Практическое приложение геохимии (прикладная геохимия) Теоретические представления геохимии используются при решении практических проблем, связанных с минеральным сырьем, здравоохранением, сельским хозяйством, оранной среды. Важнейшими понятиями прикладной геохимии служат «Геохимическое поле», «Геохимическая аномалия», «Геохимические фон». Их определения приводится по А.П Соловову. Геохимическое поле – пространство, характеризуемое количественными содержаниями химических элементов. Среднее содержание химического элемента в пределах геохимический однородной системы представляют собой геохимический фон данной системы (участка). Область фоновых содержаний нередко именуется нормальным геохимическим полем. Геохимическая аномалия представляют собой область содержание химического элемента или численных значение других геохимических показателей (рH) на заданном уровне, отличающихся от геохимического фона. Аномалии могут быть глобальными, региональными, локальными и точечными. К геохимическом аномалиям принадлежат и рудные месторождения. Различают положительные (выше фона) и отрицательные (ниже фона) аномалии. Наиболее разработано применение геохимии при поисках полезных ископаемых. Соответствующий раздел геохимии оформился в самостоятельную прикладную науку. Геохимические методы поисков полезных ископаемых. В результате концентрация элементов образуются месторождения полезных ископаемых. Та часть поля концентрации, в которое содержание элементов достигает величин, допускающих их эксплуатацию, называется рудным телом или залежью полезного ископаемого, а само вещество с кондиционным содержанием элемента – рудой. Остальная часть поля концентрации именуется первичным геохимическим ореолом месторождения. Он, следовательно, образовался одновременно с рудным телом и в результате тех же процессов. Реже для первичного ореола характерны пониженные, по сравнению с рудовмещающими породами, содержания рудных и сопутствующих элементов. Граница между рудным телом и первичным ореолом месторождения определяется требованиями промышленности. Под влиянием гипергенных процессов рудные тела и первичные ореолы подвергаются выветриванию и денудации. В результате почва, кора выветривания, континентальные отложения вблизи месторождения обогащаются рудными элементами и их спутниками. При выщелачивании руд и ореолов элементы поступают в поверхностные подземные воды. Растения также накапливают рудные элементы, повышается их содержание и в животных. Так возникает поле повышенной концентрации элементов в ландшафте, образующее вторичный ореол рассеяния. По среде проявления различают вторичные ореолы в почвах и породах – литохимические , в водах- гидрогеохимические, атмосфере- атмохимические и организмах- биогеохимические. Размеры вторичных ореолов достигают сотен и тысяч метров. Содержание индикаторных элементов в литохимических ореолах может лишь не значительно отличатся от их содержания во вмещающих породах, причем искомые элементы в подавляющем большинстве случаев находятся в не минеральной форме. Определяя содержание химических элементов в горных породах, во всех компонентах ландшафта- почвах, рыхлых отложениях, водах, растениях, атмосфере, можно обнаружить первичные или вторичные ореол, а по нему и само месторождение. Подобные методы поисков и получили наименование геохимических. По объекту опробования они разделяются на четыре основных вида:  Литохимические  Гидрогеохимические  Биогеохимические  Атмохимические Наибольшее распространение получили литохимические поиски, основанные на исследовании закономерностей распределения химических элементов в горных породах и почвах. Использование геохимии при прогнозировании, разведке и эксплуатации месторождений. Одна из важнейших практических задач всех геологических наук состоит в выборе района для поисков месторождений в ответе на вопрос, где искать. Эта задача решается комплексом методов, существенный вклад в ее решение вносит и геохимия с помощью геохимических критериев оруденения. Они весьма разнообразны и будут освещены в последующих разделах. Практическое значение геохимии для прогнозирования месторождений полезных ископаемых особенно подчеркивал А.Е Ферсман. Это была первая область практического приложения геохимии. Геохимические идеи и методы используются также при разведке и эксплуатации месторождений. В ряде случаев они открывают принципиально новые возможности производства. Геохимия и здравоохранения Здоровье человека во многом определяется содержанием химических элементов в окружающей среде- почве, воде, атмосфере, продуктах питания. Существуют оптимальные содержания, нарушение которых приводит к заболеваниям. Так, при недостатке йода в ландшафте или пище развивается эндемический зоб, при дефицита фтора в питьевой воде – кариес зубов, при избытке фтора- флюороз, при избытке молибдена в воде – подагра и т.д. Задача геохимии состоит в изучении законов распределения химических элементов в ландшафтах и, таким образом, в предоставлении медицине исходных данных для выяснения причин заболеваний, разработки их профилактики и методов лечения. Геохимия и сельское хозяйство. Многие болезни культурных растений и домашних животных также связаны с дефицитом или избытком химических элементов в окружающей среде. Известны болезни животных также связаны с дефицитом или избытком химических элементов в окружающей среде. Известны болезни животных и растений, обязанные дефициту или избытку кальция, меди, кобальта, бора, свинца, селена и других элементов. Как и люди, домашние животный болеют эндемическом зобом, кариесом и флюорозом. Геохимический исследования актуальны в мелиорации, при применении удобрений и минеральной подкормки животных, при решении других вопросов сельского хозяйства. Геохимия и химическая технология. Изучая законы распределения химических элементов в горных породах и минералах, геохимия изыскивает новые источники сырья для промышленности. Так, с помощью геохимических методов были установлены источники рения (молибденовые руды), гафния (цирконы), кадмия и индия (полиметаллические руды). Выявляя ассоциацию элементов, характерную для определённого типа руд, геохимик фиксирует внимание технолога на их комплексном составе, на необходимости извлечения всех компонентов. Зная природные процессы образования и разрушения месторождений, геохимик может наметить и наиболее рациональные пути извлечения элементов из руд. Геохимия и окружающей среды. Человеческое общество стало большой геохимической силой, которую по мощности и суммарному эффекту вполне можно сопоставить с самыми грандиозными силами природы. Добыча полезных ископаемых, сжигание нефти, газа, угля, выплавка металлов из руд, экспорт, импорт развитие земледелия и животноводства, урбанизация оказывают настолько сильное влияние на миграцию химических элементов, что возникает необходимость в выделении особой категории геохимических процессов- техногенной миграции. В последние годы изучение техногенной миграции приобрело очень большое значение в связи с проблемой предотвращения загрязнения окружающей среды. ФАКТОРЫ МИГРАЦИИ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ Термин "миграция", т.е. "передвижение" элементов был предложен А.Е.Ферсманом в 1923 г и прочно прижился в геологической литературе. Выделяются механический и физико-химический типы миграции. Механический широко развит в Космосе (Галактики, звезды, планеты и др.). На Земле механический тип миграции отражает глобальные перемещения континентально-океанических плит при конвекции литосферы, движение магматических расплавов, вулканических лав, океанических течений, перемещений атмосферы, речной сток, движение ледников, денудацию континентов, дегазацию Земли и др. В геологии имеет большое значение водно-ледниковый тип миграции: например, Русская платформа в значительной степени покрыта моренными отложениями и водно-ледниковыми суглинками, принесенными из Скандинавии. Реки ежегодно несут в мировой океан вместе с 39.000км3 воды еще10км3 грунта, что ведет к необратимому уничтожению континентов. Лишь горообразовательные процессы (внутренняя энергия Земли) не дают Океану занять всю поверхность планеты. Широко распространены эоловые отложения. К ним относятся движущиеся пески Сахары и лессы Средней Азии и Китая, распространенные на миллионах км2 и имеющие мощность до 200 м. Предполагается, что лессы перенесены ветром с севера, из Сибири. Размыв мягких лессовых толщ рекой Хуанхэ превращает прибрежные воды Желтого моря в жидкий грязевой раствор. Механическая миграция сопровождается концентрацией полезных ископаемых в россыпях. Концентрируются золото, платина, олово, титан (ильменит и рутил), редкоземельные элементы (монацит), цирконий (циркон), а также драгоценные минералы (алмаз, рубин, сапфир, янтарь и др.). Значительно более сложный характер имеет физико-химическая миграция, поскольку она является результатом взаимодействия многих факторов. Выделяются внутренние и внешние факторы физико-химической миграции. К внутренним относятся индивидуальные свойства атомов и ионов: строение атомов и их электронных оболочек, энергетические свойства ионов, способность к изоморфизму, радиоактивность и др. Внешние факторы: температура, давление, концентрация ионов, степень ионизации растворов, концентрация водородных ионов (кислотность- щелочность), окислительно-восстановительный потенциал, наличие сорбционных и коллоидных систем, влияние биосферы и др. ЭВОЛЮЦИЯ СИЛИКАТНОГО РАСПЛАВА отражает снижение растворимости различных компонентов при понижении температуры. Первыми из магмы кристаллизуются высокотемпературные и низкокремнистые силикаты магния (оливин, ромбический пироксен); поэтому дифференциация идет в направлении накопления в в остаточном расплаве (или поздних выплавках) кремнезема и щелочных элементов. Рудный процесс на магматической стадии связан с ликвацией: разделением расплава на силикатный и хромитовый или силикатный и сульфидный расплавы. В ультраосновных породах ликвация проявляется в выделении залежей хромовой руды в форме хромшпинелидов, совместно с платиноидами, где ведущую роль играют платина, иридий, осмий. В габбро-норитах, особенно при контаминации серой сульфатных толщ из вмещающих осадочных пород, выделяется масса сульфидного расплава с высоким содержанием халькофильных элементов, в числе которых - медь, никель, кобальт, а также платиноиды с преобладанием палладия с платиной, рутением, родием. ГРАНИТНЫЕ ПЕГМАТИТЫ связаны с процессом концентрации при температуре около 700°С в остаточном расплаве гранитных массивов редких элементов с аномально большими (К, Rb, Cs) или малыми (Be, В, Li) ионами в сочетании с TR, Y, Zr, Hf, Та, Nb т.е. с элементами, изоморфная растворимость которых в главных породообразующих минералах гранитоидов крайне мала. Кислая среда гранитных пегматитов способствует кристаллизации собственных минералов бериллия, тантала-ниобия, лития, цезия. Возникновение пегматитовых жил возможно лишь при образовании трещин внутри массивов или в их экзоконтактной зоне. Трещины возникают за счет напряжений в твердых породах, остывших до 700°С, при уменьшении их объема при остывании, а также при тектонических подвижках. Заполнение трещин остаточным расплавом связано с тем, что трещины являются зонами вакуумирования. Поскольку давление флюидов внутри массива достигает 3-5 килобар, а температура превышает 400°С, водный флюид является надкритическим. Градиент давлений в данном случае очень велик и трещины заполняются мгновенно, "всасывая" из застывающего расплава высокоподвижные компоненты - Н2О, СО2, Сl, F и низкоплавкий остаточный расплав, обогащенный летучими элементами (В, Р), щелочами (К, Nа, Li, Rb, Сs), редкими металлами (Ве, Zr, Нf, ТR,Y, Nb, Та). При образовании мусковитовых пегматитов, приуроченных к гнейсовым толщам, значительную роль играли летучие - СО2, Н2О, F, обусловившие повышенную кислотность флюида, перекристаллизацию первичных минералов, гидролиз микроклина и кристаллизацию слюд. Пегматитовые поля приурочены к высокотемпературным структурам хрупких и пластических деформаций вмещающих пород, где проявлены сдвиги, растяжение, отслаивание, особенно часто проявленные в складчатых гнейсовых толщах. ЩЕЛОЧНЫЕ СИЕНИТ-ПЕГМАТИТЫ генетически связаны с сиенитами и нефелиновыми сиенитами; т-ра их кристаллизации - около 600°С. В них концентрируются практически тех же редкие элементы, что и в гранитных пегматитах, однако высокая щелочность остаточного расплава заметно меняет минералогический состав, поскольку амфотерные элементы (Аl, Ве, Тi, Zr и др.) проявляют свои анионные свойства и занимают позицию кремния. Цезий, литий, рубидий в щелочных пегматитах обычно не образуют собственные минералы, а рассеиваются в слюдах, амфиболах, астрофиллите и др.; титан и цирконий входят в составы титано- цирконосиликатов, таких как эвдиалит, ловенит и др.; бериллий входит в состав нефелина, замещая кремний и образует редкие минералы, например, чкаловит Nа2(ВеSi2О6), где бериллий полностью входит в анионную группу. Редкоземельные элементы цериевой группы, ниобий, торий и уран в значительных количествах концентрируются в лопарите, иногда образуя крупные рудные залежи (Ловозерский массив), а кальций, фосфор и редкие земли - в составе мощных залежей апатита (Хибинский массив). ГЕОХИМИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО ПРОЦЕССА. Для геохимии гидротерм особенно важны условия физико-химического переноса элементов в ионном состоянии, т.е. в растворе, а также факторы, влияющие на осаждение компонентов из раствора. Именно таким путем образуется подавляющее количество пневматолито-гидротермальных месторождений полезных ископаемых в интервале температур от 600°С и ниже. Источником тепловой энергии при гидротермальном процессе являются, главным образом, крупные интрузии гранитоидной магмы; поэтому большинство гидротермально- пневматолитовых месторождений расположено в мощном многокилометровом тепловом ореоле батолитов, нередко скрытых на глубине (не выявленных эрозионными процессами), что осложняет выявление генетической связи оруденения с интрузиями. Проведение глубинной геофизической съемки (гравитационной и магнитометрической) в сочетании с глубоким бурением свидетельствует о том, что рудные объекты различных типов неизменно проектируются на контуры глубинных батолитовых массивов. Эта закономерность характерна для крупных золото-серебряных и уран-вольфрамовых месторождений районов Мурунтау и Бельтау-Кураминского вулкано-плутонического пояса в Средней Азии, для золоторудного месторождения Сухой лог на Патомском нагорье в Восточной Сибири и др. (рис.7). Для реализации рудного процесса в тепловом поле батолитов необходимо наличие разломов, создающих зоны пониженного давления, где происходит концентрация водно-газовых флюидов, выщелачивающих, переносящих и вновь отлагающих рудные компоненты. Таким образом, тектоника в экзоконтактах массивов решает "проблему пространства" - создает локальные участки пониженного давления, куда "всасываются" рудоконцентрирующие флюиды из застывающих интрузивов и активизированных нагревом вмещающих пород. В 1961 г А.И.Перельман предложил получивший широкое распространение термин "геохимический барьер". Под геохимическим барьером понимают область, где в относительно коротком интервале пространства-времени резко уменьшается миграционная способность элементов. Выделяют многочисленные типы геохимических барьеров, из них важнейшими являются барьеры окислительный, восстановительный, щелочной, кислотный. Эксперименты показали, что силикатный расплав растворяет до 4% (по весу) воды, а также многие летучие элементы. Непосредственные наблюдения вулканологов показывают, что при охлаждении и кристаллизации лавы различного состава выделяется огромное количество флюидов. Очень важно, что высокотемпературные флюиды обычно носят кислотный характер. Например, на Аляске в долине "Девять тысяч дымов" в 1919 году выделилось с парами воды 1,25 млн.т НСl и 0,2 млн.т НF. Анализы газов, сопровождавших извержение андезито-базальтов Толбачинского вулкана (Камчатка), показали, что конденсирование летучих в докритической области воды (Т=350°С, Р=250 бар) привело к формированию водного раствора с резко кислой реакцией (рН=1,2), восстановительными свойствами (Еh =-0,7), при содержании в растворе (в молях): 2,3 Н2СО3; 0,6 NН4ОН; 0,2 НСl, 0,07 Н2SО4; 0,04 НF. Критические точки для чистой воды – 374°С и 220 бар. Это означает, что при температуре выше 400°С и на глубине более 2,5 км вода представлена преимущественно надкритическим флюидом. Роль надкритического водного флюида с его высокой растворяющей способностью особенно велика вблизи контактов с крупными магматическими телами. Именно здесь возникают гидротермально-пневматолитовые метасоматиты - грейзены и скарны. Собственно гидротермальные растворы устойчивы при более низкой температуре и давлении меньше 220 бар, т.е. на глубине менее 2,5 км и температуре ниже 400°С, часто на значительном удалении от интрузий. Фазовый переход из надкритического состояния в жидкость сопровождается изменением растворимости рудных компонентов и, видимо, падением давления за счет увеличения плотности водного раствора по сравнению с надкритическим флюидом. Кислотный характер высокотемпературного флюида и рудоносных растворов определяется в значительной мере обилием летучих кислотообразующих элементов. В результате бесчисленные рудные месторождения разного возраста, на разных континентах в главных чертах очень сходны. Это значит, что в природе действует единый и простой механизм рудообразования. В гидротермально-пневматолитовом процессе такой механизм, по нашему мнению, включает ТРИ ГЛАВНЫХ ВОЛНЫ КИСЛОТНОСТИ, причем роль каждой из них заключается в активизации и переносе в ионном состоянии собственно рудных компонентов. Отложение рудных минералов происходит при снижении растворяющей способности кислых растворов в процессе их НЕЙТРАЛИЗАЦИИ И ОЩЕЛАЧИВАНИЯ. Первая высокотемпературная волна кислотности проявляется обычно в экзоконтакте интрузивов и определяется активностью высокодиссоциированных, высокоактивных и поэтому "короткоживущих" кислот, где ведущую роль играют хлор, фтор, бор, фосфор в форме НСl, НF, Н3РО4, НBF4 (тетрафтороборная кислота, еще более активная, чем плавиковая). Нейтрализация первой волны кислотности за счет ее взаимодействия с карбонатыми или глинистыми породами сопровождается ощелачиванием и осаждением рудных компонентов из раствора. При этом возникают характерные высокотемпературные метасоматиты - рудоносные скарны и грейзены. Вторая волна кислотности в значительной мере определяется высокой концентрацией СО2 и Н2S, "долгоживущих" кислот с низкой степенью диссоциации, активность которых относительно низка и увеличивается при температуре ниже 300°С. С нейтрализацией и резким ощелачиванием растворов второй волны кислотности связано образование среднетемпературных метасоматитов - высококалиевых фаций вторичных кварцитов. Третья - поздняя и низкотемпературная волна кислотности наиболее характерна для вулканических областей; она связана с окислением сероводорода в близповерхностных условиях и появлением активной серной кислоты, превращающей туфо-лавы в монокварцитовые и кварц-алунитовые метасоматиты. Отражением процессов нейтрализации кислот ПЕРВОЙ ВОЛНЫ КИСЛОТНОСТИ является возникновение в экзоконтактах гранитоидных интрузивов высокотемпературных метасоматитов - скарнов и грейзенов, в которых резко повышена концентрация фтора за счет таких минералов, как топаз, слюды, апатит, флюорит. Бор входит в состав турмалина, людвигита (борат железа), боратов магния и кальция. Фосфор входит в состав апатита. Нейтрализация раствора сопровождается увеличением активности щелочей, что находит отражение в высокотемпературной альбитизации (в слабокислой среде) и калишпатизации (в щелочной среде). Следует подчеркнуть, что наиболее важным кислотообразующим элементом является хлор, однако это - "элемент-призрак", о его былой роли и высокой концентрации можно судить преимущественно по составу газово- жидких включений, содержащих рассолы NaCl и КСl. Иногда о присутствии хлора свидетельствует состав таких хлорсодержащих минералов скарнов и грейзенов, как хлорапатит, амфиболы (дашкесанит), слюды, скаполит. Роль хлора - в том, что хлориды почти всех металлов являются высокорастворимыми соединениями. Поэтому практически все рудные компоненты в той или иной степени переносятся в виде хлоридов или комплексных соединений с хлором. В рудопереносе и рудоотложении значительна также роль Н2S; характерно обилие СО2. Однако при высокой температуре (более 300°С) СО2 инертна, поскольку не растворяется в воде, не влияет на кислотность растворов и поэтому ее геохимическая роль в первой волне кислотности незначительна. Скарны возникают на контакте кабонатных (высокощелочных) пород с гранитоидами, для которых характерна высокая концентрация SiО2 и кислотного флюида. В результате возникают скарны, которые можно рассматривать, как реакционные зоны взаимной нейтрализации флюидов. Разность концентраций ионов Са-Мg в карбонатах и Si-Al в магматических породах ведет к встречной диффузии ионов, уравниванию их концентраций. Возникает гибридная порода - скарн, где характерными минералами являются диопсид, гроссуляр, флогопит, апатит, скаполит, кальцит. Щелочная среда карбонатных пород - мощный геохимический барьер для многочисленных элементов, переносящихся в кислых растворах. Типичное оруденение, связанное со скарнами - магнетитовые, полиметаллические (медно-свинцово-цинковые), вольфрамовые (шеелит) руды. Известны также бороносные скарны (с людвигитом и другими боратами), бериллоносные (с гельвином). Грейзены следует рассматривать, как зоны кислотного выщелачивания при взаимодействии кислотных флюидов гранитоидов с вмещающими глинистыми породами, где высока концентрация кремнезема, глинозема, щелочей. Нейтрализация кислых флюидов идет за счет выноса щелочей и щелочноземельных элементов; остаются кремнезем и глинозем. В итоге возникает характерная ассоциация минералов, отражающая особенности анионного состава привнесенных флюидов первой волны кислотности (хлор, фтор, бор, фосфор) и "нерастворимого остатка": кварц, топаз, флюорит, турмалин, апатит, циннвальдит (литиево-железистая слюда). Типичное оруденение грейзенов - оловянно-вольфрамовое (касситерит- вольфрамит), с бериллием и редкоземельными элементами. Гидротермальные жилы. Источник руд W, Mo, Sn, Bi, Ni, Co, Cu, Zn, Pb, U, Au, Ag, Sb, Hg, As, Ba. Собственно гидротермальный процесс начинается при температуре ниже 400°С и давлении ниже 220 бар. Высокотемпературные гидротермалиты, судя по ассоциациям таких минералов, как топаз, флюорит, турмалин, мусковит, апатит и др. еще содержат диссоциированные кислоты, но при температуре ниже 300°С в качестве главного носителя кислотности выступает СО2. Об этом свидетельствует высокая концентрация углекислоты в газово-жидких включениях. Нейтрализация кислотных растворов сопровождается образованием так называемых "пропилитов" или "вторичных кварцитов", т.е. метасоматитов, закономерно меняющихся по составу с глубиной и характерных для вмещающих пород гидротермальных месторождений. Вертикальная зональность метасоматитов отражает эволюцию гидротермального раствора от кислого до высокощелочного, причем главным индикатором увеличения щелочности является накопление калия в составе гидротермального микроклина - адуляра. Соответственно, глубинные низкокалиевые эпидот-хлорит-альбитовые метасоматиты, сопровождающие редкометалльную минерализацию литофильного типа (олово, вольфрам, бериллий и др.) сменяются с приближением к поверхности все более высококалиевыми кварц-гидрослюдистыми, кварц-серицитовыми, кварц- серицит-адуляровыми метасоматитами, сопровождающими халькофильное оруденение (золото, молибден и др.) (рис.28). Наблюдения в кальдере "Узон" (Камчатка"), в современных гидротермалитах Новой Зеландии и других районов показывают, что адуляр возникает лишь в резко щелочном растворе при рН более 8. Очевидно, что масса халькофильных рудных металлов переносится в растворенном виде в кислых растворах и выпадает на сероводородном барьере при нейтрализации кислых гидротерм - за счет выделения углекислоты из раствора при понижении давления. Таким образом, в качестве "диспетчера" рудоотложения выступает давление, контролирующее концентрацию СО2 в растворе; в свою очередь, концентрация СО2 определяет рН растворов, состав околорудных метасоматитов и появление рудных зон (рис. 27) с радиоактивной специализацией по калию (с золотом, серебром и другими халькофилами) или по торию (с оловом, редкими металлами и другими литофилами). Рис. 1. Оруденение с Au-Ag в черных сланцах: в серицитовых метасоматитах накапливается K (без Th) и появляется К-РГС. Мурунтау (Средняя Азия). Анализы жильного кварца с золото-серебряных месторождений Северо- Востока РФ и Кураминского хребта (Узбекистан), сформированных в интервале 170-300°С, показали, что высокое содержание СО2 характерно для безрудного кварца в краевых частях жил и составляет здесь до 5 моль/кг, т.е. более 200 г СО2 на 1 кг рудообразующего раствора. Концентрация углекислоты сохраняет кислотность рудоносных растворов, несмотря на высокое содержание в растворе натрия и калия. Кислый раствор способствует сохранению растворимых соединений золота в форме HAuCl3(OH), где Au3+ и HAuCl2, где Au+. Возможно присутствие в гидротермах также хорошо растворимых двойных солей золота типа 3(K,Na)2S Au2S, устойчивых в кислых сероводородных растворах при рН меньше 5 и в температурном интервале 170-250°С. При снижении давления взрывообразно выделяется СО2, ощелачивается богатый натрием и калием рудоносный раствор, распадаются комплексные хлоридно-сульфидные соединения и золото восстанавливается до самородного металла, а серебро и другие рудные металлы отлагаются в виде сульфидов на сероводородном барьере. Этот процесс находит отражение в изменении состава газово-жидких включений в кварце центральных частей жил, где идет отложение золота и аргентита (акантита) (Аg2S). Жидкие включения в кварце в тесном срастании с золотом и серебром не содержат углекислоту, но зато здесь резко повышена концентрация щелочей, возможно, даже в форме КОН, NaOH, LiOH. Эти данные свидетельствуют о том, что перенос золота и серебра и отложение безрудного кварца происходили в кислой среде, а кристаллизация золота и аргентита шла из резко щелочных растворов, потерявших кислотность при уходе СО2. В зоне рудоотложения из гидротермальных растворов взрывообразно выделяется огромное количество углекислоты. По нашим подсчетам, при формировании крупного золоторудного месторождения с запасами около 200 тонн золота, вскипающие со взрывом растворы выбрасывают до миллиона тонн СО2, сжатого при давлении 700 - 1000 бар и занимающей в нормальных условиях объем до Рис. 2. Вертикальная зональность метасоматитов золото-серебряных м-ний Охотско-Чукотского и Бельтау- Кураминского вулканоплутонический поясов. K, Au, Ag накапливаются в зоне ощелачивания кислых рудных растворов при потере CO2. Th выносится в надрудные зоны алунитизации 0,5км3. Для сравнения отметим, что "взрывающаяся" при откупоривании бутылка с шампанским выбрасывает лишь 10 г СО2, растворенного в вине давлением 5-7 бар. Учитывая степень сжатия СО2 в гидротермальных растворах, этот газ можно рассматривать, как взрывчатое вещество, сходное по работоспособности с черным порохом. Подземные взрывы, сопровождающие выделение СО2 из растворов при понижении давления, создают зоны брекчирования и трещиноватости, которые геологи нередко объясняют тектоническими процессами. В действительности именно углекислота в значительной мере формирует структуры рудного поля, т.е. трещиноватые области пониженного давления, заполняемые рудоносными растворами и кварцевыми жилами. Состав газово-жидких включений свидетельствует, что рудоперенос на большинстве гидротермальных месторождений обусловлен ВТОРОЙ ВОЛНОЙ КИСЛОТНОСТИ, связанной с высокой концентрацией СО2, достигающей сотен г/кг раствора. Ощелачивание раствора, распад при этом устойчивых в кислой среде комплексных хлоридно-гидросульфидных соединений Мо, Bi, Au, Ag, Cu и рудоотложение происходят при потере СО2 и сопровождаются возникновением калиевых кварц-серицит-калишпатовых щелочных метасоматитов. ТРЕТЬЯ ВОЛНА КИСЛОТНОСТИ связана с окислением Н2S при смешении гидротерм с кислород-содержащими поверхностными водами и возникновением Н2SO4. Из кислых растворов при 120-150°С выделяются киноварь, реальгар, аурипигмент. На сульфатном геохимическом барьере отлагается барит. Нейтрализация "отработанного" гидротермального раствора сопровождается возникновением близповерхностных алунитовых и монокварцитовых метасоматитов. В водном сульфате алуните связываются калий и алюминий вмещающих пород. Монокварцитовые метасоматиты возникают за счет окремнения известняков или выносе из окружающих пород всех элементов, кроме кремния. Энергия гидротерм также расходуется на окатывание ранних генераций минералов, создавая глубинные конгломератовые текстуры, описанные нами на золоторудных месторождениях Средней Азии (рис.27) и особенно четко проявленные в кварц-пиритовых галечниках гигантского золото-уранового месторождения Витватерсранд, где добыта половина всего золота Земли (Портнов, 1980, 1997). Представление о глубинном происхождении золото-урановых руд Витватерсранда позволяет объяснить многочисленные загадки и парадоксы этого типа месторождений. Глубинные конгломераты, свидетельствующие о "подземных реках" и мощных конвекционных гидротермальных потоках, наблюдаются также на колчеданных и флюоритовых месторождениях. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПОИСКИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ Фонд месторождений полезных ископаемых, которые выходят на поверхность Земли и могут быть обнаружены пешеходными геологическими маршрутами, практически исчерпан. Однако глубинные рудные зоны трассируются на поверхности геохимическими аномалиями – повышенными концентрациями таких элементов, как медь, цинк, свинец, золото, серебро, олово, уран и др. О рудоперспективной ситуации свидетельствуют также элементы, сопровождающие рудные залежи, например, калий, ртуть, радон, озон, гелий и др. Аномалии выявляются при геохимическом опробовании коренных или рыхлых пород по профилям или по речной сети. Иногда аномальными являются высокие или низкие содержания жизненно важных элементов, как фтор, йод и др. Аномалии могут быть в зависимости от их размера глобальными, региональными, локальными, точечными. Целью геохимических поисков рудных месторождений обычно является обнаружение локальных геохимических аномалий, под которыми понимают отклонения от фона (нормы) геохимической системы в большую или меньшую сторону. Коэффициент аномальности (Ка) определяется по формуле: Ка=Со/Сф, где Со – концентрация элемента в геохимическом ореоле; Сф – фоновое содержание элемента. Величина фона сильно меняется в зависимости от геологического строения исследуемой площади. На участках с относительно равномерным распределением элементов для статистически представительного определения фона достаточно 100 проб. В глобальном смысле фон для элементов определяется его кларком. При поисковых работах под аномалией обычно понимают тройное превышение над фоном. «Рудное тело» является понятием экономическим, и поэтому его контуры могут меняться в довольно широких пределах. В отличие от рудных тел, геохимические ореолы существуют, как зоны повышенной концентрации (относительно фона) рудных или сопровождающих их элементов. Выделяются первичные и вторичные геохимические ореолы. Первичные ореолы возникают одновременно с рудоотложением, вторичные – за счет более позднего (гипергенного или эпигенетического) рассеяния элементов рудных залежей при их окислении или выветривании. Различают литохимические ореолы в почвах и породах, гидрохимические – в водах, атмохимические (газовые) – в атмосфере и подземном воздухе, биогеохимические – в растениях и организмах. Наиболее распространены литохимические поиски, основанные на изучении распространения элементов в горных породах, рыхлых речных отложениях, почвах. Обычно опробование проводится по сети профилей, расстояние между которыми зависит от масштаба поисковых работ. Например, при поисках по вторичным ореолам в масштабе 1:50.000 разбивается сеть параллельных профилей через 500 м, на каждом профиле через каждые 50 м отбирается образец почвы из закопушки глубиной около 10 см. При поисках по первичным ореолам по той же схеме отбираются коренные породы. В зонах минерализации количество проб увеличивается. Отобранные пробы анализируются полуколичественным спектральным анализом на 15-20 элементов. Для отдельных элементов составляют карты изоконцентрат, а обработка данных с помощью математической статистики выделяет рудные (или элементные) геохимические аномалии. Геохимические съемки проводят в различных масштабах – от 1:200.000 (региональные) до 1:5.000 (разведочные). Массовое опробование пород на десятки элементов создает большие информационные массивы, при обработке которых, во избежание «информационного хаоса», рекомендуется предварительное проведение парного корреляционного анализа между элементами. При этом элементы с высокой положительной корреляцией объединяются и проводится построение карт изолиний так называемых «аддитивных» и «мультипликативных» ореолов. Например, при опробовании рудоперспективного участка выявлена, во- первых, высокая положительная корреляция между содержаниями меди, цинка, свинца и, во вторых, между оловом, вольфрамом, молибденом и бериллием. Для построения аддитивных ореолов производится сложение концентраций положительно коррелирующих элементов: (Cu+Zn+Pb) и (Sn+W+Mo+Be). Для построения мультиликативных ореолов концентрации соответствующих элементов перемножаются. Состав геохимических ореолов и их количественные соотношения отражают глубинность рудных залежей. В вертикальных геохимических разрезах часто проявляется зональность рудоотложения, роль которой при поисковых работах одним из первых отметил американский геолог В.Эммонс. Вертикальная зональность проявляется также и на современном эрозионном уровне: в результате месторождения различных руд располагаются на разных расстояниях от интрузивных массивов. В обобщенном варианте геохимическая зональность выглядит следующим образом (снизу вверх или по направлению от контакта с интрузией): Be – Sn – TR - W – Mo – Co – Ni – Bi – U - As-1 (арсенопирит) – Au-1 – Cu – Zn – Pb – Au-П –Ag – Sb - Ba – As-2 (реальгар-аурипигмент) - Hg. При этом высокотемпературные приконтактовые гидротермально-пневматолитовые ассоциации элементов в грейзенах и скарнах сменяются среднетемпературными типично гидротермальными ассоциациями, удаленными от интрузивов на расстояние до нескольких километров и завершаются ассоциациями низкотемпературных гидротерм, для которых пространственная связь с интрузиями часто остается неясной. Гидрогеохимические ореолы выявляются при анализе водотоков заметно повышенными концентрациями литофильных и особенно халькофильных рудных металлов, сульфат-иона, а также калия (для близповерхностных золотосеребряных месторождений). При подготовке проб ионы металлов, в том числе золото, серебро, олово, бериллий и др. сорбируются из воды отобранных проб особо чистым активированным углем, а затем подвергаются спектральному анализу. Атмохимические ореолы выявляются при опробовании газа из скважин или подпочвенного воздуха на радон, ртуть, озон, гелий. Например, радоновая съемка эффективна при разведке урановых или редкометалльных месторождений, сопровождаемых повышенной концентрацией урана и тория, а также при оконтуривании циркон-монацитовых россыпей. Биогеохимические ореолы над рудными залежами неизменно выявляются при спектральном анализе отобранных по профилям и предварительно озоленных (превращенных в золу) растений. Поскольку корневая система растений иногда уходит на десятки метров в глубину, растения накапливают элементы, находящиеся под мощными слоями наносов и песка, особенно в пустынях. Ртутометрическая съемка. При поисках золота используется также измерение концентрации ртути в пробах породы. Этот вид поиска основан на высокой сорбционной способности золота по отношению к ртути. Анализ может указывать на присутствие золота даже в том случае, когда оно находится в форме микронных включений в лимоните, сульфидах и жильных минералах типа кварца и кальцита. Сорбированная (амальгамированная) ртуть выделяется из самородного золота (и серебра) при температуре около 200°С, тогда как из кристаллической решетки сульфидов ртуть освобождается при более высокой температуре в интервале 400-600°С. Поэтому низкотемпературное выделение ртути из пробы – индикатор присутствия золота (рис.30). Концентрация ртути в пробах положительно коррелирует с содержанием золота. При опробовании пород или мономинеральных фракций превышение кларка (10-6%) или фоновых содержаний ртути в 8-10 раз указывает на возможное присутствие тонкодисперсного золота, выявление которого обычными методами затруднительно. Поскольку для Рис. 3. Зависимость концентрации ртути в пробе от содержания золота анализа требуется малая навеска (менее 0,1 г), а сам анализ занимает несколько минут, то ртутометрия весьма эффективна при полевых работах, вдали от стационарных лабораторий (рис.29). Шлихогеохимическая съемка. Основана на спектральном анализе различных фракций шлихов или мономинеральных проб. В магнитной, электромагнитной и тяжелой фракциях накапливаются различные минералы, содержащие рудные элементы. В магнитной фракции обычен магнетит. Присутствие в магнетите повышенных содержаний магния, титана, ванадия указывает на вынос минерала из основных пород. Другой магнитный минерал – маггемит (Y-Fe2O3), красная магнитная окись железа со структурой шпинели. Присутствие в шлихах маггемита указывает на прокаливание красноцветных (лимонитовых) кор выветривания при таежных пожарах или при возникновении астроблем. В частности, обширное заражение водотоков Восточной Сибири маггемитом, замещающим лимонит, по нашему мнению, связано с возникновением гигантской Попигайской астроблемы (диаметр 130 км), возникшей 35 млн. лет назад. Лимонит обычно относят к немагнитной фракции, но прокаливание его в шлихе даже на костре превращает лимонит в маггемит и позволяет легко отделить с помощью магнита. Анализ «омагниченной» мономинеральной лимонитовой фракции интересен тем, что в ней могут концентрироваться элементы из окисленных рудных зон: золото, серебро, медь, цинк, свинец и др. Рис. 4. Температуры выделения ртути из самородных металлов (А), сульфидов (Б), золотосодержащих сульфидов (В), золотосодержащей породы (Г) Поисковый интерес представляет также электромагнитная фракция, когда в ней присутствуют такие темноцветные минералы, как биотит и турмалин. Анализы показывают, что в рудных зонах эти минералы заметно накапливают олово, вольфрам, ниобий (вероятно, в форме микровключений рудных минералов). Люминесцентно-геохимический анализ результативен при изучении тяжелой немагнитной фракции, где среди фотолюминесцирующих (ФЛ) минералов преобладают циркон и апатит. Здесь также могут встретиться алмазы с разнообразной по цвету ФЛ. ФЛ позволяет различить типы цирконов по присутствию желтой ФЛ разной интенсивности вплоть до отсутствия ФЛ в измененных и метамиктных разновидностях. Отметим, что наиболее ярко ФЛ проявлена у цирконов из кимберлитов (рис.31). Для апатитов из гранитоидов характерна желтая ФЛ Мn2+. В апатитах из кимберлитов, карбонатитов и нефелиновых сиенитов обычна голубая ФЛ, связанная с наличием Eu2+. Присутствие апатитов с голубой ФЛ может служить индикатором «короткого сноса» при поиске кимберлитов, поскольку апатит – минерал мягкий, химически неустойчивый и поэтому он, в отличие от пиропа и ильменита с их огромными ореолами рассеяния, не сохраняется в многочисленных «промежуточных коллекторах» Сибирской платформы. Голубая ФЛ Еu2+ установлена также в олигоклазах мусковитовых пегматитов Карелии и может служить индикатором их слюдоносности. Аэрогаммаспектрометрическая съемка является дистанционным геохимическим видом поиска, поскольку позволяет быстро и с высокой степенью точности определять в поверхностном слое почвы или коренных Рис. 5. Шлихогеохимия: выявленные в районе аэромагнитных аномалий (1) шлиховые ореолы апатита с ФЛ Eu2+ (2) повышают их рудоперспективность. Тиманский район. пород энергию гамма-излучения, связанного с распадом калия, тория и урана.Соотношения этих элементов позволяют экспрессно оценивать рудоперспективность больших территорий и выявлять месторождения литофильных (U, TR, Nb, Zr, Sn) и халькофильных (Au, Ag, Mo, Cu, Bi) элементов по методике, описанной выше.