Главная страница | Контакты | Случайная страница Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

Экзогенные месторождения

В эту группу месторождений включаются скопления полезных ископаемых, которые образуются при экзогенных процессах в результате химической, биохимической и, в меньшей степени, механической дифференциации вещества земной коры. В данную серию входят месторождения химического, керамического и цементного сырья, разнообразных строительных материалов, каменного угля, а также многие месторождения железа, марганца, бокситов, ряда благородных и редких металлов. По способу накопления осадочного материала различают месторождения выветривания и осадочные.

К месторождениям выветривания относятся элювиально-делювиальные россыпи, остаточные и инфильтрационные месторождения.
Элювиально-делювиальные россыпи образуются в результате разрушения горных пород или руд процессами выветривания.
Элювиальные россыпи приурочены к выходам коренных пород, содержащих ценный минерал, и в общих чертах повторяют контуры последних. Содержание полезного компонента в элювиальных россыпях обычно выше, чем во вмещающих коренных породах. Например, элювиальные россыпи алмазов над кимберлитовыми трубками богаче, чем сами кимберлиты, элювиальные россыпи над золотоносными жилами содержат больше золота, чем рудный кварц, и т. д.

Делювиальные россыпи формируются при сползании разрушенного материала вниз по склону. Различают собственно делювиальные россыпи, залегающие на склонах, и коллювиальные россыпи, залегающие у подножий склонов. Делювиальные россыпи имеют значение не только как объекты возможной добычи тех или иных полезных минералов, но и как важнейший поисковый признак для выявления коренного месторождения.

Остаточные месторождения полезных ископаемых образуются при химическом выветривании горных пород, которое сопровождается гидролизом породообразующих минералов, растворением и выносом неустойчивых компонентов. В результате в остаточных продуктах выветривания накапливаются в виде труднорастворимого остатка такие полезные ископаемые, как каолин, бокситы, нонтрониты, бурые железняки, марганец и др.

Растворенные и перемещенные от места образования вещества при определенных физико-химических условиях могут выпасть в осадок, образуя инфильтрационные скопления железа, урана, меди, ванадия и т. д.

К осадочным месторождениям относятся аллювиальные и прибрежно-морские россыпи, химические и биохимические осадочные месторождения.

Аллювиальные россыпи широко распространены и нередко имеют промышленное значение. В них сосредоточены золото, платина, касситерит и другие ценные минералы. Аллювиальные россыпи образуются в результате переноса и отложения обломочного материала водными потоками. В строении аллювиальных россыпей выделяют следующие элементы: 1) почвенный слой; 2) "торфа", представляющие собой пустые отложения; 3) металлоносные осадки - так называемые "пески"; 4) "плотик" - коренные или уплотненные породы, подстилающие рудоносный слой. Обычно наиболее богатые концентрации ценных минералов отмечаются в нижней части "песков", в углублениях плотика.
Прибрежно-морские россыпи приобрели промышленное значение в последние десятилетия. С ними связаны месторождения титана, циркона, ниобия, тория, редких земель и др. Прибрежно-морские россыпи образуют узкие протяженные полосы вдоль берега выше или ниже уровня моря. Ширина россыпей различна, но обычно составляет несколько десятков метров. Протяженность - от сотен метров до десятков и даже сотен километров.

К осадочным относятся, кроме того, месторождения химического и биохимического происхождения (фосфориты, карбонаты, кремнистые породы, угли, горючие сланцы, различные соли, руды железа, марганца, алюминия). И, наконец, осадочные месторождения могут формироваться в результате поступления в бассейн осадконакопления продуктов вулканической деятельности.

При отвердевании силикатного расплава образовались магматические горные породы габбро-перидотитового состава, а при раскристаллизации сульфидного расплава возникли залежи сульфидных руд. Такие залежи концентрируются близ донной части чашеобразных массивов родственных им магматических пород, проникая оттуда в виде секущих рудных тел в верхней части массивов и в подстилающие их осадочные породы. Наиболее известные сульфидные медно-никелевые ликвационные месторождения в CCCP: в Норильске и Талнахе (восточная Сибирь), в Печенге (Кольский полуостров), за рубежом: в Канаде (Садбери), в Австралии(Камбалда). В состав руд этих месторождений входят три главных минерала: пирротин, пентландит и халькопирит, в меньшем количестве — магнетит, минералы кобальта и платиноидов, образующие руды массивного и вкрапленного строения. Среди сульфидных медно-никелевых ликвационных месторождений известны крупные и богатые, являющиеся важным источникомполучения меди, никеля, кобальта и платиноидов.

ПОЗДНЕМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ полезных ископаемых (а. hysterogenetic deposits; н. hysteromagmatische Lagerstatten; ф. depots tardimagmatiques; и. yacimientos histerogenetiсоs, depositos histerogenetiсоs) — формировались в недрах земной коры в процессе остывания и раскристаллизации основной или щелочной магмы, содержащей в своем составе повышенное количество ценных веществ. Они возникали из легкоплавкого остаточного магматического расплава, насыщенного минерализованным газом. Этиместорождения называются также гистеромагматическими или фузивными. Они имеют форму платообразных, трубообразных и жилообразных залежей, иногда значительной протяжённости. Среди них известны месторождения руд хрома в CCCP (Южный Урал), на Кубе, в Турции, Албании, Греции, ЮАР, а также месторождения титаномагнетитов в CCCP (Урал), ЮАР (Бушвелд), Канаде,США,Индии, Норвегии, Швеции, Финляндии. К ним же принадлежат знаменитые месторождения апатитов Кольского полуострова в CCCP.

В 1979 году в Западной Австралии были найдены богатейшие месторождения алмазов, связанные с лампроитами. Месторождение трубки Аргайл обладает самыми большими запасами алмазов в мире. Только около 5 % алмазов из лампроитов могут быть использованы в ювелирной промышленности, остальные используются в технических целях. При этом, трубка Аргайл является главным источником редких розовых алмазов.

Помимо Австралии лампроиты известны в Бразилии, в России — в Карелии и на Кольском полуострове.

Алмазоносный лампроит впервые открыт в Австралии в 1976 году. Это отличный от кимберлитов генетический тип месторождений алмазов. Лампроиты географически бывают связаны с кимберлитами, в составе тех и других много общего, но есть и существенные различия. Лампроит отличается от кимберлита высокой концентрацией титана, калия, фосфора и некоторых других элементов. Вместе с этим, нет существенных различий между алмазами этих двух типов магматитов.

Ильменитыкоренных месторождений разлагаются значительно легче, чем россыпных, причем чем больше лейкоксенизация и ру-тилизация концентратов, тем труднее они разлагаются. Разложение лейкоксенизированных концентратов происходит при более высокой начальной температуре, менее энергично и при более длительном периоде перехода массы из жидкого состояния в твердый плав. Сильно измененные, рутилизированные концентраты разлагаются лишь при подводе тепла извне.

Рудыкоренных месторождений дробят и измельчают.

Поискикоренных месторождений алмазов на перспективных площадях проводились с использованием геолого-геофизических методов, включающих буровые работы, поисковые маршруты в комплексе с применением шлихового, мелкообъемного и литохимического опробования, а также электро -, магнито -, сейсморазведочные и опытно-методические работы.

Рудыкоренных месторождений дробят и измельчают.

Рядпромышленных коренных месторождений алмазов в начале 80 - х годов были открыты в Архангельской области: трубки Ломоносовская, Архангельская, им. Карпинского I и II, Пионерская и др., но эти месторождения до сих пор не разрабатываются.

Импактный (ударный) метаморфизм — процесс преобразования структуры и минерального состава горных пород в результате падения крупных метеоритов на поверхность Земли. Не имеет никаких генетических связей со всеми остальными типами метаморфизма.

Импактный метаморфизм характеризуется высокими и сверхвысокими температурами и давлениями, а также кратковременностью метаморфических превращений. Породы, образующиеся в результате импактного метаморфизма, называются импактитами. Для них характерны такие высокобарные фазы, как алмаз, коэсит,стишовит.

Импактиты обычно локализуются в пределах астроблем.

Решение о разработке месторождения внеземных алмазов на границе Якутии и Красноярского края не повлияет на алмазный рынок, пишет газета "Взгляд". Как сообщил директор Института геологии и минералогии имени Соболева СО РАН (ИГМ) Николай Похиленко, "они могут сделать революцию в инструментальной, камнерезной, буровой промышленности, но алмазный рынок они перевернуть не могут, потому что они никакого отношения к ювелирным алмазам не имеют".

Залежи сверхтвердых алмазов, импактитов, были обнаружены в Попигайской котловине советской геологической экспедицией еще в середине 1960-х годов. Ученые установили, что месторождение возникло около 35 миллионов лет назад, когда в этом районе упал астероид диаметром около 7 километров. Как пишет "Газета.ру", в те годы началось производство синтетических алмазов, поэтому изучение импактитов прекратили, а данные о месторождении засекретили.

В конце 1970-х годов выяснилось, что абразивная способность попигайских импактных алмазов существенно выше, чем у синтетических и природных. Около трех лет назад российские специалистысовместно с украинскими коллегами провели ряд экспериментов по изучению свойств данных минералов. Выяснилось, что импактиты существенно отличаются от обычных алмазов. Более того, алмазы с такими свойствами до сих пор больше нигде не находили, что позволяет специалистам говорить об их внеземном происхождении. Николай Похиленко пояснил, что этот минерал возник из графита при падении метеорита, когда давление достигало 1,5 млн атмосфер, а температура - около 3 тысяч градусов.

Ожидается, что российские импактиты произведут настоящую революцию в промышленности, передает НТВ. "Из некоторых ниш они могут вытеснить синтетические алмазы, например в ювелирной промышленности, в производстве турбин, точных деталей для самолетов, там, где нужна точная механика, при изготовлении композитных материалов, например, износостойких подшипников скольжения", - уверен академик.

Традиционный источник алмазов в земной коре - кимберлитовые и лапроитовыеассоциации. Сравнительно недавно алмаз был найден в породах метаморфических комплексов. Вначале в Кокчетавском комплексе в России, затем в Китае и Норвегии. Акцессорные алмазы установлены визуально, с проверкой рентгенометрическими методами в виде включений в незональных гранатах из гранат - биотитовых гнейсоводного из метаморфических комплексов. Неравномерный характер распределения алмаза и графита, изометричный облик кристаллов, отсутствие следов деформаций у минералов, выполняющих роль подложки, позволяет высказать предположение о кристаллизации алмаза из флюидной фазы в статических условиях при давлениях не менее 35-40 кбар (Соболев, 1987).

Происхождение алмаза в метаморфических комплексах земной коры и природа алмазоносных пород - наиболее важно для изучения алмаза. Для этого необходимо изучить сопутствующие ему минералы. Гранат - всегда ассоциирует с алмазом. Он - один из наиболее информативных минералов- спутников алмаза, использующихся при поисково-оценочных работах на алмазоносные кимберлиты, а также при генетических построениях мантийного магнетизма. В связи с этим актуальным является установление типоморфизма гранатов ультраосновного и основного алмазоносного парагенезисов, так как их присутствие в кимберлитовых трубках или россыпях является необходимым условием алмазоносности. Решение поставленной задачи может быть осуществлено на основе исследования химического состава, структуры и условий образования гранатов различных парагенезисов (Миловский, 1982).

Пегматиты (от др.-греч. πῆγμα, род. падеж πῆγματος «сплочение», «крепкая связь») — как правило кислые (могут быть и основными) интрузивные преимущественно жильные горные породы. Для них характерны:

· крупные размеры слагающих минералов, среди которых преобладают минералы с легколетучими компонентами (вода,фтор, хлор, бром и другие);

· разнообразный минеральный состав куда входят не только главные минералы, общие для пегматитов и материнских пород, но и минералы редких и рассеянных элементов: Li, Rb, Cs, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc и др.

· наличие большого количества минералов, образующихся в процессе метасоматического замещения и гидролиза полевых шпатов.

Концентрация легколетучих, редких и рассеянных элементов в пегматитах иногда в сотни и тысячи раз больше, чем в соответствующих материнских породах.

Минералогический состав. Полевые шпаты, чаще всего калиевые, кварц, слюда. Возможно присутствие берилла, бавенита, турмалина.

Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый и др.

Структура. Полнокристаллическая, крупнозернистая. В пегматитах часто развиваются своеобразные структуры закономерного прорастания полевого шпата правильно ориентированными зернами кварца — пегматитовая (графическая) структура.

Текстура. Эвтектоидная.

Удельный вес. 2,5-2,7.

Форма залегания. Жилы, штоки, линзы. Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут достигать нескольких километров в длину при нескольких метрах по мощности.

Отдельность. Пластовая.

Генезис. Гипабиссальные, преимущественно жильные породы. Гранитные пегматиты связаны с гранитной магмой.

КАРБОНАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ (а. carbonatite deposits; н. Karbonatitvorkommen; ф. gisements de carbonatite; и. depositos de carbonatitas) — жилы и неправильной формы массы кальцита, доломита и других карбонатов, содержащие рудные минералы, пространственно и генетически ассоциированные со сложными цилиндрическими интрузиями ультраосновного — щелочного состава, внедрившимися из подкоровых глубин при платформенном геологическом режиме (рис.).

Различаются карбонатитовые месторождения: гатчетолит-пирохлоровых танталовых и ниобиевых руд,бастнезит-паризит-монацитовых редкоземельных руд, перовскит-титаномагнетитовых железо-титановых руд, апатит-магнетитовых фосфорных и железных руд, флогопитовых руд, флюоритовых руд, сульфидных руд меди и свинца. Образовались из магматических расплавов мантийного происхождения и их постмагматических углекислых растворов. Наиболее известные карбонатитовые месторождения: Ковдорское в СССР (флогопит, вермикулит, железные руды), Пхалаборва в ЮАР (фосфор, цирконий, медь), Сукулу в Уганде (фосфор), Араша в Бразилии, Луэше в Заире, Ока в Канаде (все — ниобий).

СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ полезных ископаемых (а. skarn deposits; н. Skarnlager; ф. gites de skarn; и. yacimientos de earnos) —скарны, содержащие ценные минералы, в количестве и по качеству достаточные для экономически целесообразной разработки. Большая часть полезных минералов накапливается в скарнах на регрессивной стадии скарнообразования вслед за скарнообразующими известково-силикатными минералами. В связи с этим контуры залежей полезных ископаемых не совпадают полностью с площадями развития скарновой массы, а образуют в пределах последних самостоятельные участки обычно сложных очертаний.

Главные разновидности полезных ископаемых в скарнах: месторождения железных руд с магнетитом (в CCCP — Магнитное, Высокогорское, Качарское, Соколовское, Сарбайское и др. на Урале, Темиртау, в Западной Сибири, Рудногорское в восточной Сибири и др.; в США — Айрон-Спринг; в Норвегии — Арендал; в Швеции — Нурберг; в Румынии — Банат и др.); месторождения железокобальтовых руд с магнетитом и кобальтином (в CCCP — Дашкесанское месторождение на Кавказе); месторождения меди схалькопиритом (в CCCP — Турьинское на Урале, Чатыркульское в Казахстане и др.; в США — Бишоп, Клифтон и др.; в Мексике —Кананеа, Санта-Эулалия; в Канаде — Tacy-Империаль и др.); месторождения вольфрама с шеелитом (в CCCP — в Средняя Азии; за рубежом — в США, Румынии, Китае, Канаде, Турции, Бразилии, Боливии, Австралии, Индонезии и др. странах); месторождениямолибдена с молибденитом, обычно содержащим вольфрам и формирующий молибдошеелит (в CCCP — Тырныаузское на Кавказе; вМарокко — Азгур; в Китае — Янцзы-Чжанзы; в Иране — Шерифабад; в Бразилии — Кишаба и др.); месторождения свинцово-цинковых руд с галенитом и сфалеритом (в CCCP — Дальнегорское на Дальнем Востоке, Кызыл-Эспинское в Казахстане, Алтын-Топкан в Средней Азии и др.; в США — Лоренс, Бингем и др.; в Югославии — Трепча; в Мексике — Эль-Потоси и др.; в Аргентине — Агилар; в Иране — Равендж; в Афганистане — Калайи-Асад; в Китае — Тембушань и др.); месторождения золота, обычно связанного со скарнообразующими сульфидами (известны в CCCP, США, Мексике, Бразилии и КНДР); месторождения олова с касситеритом(например, Питкяранта в Карелии, CCCP); месторождения бериллия с разнообразными бериллиевыми минералами — гельвином,даналитом, хризобериллом, фенакитом, бертрандитом, бериллом (например, Айрон-Маунтин в США); месторождения бора скотоитом, людвигитом, суанитом, ашаритом и флюоборитом (в CCCP, Болгарии, Чехословакии, США, Франции, Перу, Малайзии). Кроме того, в скарнах известны менее значительные месторождения руд платины, урана и тория, флогопита, графита, витерита,пьезокварца.

Альбититы и грейзены представляют собой щелочные метасоматиты, образованные постмагматическими или метаморфиче­скими пневматолито-гидротермальными флюидами. Их объеди­няет общность происхождения, локализации и источника веще­ства. Обычно зоны альбитизации и грейзенизации развиваются в апикальных частях массивов кислых и щелочных гипабиссальных изверженных пород. Формирование этих метасоматитов началось с появлением на нашей планете больших масс гранитоидов (2,5 млрд. лет) и возрастало вплоть до киммерийского времени. Затем установился равномерный прирост их объемов. Интрузивные комплексы, с которыми связаны альбититы и грейзены являются типоморфными образованиями, маркирующими определенные геодинамические обстановки: зоны столкновения континентальных литосферных плит; заключительные стадии развития орогенных поясов; магматические дуги активных окраин континен­тальных плит; зоны глубинных разломов и сопутствующих им рифтовых систем; области активизации древних платформ.

Грейзеновые месторождения формируются на глубинах 5—1 км, что соответствует литостатическому давлению 130—6 МΠа температурный градиент на 100 м вертикального разреза составляет вначале процесса 20—5 °С, а в конце — 2,5 °С. Концентрация рудоносного флюида последовательно снижается от 460 до 100 г на 1 кг Н₂О.

Альбититовые месторождения представляют собой тела и зоны, сложенные альбититами — лейкократовыми породами, в которых на фоне мелкозернистой основной альбититовой массы отмечаются порфировые выделения кварца и микроклина, а также слюд, щелочного амфибола, реже пироксена. В этих телах выделяются участки с промышленными концентрациями редких, редкоземельных и урановых элементов. Выделяют два типа ме­сторождений: 1) в связи с интрузивными массивами, 2) без связи с магматическими комплексами. Первый тип локализован в метасоматически переработан­ных куполах и апофизах массивов нормальных и субщелочных гранитов. В результате образуются штокообразные массы минерализованных алъбитизированных пород, площадь которых в горизонтальном сечении дос­тигает нескольких квадратных километров, а протяженность на глубину — 600 м. В измененных материнских биотитовых гранитоидах наблюдается следующая примерная вертикальная метасоматическая зональность (снизу-вверх): неизмененная порода — появление мусковита — альбитизированная порода — альбитит — грейзен. По нормальным гранитам развиваются мусковит-мик­роклин-кварцево-альбититовые породы с бериллиевым оруденением, а по субщелочным гранитам: 1) литионит - микроклин – кварцево - альбитовые метасоматиты с литиевыми, ниобиевыми и тан­таловыми рудами и 2) биотит – кварцево-альбититовые породы с цирконием, ниобием и иттриевыми редкими землями.. Второй тип не имеет установленных связей с магматически­ми комплексами. Он развит вдоль зон региональных глубинных разломов, рассекающих кристаллический фундамент древних платформ и имеет линейные секущие формы рудоносных тел. Существует две точки зрения на происхождение этих альбититов. Одни считают, что они представляют собой продук­ты деятельности флюидов, производных скрытых на глубине интрузивных массивов. Другие исследователи предполагают метаморфогенную природу растворов. В этом случае в их составе вполне подвижным поведением обладали вода, углекислота, кремнезем и щелочи. С уменьшением температуры и давления происходил распад комплексных соединений и диссоциация сильных кислот. В результате взаимодействия растворов стадии раннего калиевого метасоматоза с вмещающими породами сни­жалась щелочность раствора, увеличивалась активность слабых оснований и происходила смена калиевого метасоматоза натрие­вым. Выделяют три главные рудные метасоматические форма­ции:

1) калиевая (микроклиновая) с бериллиевыми рудами;

2) калинатровая (альбит-микроклиновая) с тантал-ниобиевым оруденением;

3) натровая (эгирин-рибекитовая и эпидот-хлоритовая) с урановой минерализацией.

Грейзен представляет собой агрегат слюды (мусковит, биотит, циннвальдит) и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопро­вождающих их рудных минералов (касситерита, вольфрамита, молибденита, берилла, литиевых слюд). Выделяют эндо- и экзогрейзены. На долю эндогрейзенов приходится более 80% объема этих метасоматитов. Они слагают штоки и жилы и развиваются на 300—500 м вглубь от кровли массива. Экзогрейзены образуют штокверки, распространяющиеся по вертикали до 1500 м от кон­такта интрузии.Принос рудных элементов и формирование месторожде­ний происходили в конце длительного и прерывистого процесса грейзенообразования, синхронно с развитием рудоконтролирующих структур.

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ (от греч. hydor — вода и therme — тепло * а. hydrothermal deposits; н. hydrothermale Lagerstatten; ф. gisements hydrothermaux; и. yacimientos hidrotermales) — залежи полезных ископаемых, образующихся из осадков циркулирующих в недрах Земли горячих водных (гидротермальных) растворов.

Источниками гидротермальных растворов могут быть: магматические воды, отделяющиеся в недрах Земли из магматических расплавов в процессе их застывания и формирования изверженных пород; метаморфическая вода, высвобождающаяся в глубоких зонах земной коры из водосодержащих минералов при их перекристаллизации; захороненная вода в порах морских осадочных пород, приходящая в движение вследствие смещений в земной коре или под воздействием внутриземного тепла; метеорная вода, проникающая по водопроницаемым пластам в глубины Земли. Минеральное вещество, находящееся в растворе, при отложении которого формируются гидротермальные месторождения, может быть выделено остывающей магмой или мобилизовано из пород, сквозь которые фильтруются подземные воды. Образование гидротермальных месторождений охватывает длительный промежуток времени (от сотен тысяч до десятков миллионов лет), распадающийся на последовательные этапы и стадии.

Гидротермальные месторождения формировались в широком интервале от поверхности Земли до глубины свыше 10 км; оптимальные условия для их образования определяются глубиной от нескольких сотен метров до 5 км. Начальная температура этого процесса могла соответствовать 700-600°С и, постепенно снижаясь, достигать 50-25°С; наиболее обильное гидротермальное рудообразование происходит в интервале 400-100°С. На раннем этапе вода существовала как пар, который при постепенном охлаждении конденсировался и переходил в жидкое состояние, образуя истинный ионный раствор комплексных соединений различных элементов, выпадающих при изменении давления, температуры, кислотно-щелочной и окислительно-восстановительных характеристик. Отложение этих элементов и их соединений могло происходить в открытых полостях и вследствие замещения пород, по которым протекали гидротермальные растворы; в первом случае возникали жильные, а во втором — метасоматические телаполезных ископаемых. Наиболее распространённые формы гидротермальных тел — жилы, штокверки, пластообразные и неправильные по очертаниям залежи. Они достигают длины нескольких километров, при ширине от нескольких сантиметров до десятков метров.

Гидротермальные тела окаймлены ореолами рассеяния составляющих их элементов (первичные ореолы рассеяния), а прилегающие к ним породы бывают гидротермально преобразованы. Среди процессов гидротермального изменения пород наиболее распространено их окварцевание, а также щелочное преобразование, приводящее при привносе калия к развитию мусковита,серицита и глинистых минералов, а под воздействием натрия — к образованию альбита. По составу преобладающей части ценных минералов выделяются следующие главнейшие типы гидротермальных руд: сульфидные, формирующие месторождения руд меди,цинка, свинца, молибдена, висмута, никеля, кобальта и др. (см. Сульфидные руды); окисные, типичные для месторождений руджелеза, вольфрама, тантала, ниобия, олова, урана; карбонатные, свойственные некоторым месторождениям руд железа и марганца; самородные, известные для золота и серебра; силикатные, создающие месторождения неметаллических полезных ископаемых (асбест, слюды) и некоторых месторождений руд редких металлов (бериллий, литий, торий, редкоземельные элементы).

Гидротермальные руды отличаются большим количеством входящих в их состав минералов. Обычно они неравномерно распределены в контурах рудных тел, образуя чередующиеся зоны повышенной и пониженной их концентрации, определяющие первичную минеральную и геохимическую зональность гидротермальных месторождений. Существуют несколько вариантов генетической классификации гидротермальных месторождений. По глубине и температуре образования гидротермальных месторождений принято разделять на гипотермальные, мезотермальные и эпитермальные (американский геолог В. Линдгрен, 1907). По другим классификациям выделяют гидротермальные месторождения плутоногенные, вулканогенные и амагматогенные (В. И. Смирнов). Гидротермальные месторождения особенно существенны для добычи руд цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов. Гидротермальные месторождения, кроме того, служат источником добычи асбеста, магнезита, флюорита, барита, горного хрусталя, исландского шпата, графита и некоторых драгоценных камней (турмалина, топаза, берилла).

Гидротермальные месторождения имеют большое промышленное зна­чение. Они являются источниками руд цветных, редких, благородных, радио­активных, рассеянных и черных металлов и ряда неметаллических полезных ископаемых.

Гидротермальные месторождения образуются из многокомпонентных газовожидких растворов в очень широком температурном интервале - от 600 до 50° С. Вертикальный размах оруденения также широк - от первых сотен метров от дневной поверхности до 5 км. В связи с этим ряд ученых предлагают клас­сифицировать гидротермальные месторождения по температуре и глубине их образования. По этой классификации выделяют высокотемпературные (600-300°), среднетемпературные (300-200°) и низкотемпературные месторождения (200-50°).

Высокотемпературные месторождения

Обычно связаны с кислыми и умеренно кислыми гранитоидами. Рудные тела залегают как в гранитных телах, так и во вмещающих их породах на не­большом удалении от интрузивов. Рудные тела представлены преимуществен­но сложными жилами, штокверками, залежами вкрапленных руд.

Минеральный состав высокотемпературных месторождений довольно разнообразен. Характерны высокотемпературные минералы: магнетит, гематит, вольфрамит, касситерит, шеелит, молибденит, висмутин, пирротин, арсенопирит, самородное золото. Отмечаются галенит, сфалерит и халькопирит, более характерные для среднетемпературных месторождений. Из жильных минера­лов наиболее распространены кварц (до 80-98 %) и полевые шпаты, состав­ляющие главную массу жильного выполнения. В меньших количествах отме­чаются мусковит, литиевые слюды, флюорит, амфиболы, гранат, турмалин, бе­рилл, топаз.

Рудные формации высокотемпературных месторождений.