) –розташовуються серед граніт зеленокамяних структур
2)Більш малолі PR облямування – розташовуються серед гнейсів,кристалічних сланців що облямовують АR кратони
Всі родовища гіпербарні . Початок розвитку типу 3-3,5 тис атм. Високотемпературні-низькотемпературних(550-450- 300-200 ). Глибина 2-3 км. Багатостадійні але слабофільтраційні
Структурно генетично пов’язані з плутоно вулканогенними комплексами – процеси гранітизації (анатексису) - в процесі переплавлення. Розплав матаморфогенний
Плутоно вулканогенні процеси – процеси ультраметаморфізму. На УЩ –метарадіодацит-палагіогранітний комплекс .Розплавка і кристалізація – багатофазні. Плагіограніти, Q порфірити
Тіла : згідні комплекси п переважно бідновкрапленистими, дрібновкрапленистими, прожилкові вкрапленистими ,жильними.
За складом – малосульфдні
Au-Q формація
Зх Австралія – Калгурлі
Індія – Колар
Україна – Майське (Пд.Буг)
Балка Широка(Кіровоград)
Балка Золота(Дніпропетровськ)
Зх Приазовя – Сурожське
Pb-Zn
Канада – Суліван
Пд Австралія – Брокенхіл
С
Україна- Завалля
Середня температура зміни на кожних 100 м – 7-10°
Руди цього типу є бідними 10-12 г/т
Пневматолізу небуває,газу немає
Плутоногенно-гідротермальні
Генетично або парагенетично пов’язано з кислим і помірно-кислими гранітоїдами.Інколи з помірно-лужними , але завжди в складі гіпабісальних масивів – в межах геосинкліналей
Подібні є в зонах ТМА платформ ,інколи накладаються на щити.
Формуються в умовах середніх глибин 1,5 – 2 - 4 км.Нище не формуються.
Р 1500-300 атм.-визначається гибиною
Т 500-50 с .Низькотемпературні мінерали – у вигляді жильних тіл.Головна частина 400-200 С
Режим інфільтрації регресивний.Розміри перепадів Т 50-150
Характерна серицитизація бічних порід
Хлоритизація основних порід
Окварцування
Доломітизація
Серпентинізація по основних
Беризитизація-по кислих
Лиственізація –по основних,ультра основних породах
Структури рудЄ повно кристалічні руди: гіпідіоморфнозернисті, аллотріоморфнозернисті, панідіоморфнозернисті, ксеноморфнозернисті, порфіровидні
Механізми накопичення корисних копалин в межах земної кори
Найбільш поширені –тіла виповненя лінійних порожнин і виникнення жил різної складності. Характерні метасоматичні заміщенні рудні тіла .які характерні для нижніх частин гідротермальних частин гідротермальних родовищ. В верхніх частинах – тіла виповнення. На глибині також є замішані
Морфометрія : тіла близько ізометричні (штоки) ,двомірні тіла сплощені (жили,лінзи ) ,трубоподібні (експлозивні брекчії).На перетині жил-трубоподібні,штокверкові тіла.
Розміри перші м – тисячі м
Вершино Дарасульське – 2000 рудних тіл
Березівське-Урал 10 000 рудних тіл
За вертикальним розмахом 1-2 км
Промислові 1-1,5 км.
Розмах пов'язаний з помірно термобаричним градієнтом. Градієнт змін 16-20°С/100 м
Клас плутоногенних гідротермальних поділяється на 3 підкласи за поширенням певного мінерального параґенезу
За кількісною перевагою мінеральних продуктів(за Смірновим)
1)ранніх кременистих суттєво Q паргенезисів
2)середніх-сульфідні,сульфосоленосні
3)кінцевий – суттєво карбонатні
На ранніх Q стадіях разом з Q виникли концентрації Mo Sn W(гюбнерит) , п’єзо Q,золоторудні,сульфідні родовища.
Середні стадії: Au-Ag велика кількість сульфідів – поліметалів,сульфосолей,мишяк,мідь Bi , Sn , Co
Кінцева стадія Fe , Mn (родохрозит) Mg ,тальк,ісландський шпат,флюорит,барит
1)Q підклас: ранні асоціації,рідкіснометальні
А)Au-As пірит Q
Качканарське – Пд.Урал
Ірокінгінське- Пн.Бурятія
Козаковське – Сх.Забайкалля
Б)Au-пірит Q
Березівське – Урал
Фатімівське – Сх забайкалля
В)Au-Mo турмалін Q
Ключівське – Сх.забайкалля (в периферії Au , в цн частині Mo)
Вершинно-Дарусінське – Забайкалля
Г)Mo-Q
Кляймакс- США
Д)Халькопірит-Мо – Q
Коунрад- Казахстан
Алмалик- Узбекистан
Каджаран- Вірменія
Агарак
Дастакерд
Е)Гірський кришталь
Провінція Алдан
Бразилія
2)Сульфідний підклас
А)Галеніт-Сфалерит-халькопірит-Піротин
Садон- Кавказ(пн. Осетія)
Ключківське - Забайкалля
Акатуйське
Мерченське
Покровське
Б)Галеніт – сфалерит-баритовий тип
Салаїр – рудний Алтай
В)Пятиелементна формація
Co –Ni – Bi – Ag – U – Au
Г)Арсеніди і сульфіди Ni і Co
Кобальт-Канада
Д)Касетерит-Галеніт-сфалерит
Хапчаран-Приморя
Е)Карбонатний сидеритовий тип
Бокал-Пд.Уралу
Зігерлянд-Німеччина
Є)Родоніт-Родохрозитовий тип
Бютт-США
Ж)Магнезитові руди
Саткінське –Урал
З)Ісландський шпат
Ісландія,Якутія
Вулканогенно-гідротермальні
Мало глибинні сотні м- 1,5 км – в зонах вулканогенних поясів. Повязані з наземним ріоліт-дацит-андезитовим вулканізмом.
Поширені в зонах
Тихоокеанських поясів
Охотсько-Чукотський пояс
Камчатсько –Курильський пояс
Японський пояс
Індонезійський пояс
Східно-австарлійський пояс
Кордильєри
Анди
Поширені на платформах в зонах ТМА ,
Монголо-Охотський пояс-від байкалу-до сіхоте Аліну
Балейське,Сенське - Au-Ag
Пн Якутія Fe Графіт
Приурочене до вулканогенних апаратів-жерловин
Будова взаєморозташованих рудних тіл – визначена структурами центрального типу: конічні,кільцеві радіальні
Качбулак – Узбекистан – Au-Ag
Рудні тіла представлені системами жил:Дугоподібні,Трубоподібні,радіальні,штокверки
За запасами вулканічні родовища не є крупними але представлені багатими концентричними рудами-бонанцові руди.
Температура дуже швидко падає 25-40°/100 м
Зміни бічних порід – окварцування і пропілітизація – це зміна по основних,ультра основних породах , які пердставлені : альбітом,хлоритом,епідотом,карбонатами. З інтенсивною вкрапленістю піриту,алунітизація,каолінітизація,бентонітизація,монтморилонітизація. Розміри перші сот м-1 км включно.
Формуються за участю виключно рідинно-водних розчинів в яких зявилися колоїдні фази
Т 360-50°с
Головна частина 300-100 ° с
Р 200 атм – дес. Атм
Температурний інтервал між стадіями 100-110-150°.
Руди зональні
Структурно-текстурні характеристики
Руди дрібнозернисті,коломорфні (халцедоноподібні) ,фестончасті, масивні
1)Золото-срібні руди аргентитового типу
Гол мінерал Аргентит
Україна - Мужієвське
Чукотсько-Охотський вулк. пояс: Харанкен,Ойра
Кордильєрський пояс: Калавеліїв
2)Золото-срібні з телуридами,селенідами
Гульсит Ag2Tl Коловерит AuTl2
Забайкалля-Монголо-Охотський пояс: Балєйське , Тасіївське
США - Кріп –Крік
3)Касетерит-Ферберит-Бісмутин-Аргентитовий тип
Болівія: Потозі
Лалагуа
Оруро
4)Власно-мідні руди
Халькопірит-енаргіт-халькозиновий – приурочені до еруптивних брекчій
Чилі - Браден
Сербія -Бор
5)Кіновару
Метацинобарит,кіновар
Закарпаття- вишково ,боркут
6)Родовище самородної сірки-поверхневі руди
Унашир- Курильські острови
7)Алуніт,золото алунітові (сульфат К Na )
Румунія – Нагіаг
Україна – Бігань, Берегівське , Дабросільське, Лапошнянське
Ісландський шпат
Сибір -Пн.Якутія: Нижньо тунгуське,Вілюйське
9)Відклади Фумарольного типу– вапнякові туфи,травертини – родовище S
Камчатка,Курильські острови,Італія
Платформного типу зон ТМА - пов’язані з траповою формацією – приурочені до системи силів
Магенетит –трапова формація значна частина
Fe2+-Mg -це магномагнетит(магноферит)
Якутія: Ангаро-Ілівський рудний район - Рудногорське ,Коршунське
Телетермальні Амагматичні родовища
Родовища відомі від свого джерела (родовища стратиформної формації)
Відомі виключно в товщах осадових порід без звязку з виверженням
Характер залягання-згідні
Форми: пласти,лінзи
На перший погляд –цей тип не контролюється розломами,але все ж таки розривні порушення були.(малюнок)
Розміри :родовишща площинні – до дек.дес км2
Перші дослідники думали що це осадові родовища,бо вони пластоподібні,стартифіковані,відсутність тектонічного контролю,відсутність магматичного контролю
Це епігенетичні утворення метасоматично гідротермального походження.
Є три типии механізмів утворення:
1)Дуже віддалено,але повязано з глибинним магматичним походженням:
-за геофізичними даними – на глибині магматчиного утворення
-Наявність січних структур
-Навколорудні зміни:доломітизація,окварцування
-Ознаки стадійного розвитку
-Далі по Т режиму: 70-200°
2)Результат діяльності потоків метеорних вод
Синепігенетичне формування.
Виділяють 2 стадії формування:
А)Осадово-сидементаційне – мінералізація бідна
Б)Гідротермально метасоматична – проникнення глибинних розчинів – виникають промислові родовища – йде процесс збіркової перекристалізації
Корисні копалини:Hg-Sb, Pb-Zn , S , флюрит.
1)Борніт-халькопіритова формація – мідисті пісковики
Цн Африка – Заїр,Замбія
Пн.Забайкалля – Удаканське
Казахстан- Джесказган
2)Борніт-Галеніт-сфалерит
Казахстан – Каратау:Міргалівсай,Ачисай
Атасульський район-Жайрен
Польща: Олькуш
США – межиріччя Місісіппі-Міссурі
3)Антимоніт-Кіноварний тип -в зонах глибинного розлому
Киргизія – Кадамджай,Хайдаркан
Україна – Микитівське
Флюорит
Середня Азія – Такоб , Ауфагмат
Пд .Урал – Амдерма
5)Реальгар-Аурипігментний тип
Закавказзя - Джульфа