Гидротермальниє родовища (від гидро... і греч.(грецький) therme — теплота, жар), велика група родовищ корисних копалини, що утворюються з опадів циркулюючих в надрах Землі гарячих водних розчинів, Виділяються 4 групи джерел води гидротермальних розчинів: 1) магматична вода, що відділяється з магматичних розплавів в процесі їх застигання і формування вивержених порід; 2) метаморфічна вода, що вивільняється в глибоких зонах земної кори з мінералів, що водомістять, при їх перекристалізації; 3) похована вода в порах морських осадових порід, що приходить в рух унаслідок зсувів в земній корі або під впливом внутрішньоземного тепла; 4) метеорна вода, проникаюча по водопроникних пластах в глибини Землі. Мінеральна речовина, що знаходиться в розчині, при відкладенні якого формуються Р. м., можливо виділено остигаючою магмою або мобілізовано з порід, крізь які фільтруються підземні води. Р. м. формувалися в широкому інтервалі від поверхні Землі до глибини понад 10 км. ; оптимальні умови для їх освіти визначаються завглибшки від декількох сотів м-коду до 5 км. . Початкова температура цього процесу могла відповідати 700—600 °С і, поступово знижуючись, досягати 50—25 °С; найбільш рясне гидротермальноє рудоутворення відбувається в інтервалі 400—100 °С. На ранньому етапі вода існувала як пара, яка при поступовому охолоджуванні конденсувалася і переходила в рідкий стан. Це був дійсний іонний розчин комплексних з'єднань різних елементів, випадних при зміні тиску, температури, кислотно-лужної і окислювально-відновної характеристик. Їх відкладення могло відбуватися у відкритих порожнинах і унаслідок заміщення порід, по яких протікали гидротермальниє розчини: у першому випадку виникали жильні, а в другому — метасоматічеськие тіла корисних копалини. Найбільш поширеною формою гидротермальних тіл є жили, штокверки, пластообразниє і неправильні по контурах поклади. Вони досягають довжини декілька км. при ширині від декілька см до десятків м-коду . Гидротермальниє тіла облямовані ореолом розсіяння складових їх елементів (первинні ореоли розсіяння), а прилеглі до них породи бувають гидротермально перетворені. Серед процесів гидротермального зміни порід найбільш поширено їх окварцеваніє, а також лужне перетворення, при прівносе калія що приводить до розвитку мусковіту, серициту і глинистих мінералів, а під впливом натрію — до утворення альбіта. По складу переважаючої частини мінералів виділяються наступні найголовніші типи гидротермальних руд: 1) сульфідні, формуючі родовища міді, цинку, свинцю, молібдену, вісмуту, нікелю, кобальту сурми, ртуть; 2) окисні, типові для родовищ заліза, вольфраму, танталу, ніобію, олова, урану; 3) карбонатні, властиві деяким родовищам заліза і марганцю; 4) самородниє, відомі для золота і срібла; 5) силікатні, створюючі родовища неметалічних корисних (азбест, слюда) копалини і деякі родовища рідких металів (берилій, літій, торій, рідкоземельні елементи). Гидротермальниє руди відрізняються великою кількістю тих, що входять в їх склад мінералів. Зазвичай вони нерівномірно розподілені в контурах рудних тіл, утворюючи зони підвищеної і зниженої їх концентрації, що чергуються, визначають первинну мінеральну і геохімічну зональність гидротермальних родовищ. Існує декілька варіантів генетичних класифікацій. Американський геолог В. Ліндгрен (1907) запропонував виділяти серед них 3 класи, глибину, що враховують, і температуру освіти (гипотермальний, мезотермальний і епітермальний). Інший американський геолог А. Бетман (1940) намічав 2 класи родовищ — відкладених в порожнечах і таких, що утворилися шляхом заміщення. Швейцарський геолог П. Нігглі (1941) розділяв ці родовища по ознаках їх відношення до магматичних порід і температури формування. Радянський геолог М. А. Усов (1931) і німецький геолог П. Шнейдерхен (1950) розчленовували Р. м. по рівню застигання рудоносної магми. Радянські геологи С. С. Смірнов (1937) і Ю. А. Білібін (1950) групували Р. м. по їх зв'язку з тектономагматічеськимі комплексами вивержених гірських порід. В. І. Смірнов (1965) запропонував групувати Р. м. по природних асоціаціях тих, що складають їх мінеральних комплексів, що відображає їх генезис. Р. м. мають величезне значення для видобутку багатьох найважливіших корисних копалини. Особливо вони істотні для здобуття кольорових, рідких, благородних і радіоактивних металів. Р. м., крім того, служать джерелом видобутку азбесту, магнезиту, плавикового шпату, бариту гірського кришталя, ісландського шпату, графіту і деяких коштовних каменів (турмалін, топаз, берил).
Літ.: Смирнов С. С., Про сучасний стани теорії утворення магматогенних рудних родовищ, «Записки Всеросійського мінералогічного суспільства», 1947, ч. 76, ст 1; Бетехтін А. Р., розчини Гидротермальниє, їх природа і процеси рудоутворення, в збірці: Основні проблеми в ученні про магматогенних рудних родовищах, 2 видавництво, М., 1955; Миколаїв Ст А., До питання про генезис гидротермальних розчинів і етапи глибинного магматичного процесу, там же; Смирнов В. І. Геология корисних копалини, М., 1969; Генезис ендогенних рудних родовищ, М., 1968.
