Физико-химнческне параметры элементов

Элемент	Валентное состояние W	Радиус ионов Ri. 10 нм	Ионный потенциал W/R,	Электроотрицательность, кДж/моль
Катионогенные элементы (преобладающие состояния Меn+)
Li	1 +	0,68	1,47	523
Na	1 +	0,98	1,02	495
К	1 +	1,33	0,752	419
Rb	1 +	1,49	0,671	406
Cs	1 +	1,65	0,606	377
Ca	2 +	1,04	1,92	574
Sr	2 +	1,20	1,67	523
Ba	2 +	1,38	1,45	481
Элементы-комплексообразователи 8-электронные или с малым числом d-электронов (преобладающие состояния Men+, MeFnm-, Ме(СO3)nm-, МеОНnm-)
Mg	2 +	0,74	2,7	733
Be	2 +	0,34	5,89	880
Al	3 +	0,57	5,26	921
Sc	3 +	0,83	3,62	837
Y	3 +	0,97	3,1	670
La	3 +	1,03	2,88	615
Ce	3 +	1,02	2,94	688
Ce	4 +	0,88	4,55	837
Прочие редкоземельные элементы	3 +	0,80-1,0	3,0-3,75	636-800
Ti	4 +	0,64	6,25	1046
Zr	4 +	0,82	4,88	837
Nb	5 +	0,66	7,6	1005
Та	5 +	0,66	7,6	900
18-электронные (преобладающие состояния Men+ , МеInm-, NeBrnm-, МеС1nm-, Me(SO4)nm-, Me(HS), МеОНnm-, Me(CO3)nm-)
Сu	1 +	-		750
Сu	2 +	0,80	2,5	984
Ag	1 +	1,13	0,89	733
Аu	1 +	1,37	0,73	880
Аu	3 +	0,85	3,5	960
Zn	2 +	0,83	2,41	860
Cd	2 +	0,99	2,02	816
Hg	2 +	1,12	1,78	900
Pb	4 +	0,76	5,26	1025
Pb	2 +	1,26	1,59	733
Bi	3 +	1,20	2,5	816
Переходные (преобладающие состояния Men+ , МеОНnm, Me(SO4)nm и др.)
Мn	2 +	0,91	2,2	720
Мn	3 +	0,70	4,29	1090
Fe	2 +	0,80	2,5	774
Fe	3 +	0,67	4,48	1020
Элемент	Валентное состояние W	Радиус ионов Ri 10 нм	Ионный потенциал W/R,	Электроотрицательность, кДж/моль
Аниогенные элементы образующие простые анионы А- и анионы с кислородом МеOnm- (элементы с малым числом электронов, 8-электронные и тяготеющие к ним переходные элементы)
B	3 +	0,21	14,29	1215
C	4 +	0,20	20,0	1550
Si	4 +	0,39	10,26	1130
N	5 +	0,15	33,3	1883
Р	5 +	0,35	14,3	1340
V	5 +	0,60	8,83	1320
S	6 +	0,30	20,0	1610
Se	4 +	0,69	5,8	1047
Se	6 +	0,35	17,14	1486
W	6 +	0,65	9,23	1050
Fe	7 +	0,07	100,0	2553
CI	7 +	0,26	27	1925
Br	7 +	0,39	17,9	1780
I	7 +	0,50	14	1570
Образующие анионы с кислородом МеОnm- и серой MeSnm- (18-электронные элементы)
Ge	4 +	0,44	9,1	1100
As	5 +	0,47	10,6	1270
Sb	5 +	0,62	8,06	1180

Поля устойчивости соединений меди (а), цинка (б), свинца (в) в виде функции Eh-pH

Частицы, мигрирующие во взвешенной (механической) форме, имеют размеры от 0,0001 до 0,001 мм. В этой форме переносятся наиболее устойчивые минералы в тонкодисперсном виде, образующие россыпи при отложении из водных потоков (Au, Sn, HgS и др.).

Коллоидные частицы имеют размеры от 10^-5 до 10^-7 см и образуются при диспергировании и соединении молекулярных частиц. Это промежуточная форма состояния вещества между кристаллическим и истинным раствором.

Соединения Si, Al, Ti, Mn, Fe, составляющие до 84 % массового объема литосферы, плохо растворимы и образуют коллоидные осадки (золи, гели). Большая часть соединений Mn, As, Zr, Mo, Ti, V, Cr мигрирует в коллоидной форме. В этой форме часто мигрируют Сu, Zn, Pb, Ni, Со, Sn. Коллоиды сорбируют ионы и молекулы из растворов. Главными сорбентами являются гумусовые вещества, минеральные коллоиды (глина, SiO₂, Fe(OH)₃, А1(ОН)₃, МnO₂ и др.).

Для растворенной формы миграции вещества характерны размеры частиц менее 10^-7 мм. При этом миграция может происходить в виде нейтральных молекул, простых, сложных и комплексных ионов.

Нейтральные молекулы неорганических соединений образуются при взаимодействии разнозаряженных ионов (ZnSO₄, CuCl₂, CuSO₄, ZnCl₂, HgCl₂, NiS0₄, CaCl₂, FeCl₃, MnSO₄ и др.). Нейтральные органические комплексы (соединения металлов с органическими кислотами) изучены плохо, но их роль в миграции металлов, особенно в почвенном слое, видимо, весьма велика.

Ионные формы представлены простыми (Сu²⁺, Pb²⁺ , Zn²⁺ и др.), сложными (и др.) и комплексными ионами. В зависимости от физико-химической обстановки ионы могут менять свой знак. Например, цинк, медь, свинец, никель мигрируют в кислых водах в виде простых катионов, а в слабо кислых и щелочных водах в виде отрицательно заряженных или нейтральных комплексных соединений.

Комплексные соединения являются наиболее широко распространен­ной формой миграции. Они образуются при взаимодействии ионов металла-комплексообразователя с полярными молекулами или ионами противоположного заряда. Возникающие при этом химические связи не обусловлены образованием новых электронных пар. Центральное место в комлексном соединении занимает положительный ион-комплексообразователь. Непосредственно вокруг него размещено или координировано некоторое количество полярных молекул или отрицательных ионов, называемых аддендами. В водном растворе комплексное соединение диссоциирует на комплексный ион и ионы внешней сферы (противоионы).

В нашей стране и за рубежом разработано большое количество компьютерных программ для расчета термоди­намических равновесий при взаимодействии вода ↔ порода и установлении форм водной миграции вещества в широком диапазоне колебания величин Eh-pH.

Основные процессы формирования химического состава подземных вод рудных месторождений. Формирование химического состава подземных вод на участках рудных месторождений определяется сернокислотными, окислительными, а так­же углекислотными и гидролитическими процессами. Эти процессы подробно описаны в работах [5, 12, 19, 21].

Сернокислотное выветривание характерно для месторождений суль­фидного типа – медно-колчеданных, полиметаллических и др. Раствори­мость моносульфидов (сфалерита, галенита, киновари и др.) в воде весьма невелика и не превышает тысячных долей миллиграмма на литр. Она повышается у дисульфидов (пирит, марказит, арсенопирит, молиб­денит), которые дают при растворении в окислительной обстановке свободную серную кислоту:

2FeS₂ + 70₂ + 2H₂0 → 2Fe²⁺ +4Н⁺ + 4.

Серная кислота переводит сульфиды в сульфаты:

MeS + 2Н⁺ + → H₂S + Me²⁺ +

Этим самым интенсифицируются процессы разложения сульфидов и выноса продуктов их разрушения.

При окислении моносульфидов образуются только сульфаты:

MeS + 20₂ → MeS0₄.

При воздействии на сульфиды металлов сульфат окиси железа восстанавливается до сульфата закиси железа. В свою очередь он окисляет сульфиды до сульфатов с образованием серной кислоты:

2MeS + 4Fe³⁺ + 30₂ + 2H₂0 → 2Me^{2 +} + 4Fe²⁺ + 4H⁺ + .

Сульфат меди, образующийся при окислении сульфидов меди, окис­ляет другие сульфиды:

MeS + Cu²⁺ + → Ме²⁺ + + CuS.

Поскольку сульфидные тела, как правило, содержат сульфиды железа и меди, схема преобразования химического состава подземных вод на участках сульфидных месторождений примерно одинакова. В итоге подземные воды обогащаются серной кислотой, сульфатами металлов и сероводородом. В зоне трещинно-грунтовых вод они приобретают следующие основные особенности: 1) повышенное содержание сульфат-иона; 2) кислую реакцию воды; 3) повышенные концентрации металлов; 4) повышенную минерализацию вод; 5) высокие значения окислительно-восстановительного потенциала (до нескольких сотен милливольт); 6) пониженные концентрации гидрокарбонат-иона, вплоть до полного его исчезновения из раствора и накопления углекислоты; 7) соответст­вующий биоценоз микрофлоры, сопровождающийся активной деятель­ностью железобактерий и некоторых групп тионовых бактерий, участ­вующих в окислительных процессах; 8) несколько повышенную темпера­туру подземных вод в ряде случаев (на несколько градусов по сравнению с фоном), поскольку реакции окисления сульфидов проходят с выделе­нием тепла.

Степень проявления указанных выше особенностей подземных вод зависит от стадии окисления сульфидных месторождений. С.С. Смирнов выделил следующие стадии развития зоны окисления сульфидных место­рождений.

Начальная стадия – сульфидные и другие гипогенные минералы толь­ко еще начинают изменяться. Новообразований мало и они по преиму­ществу представлены продуктами окисления и растворения сульфидов сульфатами, а также некоторыми оксидами и гидроксидами.

Средняя стадия – супергенный материал преобладает над гипоген­ным. Большинство сульфидов окислено, но часть их еще присутствует в рудах. Сульфатов в растворах и твердой фазе достаточно много. Наряду с ними развиваются карбонаты, оксиды, гидроксиды, силикаты и др.

В процессах окисления и растворения помимо кислорода активное участие принимают H₂S0₄, Fe₂(S0₄)₃, CuS0₄ и др. Происходит вынос преимущественно в сульфатной форме.

Конечная стадия – сульфидов уже почти нет, в водах почти исчезает. Главное значение приобретают , SiО₂ и т.д. Сульфаты заменяются карбонатами, силикатами и другими, не содержащими серы, кислородными соединениями. Вынос тяжелых металлов происходит в виде R(HCО₃)_n.

Разрез сульфидного месторождения в конечной стадии окисления С.С. Смирнов представил в следующем виде: 1) поверхностный слой; 2) подзона окисленных руд; 3) подзона окисленных выщелоченных руд; 4) подзона богатых окисленных руд; 5) зона вторичного обогащения сульфидных руд; 6) зона сульфидных гипогенных руд.

Наиболее заметные изменения состава подземных вод наблюдаются на средних стадиях окисления сульфидных тел и приурочены к верхним их подзонам. С глубиной подземные воды теряют многие специфические черты. Так, в восстановительной обстановке инфильтрующиеся из зоны окисления кислые сульфатные воды, вступая во взаимодействие с сульфидами, приобретают нейтральную и даже щелочную реакцию, теряют в осадок значительную часть растворенных металлов, накапли­вают сероводород.

Процессы кислородного окисления руд и минералов, по Г.А. Голе­вой [12], являются более широко распространенными по сравнению с сернокислотными. В результате этих процессов образуется не свобод­ная серная кислота, а накапливаются вторичные кислородсодержащие минералы.

В этих условиях формируются слабокислотные воды (рН не менее 6) с Eh 0,4-0,5 В, повышенными содержаниями сульфат-иона и металлов.

Углекислотное выветривание характерно для месторождений несуль­фидных руд. Схематично эти процессы могут быть показаны реакцией

MeSiO₃ + 2С0₂ + 2Н₂ О = Ме²⁺ + .

Наиболее благоприятные условия для миграции металлов возникают в силикатных породах. Уменьшение содержания свободной углекислоты приводит к выпадению в осадок карбоната кальция, а вместе с ним и многих металлов.

Гидролитическое разложение рудных соединений является главным геохимическим процессом в районах развития «безуглекислых» вод с весьма малой минерализацией. Такие условия наблюдаются преиму­щественно в горных областях.

Весьма способствуют накоплению металлов в водах процессы электрохимического растворения.

По Г.Б. Свешникову, сульфидное рудное тело представляет собой сложный электрод, состоящий из отдельных минеральных электродов, имеющих относительно положительные и отрицательные значения электродного потенциала. По убыванию величины стационарного электродного потенциала установлен такой ряд сульфидов: марка­зит – пирит – ковеллин – халькопирит – арсенопирит – борнит – халь­козин – пирротин – галенит – пентландит – шмальтин – молибденит – сфалерит.

Взаимодействие руд и вод, обладающих разными потенциалами, вызывает образование электрических токов, которые активно способст­вуют электрохимическому растворению рудных минералов. Раство­ряются обычно те металлы, сульфиды которых являются анодом. Например, при совместном нахождении пирита, халькопирита, галенита и сфалерита первые два минерала – катоды, а последние два – аноды. Поэтому вода обогащается свинцом и цинком, а медь и железо практи­чески не растворяются. Электрохимическое растворение происходит как в кислой, так и в нейтральной и щелочной среде, как в зоне окисления, так и в зоне восстановления.

В результате электрохимического растворения сульфидных руд про­исходит накопление металлов в водах. Так, если обычная растворимость отдельных сульфидов не превышает долей миллиграмма на литр, то в результате электрохимического растворения и других гидрохимичес­ких процессов, проходящих в сульфидных рудных телах, содержание металлов в водах достигает многих миллиграммов на литр.

Из других процессов, оказывающих влияние на формирование гидро­геохимических ореолов, следует отметить осмотические, криогенные и микробиологические процессы.

Осмотические процессы происходят при контакте растворов разных концентраций через полупроницаемую перегородку, которая пропускает молекулы растворителя, но не растворенного вещества. Роль подобной перегородки могут выполнять ткани живых организмов. Разновидностя­ми осмоса являются термоосмос (движение воды в пленках под влия­нием разности температур) и капиллярный осмос (передвижение воды в капиллярах вследствие разности концентрации на разных расстояниях от поверхности раздела вода – минерал). Последнее явление имеет боль­шое значение, особенно для глинистых пород. В результате осмоса происходит увеличение концентрации солей в водах.

Д.С. Коржинский установил наличие «фильтрационного эффекта», заключающегося в отставании растворенного вещества от растворителя при движении раствора через пористую среду. Плотные породы, пропус­кающие растворитель, могут оказаться непреодолимой преградой для некоторых растворенных веществ. Осмотические процессы являются одной из причин разной дальности миграции рудных компонентов, зональности гидрогеохимических ореолов и потоков рассеяния.

В условиях распространения многолетней мерзлоты миграция руд­ных компонентов обусловлена прежде всего воздействием на рудные соединения тонких пленок воды, адсорбируемых на поверхности пород и незамерзающих при очень низких отрицательных температурах. Эта влага химически активна и может передвигаться под действием термодиффузионного эффекта. В холодный период года проис­ходит промерзание деятельного слоя, а в теплый – его оттаивание. Эти явления вызывают образование направленных потоков пленочных вод. Адсорбированные ионы, переходящие в раствор, перемещаются к холод­ному фронту – зимой кверху, к земной поверхности, вынося при этом компоненты из верхней зоны многолетнемерзлых пород, а летом вниз, по потоку. Способность ионов к криогенной миграции тем больше, чем меньше валентность и меньше радиус иона. Л.Д. Белова и 3.С. Лесанов выделяют следую­щий ряд подвижности катионов: Ti > Pb, Fe, Al, Ni, Cu > Ag, V, Ga > Mo, U, Cr, Mn. Они же дали ориентировочную оценку выноса рудного вещества пленочными водами (до 40 % от общего количества металла, переносимого поверхностными водами). Это указывает на весьма важ­ную роль криогенных процессов в формировании гидрогеохимических ореолов.

Гидрогеохимические потоки и ореолы рассеяния являются наиболее контрастными и содержат максимальное количество рудных компонен­тов в начальный период таяния деятельного слоя, в котором весной происходит наибольшая концентрация рудного вещества. За летний период количество легкорастворимых сульфатных минералов в элю­виально-делювиальных отложениях заметно уменьшается. К следующей весне легкорастворимые соединения в верхнем слое криолитозоны накапливаются вновь.

Для криолитозоны характерно существование двух разнонаправлен­ных процессов при вымораживании – концентрирование солей в раство­рах и обессоливание льдов. В процессе замерзания воды происходит перераспределение солей – незамерзшая часть воды ими обогащается, а лед становится обедненным солями. Причем льдом захватываются труднорастворимые соединения (карбонаты), а в воде остаются легко­растворимые (хлориды, сульфаты). При неоднократном замораживании и размораживании могут образовываться соленые воды и рассолы хлоридного и сульфатного состава, а льды в значительной степени обессоливаются [1].

Деятельность микроорганизмов часто оказывается ведущей в разло­жении сульфидов, серы и органических веществ. В табл. 9 приведены примеры деятельности микроорганизмов.

Лабораторные и опытные работы на сульфидных месторождениях, на угольных пластах, содержащих в виде включений пирит, марказит или другие сульфиды, показали, что при воздействии на сульфиды Th. ferroxidans и Th. thiooxidans происходит значительная (примерно в 5-10 раз) интенсификация процессов окисления по сравнению со стерильными условиями: FeS0₄ → Fe(S0₄)₃, FeS₂ → FeS0₄ + H₂ S0₄.

Микробиологические процессы сказываются не только на увеличении в водах содержания металлов, но и ведут к серьезным преобразованиям состава воды. Так, участие микроорганизмов в окислении сульфидов способствует формированию сульфатных вод, в процессах нитрификации – нитратных и нитритных вод, денитрификации – свободного азота, в процессах восстановления сульфатов – бессульфатных сероводородных вод.

Изучение форм и интенсивности развития микроорганизмов позволяет использовать микробиологические методы для изучения особенностей формирования состава вод сульфидных месторождений для оценки перспективности площадей в отношении рудоносности.

Таблица 9

Участие микроорганизмов в химических процессах

Химический процесс	Тип бактерий	Ход процесса	Примеры распространения процессов
Окисление	Thiobacillus thioxidans	FeS2 → FeS04 + h2so4	Воды сульфидных, реже угольных месторождений
	Thiobacillus ferrooxidans	FeSО4 →Fe2 (SO4)3
	Thiobacillus thioparus	H2S→S	Воды сульфидных, нефтяных и серных месторождений
	Окрашенные серобактерии	H2S→S
	Thiobacillus nitriticans		Почвенные воды
Окисление - восстановление	Thiobacillus denitriticans		Воды сульфидных, нефтяных и серных месторождений
Восстановление	Vibrio desulfuricans		Воды сульфидных и нефтяных месторождений
	Гнилостные бактерии	Белок → H2S	Воды серных месторождений
Разложение и образование органических веществ	Bacterium methanicum	H2 + CO2 → CH4	Почвенные, болотные воды

Формирование гидрогеохимических ореолов и потоков рассеяния. Типизация гидрогеохимических ореолов и потоков рассеяния может проводиться по многим признакам – условиям залегания, генезису, формам и размерам, степени пространственной связи с рудным телом, составу и контрастности, химической зональности, гидродинамическому и гидрогеохимическому режиму.

По условиям залегания гидрогеохимические ореолы могут подразде­ляться в зависимости от типа вод, с которым они связаны, на ореолы, формирующиеся в почвенных, грунтовых (трещинно-грунтовых, трещинно-карстовых), межпластовых и трещинно-жильных водах. Ореолы, выходящие на поверхность, т. е. проявляющиеся в источниках, называются открытыми. Ореолы, не выходящие на поверхность, в зависи­мости от глубины залегания называются неглубокозалегающими (до 10 м), глубокозалегающими (30-100 м) и весьма глубокозалегающими (более 100 м).

Гидрогеохимические потоки могут быть связаны с различными проявлениями поверхностных вод: с разными по водности классами ручьев и рек, а также с озерами, иногда с прибрежными частями морей.

Генезис гидрогеохимических ореолов и потоков рассматривается с позиций выделения ведущих процессов, определяющих формирование ореольных и рудных вод. Особое внимание обращают при этом на роль геохимических барьеров [48], которые возникают на участках резких изменений скорости движения вод, физико-химической и термодинамической обстановки, что приводит к выпадению в осадок одних соединений, переходу в раствор других образований. Высокие концентрации металлов в подземных водах могут образовываться на участках, не содержащих оруденения, в результате процессов, не связанных с выщелачиванием рудных тел и их литохимических ореолов. Такие аномалии возникают на участках распространения вод повышенной агрессивности (минеральных вод), разгрузки глубоко залегающих вод, под действием испарительных процессов, искусственного заражения и др. В практике гидрогеохимических поисков умение правильно определить генезис потоков и ореолов, классифицировать их по этому признаку, различить истинные аномалии от ложных имеет важнейшее значение. От этого в значительной мере зависит результативность и эффективность гидрогеохимического метода.

По форме залегания гидрогеохимические ореолы могут быть линзообразными, пластообразными, факелообразными, со сложным конту­ром распространения. Гидрогеохимические потоки обычно отличаются линейно вытянутой полосой распространения по направлению движения поверхностных вод.

Типизация гидрогеохимических ореолов и потоков рассеяния по их размерам представлена в табл.10. Эти данные показывают, что гидрогеохимические ореолы обычно характеризуются большей мощ­ностью, а гидрогеохимические потоки – большей протяженностью. Наи­большей протяженностью обладают ореолы и потоки, металлоносность которых определяется присутствием цинка, молибдена, меди и некоторых других металлов, отличающихся лучшей миграционной способ­ностью.

Таблица 10

Характеристика ореолов и потоков рассеяния по их протяженности и мощности проявления

Типы рассеяния	Размеры ореолов и потоков	Протяженность, км	Мощность, м
Гидрогеохимические ореолы	Весьма значительные	Более 1,0	Более 100
	Значительные	0,3-1,0	30-100
	Небольшие	0,1-0,3	5-30
	Весьма небольшие	До 0,1	До 5
Гидрогеохимические потоки	Весьма значительные	Более 5,0	Более 10
	Значительные	1,0-5,0	5-10
	Небольшие	0,3-1,0	1-5
	Весьма небольшие	До 0,3	До 1

Гидрогеохимические ореолы и потоки по степени связи с рудным телом могут быть разделены на непосредственно примыкающие к нему и оторванные от рудного тела. В определенных условиях, как показано дальше, ореолы и потоки отрываются от «материнской» рудной зоны и существуют некоторое время самостоятельно среди фоновых вод без видимой связи с оруденением.

Состав гидрогеохимических ореолов и потоков рассеяния опреде­ляется в значительной мере составом, степенью окисленности руд, условиями питания и движения подземных вод (см. табл. 7).

Контрастность гидрогеохимических ореолов и потоков рассеяния характеризуется так называемым коэффициентом концентрации, представляющим собой отношение установленного в воде содержания рудного компонента к фоновому (глава 2). Иными словами, этот коэффициент характеризует количество геофонов. По степени контрастности гидро­геохимические ореолы и потоки следует разделять на следующие груп­пы:

По одному компоненту	2-3	3-5	5-10	10-25	25-50	Более 50
По сумме компонентов	2-5	5-15	15-30	30-100	100-300	Более 300
Степень контрастности	Весьма слабая	Слабая	Средняя	Значительная	Весьма значительная	Исключительно высокая

Как уже говорилось, компоненты, обладающие лучшими миграционными свойствами, обнаруживаются на больших расстояниях от рудного тела по сравнению с плохо мигрирующими компонентами. Вследствие разной дальности миграции металлов создается расслоение состава гидрогеохимических ореолов и потоков. Такого рода расслоение ореола рассеяния по его составу можно проиллюстрировать данными по району медно-никелевого оруденения Прионежья:

Cu, Ni Со, Cr Ag, Pb Zn, Mo

→Сu, Pb, Zn, Mo

→ Zn, Pb.

Зональное строение гидрогеохимических ореолов и потоков зависит от ассоциации металлов, представленной в ореольных водах, гидродина­мической обстановки, влияния геохимических барьеров и многих других причин. Поэтому в природной обстановке наблюдается большое коли­чество разнообразных типов гидрохимической зональности ореолов и потоков рассеяния.

Зональность гидрогеохимических ореолов может наблюдаться не только по площади, но и с глубиной в соответствии с изменением физико-химической обстановки. На рис. 6 показана схема изменения состава ореольных вод оловополиметаллических месторождений с глу­биной.

Гидродинамический и гидрохимический режим ореолов и потоков определяется изменением условий питания и движения подземных вод. Так, в условиях среднегорного рельефа и гумидного климата (юг Дальнего Востока) выделяются два типа гидрогеохимических ореолов и потоков: постоянные, существующие в трещинно-грунтовых водах в меженные периоды и характеризующиеся относительно стабильным составом, и временные, возникающие в последождевые периоды (в течение 7-15 дней), накладывающиеся на постоянные, и характеризую­щиеся более пестрым изменчивым составом и высоким содержанием рудных компонентов по сравнению с постоянными ореолами и потока­ми (рис. 7).

Режимные наблюдения позволили установить, что в источниках и ручьях после выпадения атмосферных осадков наблюдается прохожде­ние нескольких гидродинамических и гидрохимических пиков (рис. 8). Эти пики соответственно связаны с прохождением волн добегания приповерхностных и трещинно-грунтовых вод. Интересно отметить, что в последождевой период металлы в аномальных количествах приходят в источники и поверхностные водотоки не одновременно: одни – раньше, другие – позже. Например, на одном из оловополиметаллических место­рождений Приамурья наблюдалась такая последовательность прихода металлов: сначала цинк, медь (иногда вместе с ними мышьяк, сурьма, молибден), затем олово, свинец и в конце прохождения временного ореола – серебро. Это явление объясняется неодинаковой раствори­мостью рудных минералов и разными миграционными свойствами металлов. Поэтому в зависимости от ландшафтно-гидрогеохимических условий и типа месторождения состав временных ореолов и потоков не

только специфичен сам по себе, но и изменяется во времени. Из сказанного следует, что найти аномалию в водах сравнительно просто, а оценить и интерпретировать ее значительно труднее.

Изменение гидрогеохимического и гидродинамического режима ореолов и потоков рассеяния наблюдается практически повсюду. Можно наметить три основные схемы-модели формирования и режима гидро­геохимических ореолов:

1) районы с горным рельефом, гумидным климатом и отсутствием многолетней мерзлоты. Для этих районов характерно образование постоянных и временных (в последождевой период) ореолов и потоков рассеяния. Их особенности только что рассмотрены, а схемы их образо­вания представлены на рис. 7 и 8;

2) районы с горным и равнинным рельефом и широким развитием многолетней мерзлоты. Формирование ореолов и потоков рассеяния можно разделить на два этапа –зимний, когда происходит накопление микроэлементов в деятельном слое в результате термодиффузионных процессов, и летний, когда при оттаивании деятельного слоя образуются сами ореолы и потоки (рис. 9, а и б). Наиболее контрастны они весной. Временные ореолы и потоки в последождевой период проявляются весьма слабо;

3) районы преимущественно с равнинным рельефом и аридным климатом. В этих условиях формируются главным образом постоянные ореолы и потоки рассеяния (рис. 9, в). Большое влияние на металлоносность оказывают испарительные процессы (процессы континенталь­ного соленакопления). Поэтому в составе ореолов и потоков рассеяния преобладают те рудные компоненты, которые хорошо мигрируют в ми­нерализованных водах – цинк, медь, молибден, уран и др.

Методы гидрогеохимических поисков. Главными видами исследований, которые применяются при гидрогеохи­мических поисках, являются: гидрогеохимическая съемка, опробование скважин и горных выработок, режимные опробования, опытно-методи­ческие и лабораторные работы.

Площадные гидрогеохимические поиски базируются прежде всего на гидрогеохимической съемке. Масштаб съемки может быть от 1 : 200 000 до 1 : 10 000 в зависимости от детальности и задач исследований. В сеть опробования при съемке включаются естественные выходы подземных вод, поверхностные водотоки, водоемы, колодцы, скважины, горные выработки. Плотность сети опробования зависит от масштаба съемки и сложности ландшафтно-гидрогеохимической обстановки. Требования к методике съемки, расположению точек опробования, отбору проб воды и их анализу изложены в соответствующих инструкциях [18]. Гидрогеохимическая съемка часто сопровождается отбором донных проб (тонко- и мелкозернистой фракции из дна водотоков), биогеохими­ческих проб (растений, мха по специальной методике), литохимических проб (из элювиально-делювиальных отложений, коренных пород). Оп­робование скважин и горных выработок проводится при всех масштабах поисков, особенно их роль возрастает в полузакрытых районах и об­ластях аридного климата, характеризующихся малым числом источни­ков и других водопроявлений. Скважины после прокачки могут быть использованы для изучения вертикальной зональности ореолов, отбирая с помощью пробоотборника воду на анализ через небольшие интервалы (3-5 м). Откачка из скважины дает материал о химическом составе и металлоносности вод в пределах депрессионной воронки.

Интересные данные можно получить при опробовании горных выра­боток. Так, проводя гидрогеохимическое опробование (съемку) штолен, штреков, уклонов, можно получить характеристику рудных и ореольных вод, что позволит более целенаправленно вести поиски на поверхности.

Режимные наблюдения и опробования проводятся для изучения главным образом временных ореолов и потоков. Для этого выбирают такие точки опробования (источник, ручей), которые расположены ниже по склону (течению) и вблизи (несколько десятков метров) от рудного тела или минерализованной зоны. Частота опробования зависит от поставленной задачи (через 1-2 ч, каждые сутки в течение недели после дождя или какой-либо другой режим опробования).

Опытно-методические работы обычно предшествуют гидрогеохими­ческим поискам для обоснования или усовершенствования методики поисков. Эти работы могут продолжаться при поисках в тех случаях, когда проводятся опытно-миграционные исследования (запуски индика­торов в скважины и др.) с целью изучения миграционных параметров и поведения рудных компонентов в подземных водах.

Анализ и концентрирование проб воды могут проводиться как на месте с помощью полевых лабораторий, так и в стационарных условиях. Программа химических исследований воды составляется в зависимости от поисковых задач и материально-технических условий. Важно, чтобы в этой программе предусматривалось изучение распределения в водах тех компонентов, которые определяют рудоносность изучаемой терри­тории.

Интерпретация результатов гидрогеохимических поисков. Обработка материалов гидрогеохимических поисков позволяет устано­вить особенности гидрогеохимии района, оценить природу выявленных аномалий, оконтурить гидрогеохимические ореолы и потоки рассеяния, определить их поисковое значение для выявления рудных тел и зон.

Разбраковка полученных данных начинается со статистической обра­ботки материалов (определения фоно­вых и аномальных содержаний), корреляционного, факторного, кластер­ного и тренд-анализа. Проводятся различного рода расчеты термодина­мических равновесий, форм и состояния миграции вещества, отношений и зависимостей (например, S0₄/M, S0₄/Cl, Zn/M, Cu/Zn и др., где М – минерализация воды). Большое значение имеет графическая обра­ботка материалов: составление графиков зависимостей и режимных наблюдений, диаграмм, карт, профилей. Все это достаточно сложная, трудоемкая и ответственная работа, требующая определенного уровня знаний и опыта.

Наиболее важные решения после проведения гидрогеохимических поисков принимаются по результатам интерпретации обработанных данных: оценке гидрогеохимических аномалий, их связи с рудоносностью, комплексному изучению вторичных литохимических и гидро­геохимических ореолов и потоков рассеяния, определению местоположе­ния рудного тела по гидрогеохимическим данным, решению других поисковых задач. Подробнее с этими вопросами можно познакомиться в специальной литературе [5, 19, 28, 34, 47, и др.].