Роль глубоких минерализованных вод в процессах формирования месторождений полезных ископаемых

Анализу возможной роли глубоких рассолов в формировании различных типов жидких и твердых полезных ископаемых посвящены работы Г.Ю. Валукониса и А.Е. Ходькова, Л.М. Лебедева, Е.А. Баскова, Д.И. Павлова, В.И. Дворова, Р. Н. Валеева, В.И. Смирнова, Н.М. Страхова, Ч. Девидсона, Д. Уайта и других исследователей.

Авторы настоящей работы, исходя из геолого-структурных, гидродинамических, геотермических, гидрогеохимических, палеоги-дрогеологических условий формирования металлоносных рассолов, стремились определить роль последних в локализации различных типов месторождений полезных ископаемых и показать природу их образования и сохранения на конкретных структурах. Для решения этих вопросов необходимо рассмотреть: 1) характер распределения микрокомпонентов в породах; 2) гидрогеохимические факторы накопления микрокомпонентов в породах; 3) литологические и геолого-структурные условия рудообразования. Выявленный механизм рудообразовання для одного из гидрогеологических бассейнов с соленосными отложениями далее рассматривается на других подобных регионах.

Анализ роли металлоносных вод в формировании осадочных полезных ископаемых в горно-складчатых районах и областях активного вулканизма произведен на примере Карпат и Камчатки.

Характер распределения микрокомпонентов в породах. На примере Припятской впадины было показано зональное распределение микроэлементов в водовмещающих породах и охарактеризованы три основных типа их аномальных содержаний в главные эпохи накопления.

В работе В.Е. Бордона приводятся карты-схемы аномалий ванадия, титана, циркония, меди в осадочном чехле Белоруссии. Рассмотрим карту-схему только для аномалий меди, ибо остальные в общих чертах аналогичны ей. Аномалии, как правило, приурочены либо к границам распространения отложений, в которых они обнаружены (см. рис. 46), либо к зонам активизации поперечных глубинных разломов. Именно в этих зонах возможно смешение поступающих из нижнего гидрогеологического этажа напорных хлоридных вод под- и межсолевого комплексов с инфильтрационными водами верхнего гидрогеологического этажа.

Г.И. Морозов, М.А. Рынский и Т.А. Старчик характеризуют поперечные глубинные разломы (Малынско-Симоновичский и Домановичско-Заозерный) как разломы древнего, допалеозойского заложения и развития. Этим глубинным разломам фундамента в платформенном чехле соответствуют зоны резкой активизации тектонических подвижек, особенно на решающем (лебедянско-каменноугольном), а также завершающем (пермско-антропогеновом) этапах развития. Анализ палеоструктурных карт поверхности семилукского горизонта Припятской впадины в начале ливенского, лебедянского и пермского времени позволил этим авторам установить, что структуры, тяготеющие к зонам поперечных глубинных разломов, испытали резкие инверсионные перестройки. Так, например, в пределах Речицко-Вишанской зоны поднятий к началу лебедянского времени Восточно-Дроздовская площадь по кровле семилукского горизонта находилась гипсометрически ниже Борисовской площади на 116 м. К началу же пермского времени Восточно-Дроздовская площадь, наоборот, стала располагаться гипсометрически выше Борисовской на 942 м, т. е. амплитуда обратного перемещения кровли семилукского горизонта за лебедянско-каменноугольный этап составила 1058 м. В настоящее время кровля семилукского горизонта в Восточно-Дроздовской площади залегает на 830 м выше, чем в Борисовской, т. е. на пермско-антропогеновом этапе произошло обратное относительное перемещение рассматриваемых участков на 112 м.

Активизация поперечных глубинных разломов на решающем и завершающем этапах тектонического развития Припятской впадины оказала значительное влияние на распределение нефти, газа и осадочных аномалий. Интенсивные инверсионные перестройки содействовали значительному переформированию и разрушению ранее существовавших газонефтяных залежей и созданию металлоносности осадочного чехла.

Гидрогеохимические факторы накопления микроэлементов в породах. В результате смешения метановых металлоносных хлоридных рассолов под- и межсолевых водоносных комплексов с надсолевыми сероводородными сульфатными водами происходит изменение состава растворимых соединений металлов — распад их хлоридных форм и осаждение в виде сульфидных соединений (MeSnm). Некоторая часть металлов образует труднорастворимые сульфатные соединения, также осаждающиеся в виде соответствующих рудных минералов (MeSO4). При смешении сульфатных и хлоридных вод с гидрокарбонатными и карбонатными карбонатные формы минералов выпадают в осадок (MeCO3).

Таким образом, независимо от состава осадочных месторождений (серные, полиметаллические, целестин-баритовые, марганцевые), все они связаны с длительно функционирующими очагами разгрузки и зонами смешения металлоносных углеводородных хлоридных рассолов кальциевого типа с менее минерализованными сероводородными и азотными сульфатными и гидрокарбонатными водами. Происходящие в связи с этим эволюции солевого и газового состава вод и изменение Eh — pH вызывают соответствующую эволюцию водных форм рудных элементов: от наиболее растворимых хлоридных (MeClm) до менее растворимых сульфатных (MeSO4), гидрокарбонатных (MeHCO3 и др.) и гидроксокомплексных (MeOH и др.) соединений.

Главные носители и концентраторы рудных элементов, какими являются для всех типов месторождений углеводородные хлоридно-кальциевые рассолы, как показано в предшествующих главах, проходят предварительно длительную стадию термометаморфизации под водонепроницаемым экраном глинистых или соленосных образований.

Литохимические и геологоструктурные условия рудообразования. Осадконакопление руд происходило в основном в прибрежных мелководных частях бассейнов, составляющих периферическую часть более крупных акватории. В пределах этих бассейнов в связи с дифференциальными тектоническими движениями возникали локальные депрессии, западины, седимеитационные мульды и разделяющие их поднятия. В понижениях и впадинах для бассейнов возникала застойная обстановка, где накапливалась органика, развивалась бактериальная деятельность. В донных карбонатных илах создавалось сероводородное заражение и резко восстановительная среда, благоприятная для сульфидообразования и осаждения тяжелых металлов: меди, свинца, цинка, серебра и др.

Другим процессом минералообразования является выполнение трещин. Так, например, наиболее интенсивное формирование трещин в меж- и подсолевых отложениях Припятской впадины было связано с главной фазой стадии рифтового грабена. Выполнение трещин весьма разнообразно: кальцит, ангидрит, целестин, барит, доломит, галит, пирит, халцедон, кварц, флюорит и др. Наряду с трещинами, выполненными одним минералом, встречаются трещины полиминерального выполнения. Очень редки трещины, нацело заполненные продуктами деформаций вмещающих пород (глинка трения и т. д.). Последнее, как отмечает А.А. Махнач, говорит о формировании трещин в процессе растяжения и о том, что кристаллизация наиболее раннего минерала трещины во времени практически совпадала с проявлением дислокаций. В ослабленные зоны внедрялись меж- и подсолевые рассолы, где изменялись их физико-химические параметры вследствие падения давления и температуры, смешения с инфильтрационной водой, взаимодействия с вмещающими породами.

Аналогичная направленность в минералообразовании наблюдается и в Афгано-Таджикской впадине. На рубеже позднеюрской и раннемеловой эпох здесь происходило интенсивное поднятие Таджикской депрессии и окружающих ее областей. Большой бассейн, в котором происходило интенсивное накопление хемогенных осадков, сократился в размерах и распался на ряд бассейнов, лежащих в пределах континентальной равнины. В валаижин-нижнеготеривское время здесь происходило накопление пестроцветных и красноцветных терригенных образований значительной мощности. От верхнеготеривского времени до аптского включительно развитие рассматриваемой области протекало в обстановке частой смены континентальных условий лагунными и морскими. Среди пестроцветных и красноцветных терригенных образований встречаются прослои серых и зеленых глин. Новое, более значительное опускание территории началось в альбе.

Имевшее место накопление меди в депрессии связано с трансгрессией моря в карабильское (валанжин-берриас), окузбулакское (нижний апт и верхний баррем) и каракузское (нижний альб и верхний апт) время, причем максимум падает на каракузское время.

Итак, формирование осадочных рудопроявлений меди в Таджикской депрессии происходило в переходное между первым и вторым меловыми подэтапами время. Первый подэтап, охватывающий неокомское и частично аптское время, характеризуется в основном континентальными осадками, сменяемыми впоследствии в южных районах лагунными и прибрежно-морскими образованиями. Второй подэтап, охватывающий время от апта до сенона включительно, характеризуется сменой континентальной седиментации морской. Этот этап отличается усилением прогибания территории в альбекий и нижнетуронский века и пульсирующими колебательными движениями в сеномане, верхнем туроне и сеноне.

Наиболее удобным местом для концентрации медных минералов были зоны формирующихся разломов; Вахшского, Дарваз-Каракульского, Западно-Бабатагского (рис. 47), где активно происходила разгрузка подсолевых (келловей-оксфордских) и внутрнсолевых (киммеридж-титонских) хлоридных рассолов и их смешение с надсолевыми сероводородными сульфатными водами.

Рудопроявления меди располагаются стратиграфически ниже, чем проявления свинца и цинка. Свинцово-цинковое оруденение приурочено к осадкам сеномана и турона, т. е. к этапу пульсирующих колебательных движений, где создается возможность встречи растворенных хлоридных соединений свинца и цинка с гидрокарбонатными водами и последующее их осаждение. А.М. Карпунин и А.С. Заболотнов отмечают, что в разрезе нижнего мела медная минерализация наблюдается во многих литологических разностях пород: конгломератах, песчаниках, алевролитах и глинах, хотя чаще всего она присутствует в песчаниках, содержащих обугленные растительные остатки. Проявления свинца и пинка встречены в темно-бурых глинах и карбонатных породах — известняках и известковистых песчаниках.

Другим не менее интересным в этом отношении районом является Приуральская область. В пределах восточной окраины Русской платформы и частично Предуральского прогиба широко распространены верхнепермские медистые отложения. Проявления стратифицированных медных руд в Приуралье приурочены к различным частям фациального профиля верхнепермских пестроцветных отложений — от континентальных до морских. Большинство проявлений меди располагаются в переходной зоне сочленения морских и континентальных фаций.

Рудопроявления меди в Приуралье сосредоточены в трех тектонических позициях (рис. 48). Местоположение западной группы рудопроявлений трассируется зоной наиболее глубокого и протяженного субмеридионального Удмуртского разлома, который прослежен на 700 км между населенными пунктами Янгель на севере и Кинель на юге. Зона Удмуртского регионального разлома в основном совпадает с линией подземного выклинивания гидрохимических осадков кунгура, где происходит скрытая разгрузка хлоридных рассолов подсолевых и кунгурских внутрисолевых отложений. Северная группа рудопроявлений приурочена к зоне Предуральского меридионального разлома. Наибольшее их число сосредоточено в зоне пересечения Предуральского разлома с субширотным Кировским. Южная группа расположена в зоне сочленения Северного бортового уступа Прикаспийской синеклизы с Предуральским прогибом. Сведения об этих тектонических узлах и закономерностях распространения рассолов приведены выше. Именно здесь создавались наиболее «удобные» условия для разгрузки подсолевых (D3—C1—P1art) и внутрисолевых кунгурских металлоносных рассолов, а в южной части региона — и казанских.

Позднегерцинская фаза тектогенеза выразилась в резком оживлении глыбовой тектоники фундамента платформы, в особенности в возрождении и инверсии древних рифейских и девонских авлакогенов и грабенов. Начиная с поздней перми в связи с активностью Уральской геосинклинальной системы многие авлако-гены и краевые зоны погребенных сводов на востоке платформы интенсивно воздымаются, Особенно это касается Вятской зоны, ставшей в это время границей раздела различных седиментационных бассейнов и превратившейся на новейшем этапе в систему поднятий. Пульсационные напряжения сжатия, которыми охватываются большинство авлакогенов на их завершающей инверсионной стадии развития, приводят к резкому подъему по разломам агрессивных углеводородных рассолов и их инъецированию в инверсионные и приразломные структуры.

Чем мощнее инверсионный процесс, тем больше вероятность формирования месторождения и его поликомпетентность. От числа циклов инверсионных процессов зависит стратиграфический размах рудопроявлений. Данные, приводимые Ю.В. Богдановым и др., о распределении меди и других металлов в Приуральской области, подтверждают вышеизложенное.

Если в Пермско-Вятском Приуралье в базальных нижнеказанских отложениях рудные концентрации отсутствуют и в отдельных горизонтах мощностью в десятки сантиметров кларк концентрации меди составляет 20—30, то в Башкирском Приуралье известны рудные горизонты мощностью в десятки сантиметров с кларком концентрации меди 10—40 (при максимальном значении 160), В Оренбургском Приуралье мощность рудных горизонтов, залегающих в низах нижнеказанских отложений, составляет десятки сантиметров — первые метры с кларком концентрации меди 10—160 (при максимальном значении 180). Вместе с тем в этих осадках по мере приближения к Уралу не только возрастают медные концентрации, но и появляется минерализация свинца, цинка, серебра, кадмия и других металлов. Проявления медной минерализации в Пермской и Камско-Вятской областях тяготеют к континентальным и прибрежно-морским осадкам уфимского и казанского ярусов. В Башкирском Приуралье меденосные горизонты приурочены главным образом к отложениям казанского яруса. Лишь незначительные проявления меди встречены в породах уфимского яруса на севере этой территории и в осадках татарского яруса в ее южной части. В Оренбургско-Актюбинском Приуралье медистые отложения установлены не только в породах казанского яруса, но и в континентальных осадочных образованиях татарского яруса, а также триаса. Далее к югу мелкие проявления меди известны в триасовых осадках в районе горы Большой Богдо, а в Приуралье — в осадочных породах палеогенового возраста.

Разгрузкой рассолов верхнедевонских соленосных отложений Днепровско-Донецкой впадины обусловлены медистые отложения картамышской свиты нижнепермского возраста в пределах Бах-мутской и Кальмиус-Торецкой котловин.

В Прибайкало-Ленском, Присаянском и Приенисейском краевых прогибах Сибирской платформы проявления медной минерализации, приуроченные к верхоленской (эвенкийской) свите среднего — верхнего кембрия и к илгинской (турамской) свите верхнего кембрия, образовались в результате разгрузки нижнекембрийских рассолов Иркутского амфитеатра.

Участие металлоносных рассолов в формировании серных, полиметаллических, ртутных, сурьмяных и других рудопроявлений в предгорных прогибах, горно-складчатых районах и областях активного вулканизма рассмотрено выше на примере Предкарпатского прогиба, Карпат и Камчатки.

Анализ гидрогеологической раскрытости, связи гидротермальных систем с современными и древними вулканическими процессами, геохимических и гидротермических особенностей их формирования, ассоциаций накапливающихся в водной и твердой фазах микрокомпонентов позволил выявить для каждого типа гидротермальной системы наиболее вероятный тип рудообразующего барьера (табл. 56).

Первый фумарольный тип рудообразующей парогазогидротермальной системы генетически и пространственно наиболее тесно связан с современными вулканическими процессами. Накопление рудных минералов (преимущественно галоидных сульфидных, самородных) происходит в виде жерловых образований под экраном слабопроницаемых спекшихся в кратерной части пирокластических продуктов извержений. По данным разбуривания некоторых зарубежных вулканов (Килауза и др.) в разрезе жерловых рудопроявлений отмечается следующая геохимическая зональность. Нижняя зона наиболее высокотемпературных вольфрамовых и медно-молибденовых рудопроявлений сменяется средне- и низкотемпературной зоной полиметаллических рудопроявлений цинка и свинца. Верхняя приповерхностная зона характеризуется преобладанием самородных минералов золота, серебра, ртути и легколетучих галоидов (As, Sb, F, В Br, I). В открытых очагах разгрузки низкотемпературных сернокислых гидросольфатаров осаждаются гидроокислы железа, алюминия, марганца и других тяжелых металлов. У подножия некоторых вулканов при наличии литологического экрана формируются небольшие рудопроявления серного и медного колчедана.

В окаймляющих действующие вулканы депрессиях в толще осадочно-вулканогенных пород сформировались молодые (до 10в4 лет) гидротермальные системы (Паужетская и др.), обогащенные редкими щелочами и другими летучими микрокомпонентами (мышьяк, сурьма, фтор бор и др.). Накопление последних во вмещающих породах происходит в приповерхностной зоне вскипания азотно-углекислых металлоносных термальных вод на паровом барьере под экраном слабопроницаемых лавовых образований. Что же касается редких щелочей, то основным барьером, вызывающим их осаждение из высокотемпературных редкометаллоносных гидротерм, являются наиболее пористые кислые вулканические стекла. Рассеянная минерализация флюорита, самородного золота и серебра приурочена к гидротермально-измененным водовмещающим породам в зоне вскипания и дегазаций перегретых парогидротерм. Большая часть накапливающихся в термальной воде микрокомпонентов соосаждается избирательно с кремнекислотой, сульфатными и карбонатными осадками в зоне дегазации воды и падения ее температуры.

Углекислые субтермальные воды распространены вне зоны влияния современного вулканизма и являются носителями ассоциации всех указанных выше микрокомпонентов, отличаясь от азотно-углекислых гидротерм более высокой концентрацией железа и марганца. Основными типами геохимических барьеров для накапливающихся в них микрокомпонентов являются карбонатно-углекислотный и железисто-марганцевый.

Итак, масштабы и тип оруденения помимо приведенных выше факторов зависят от типа гидротермальной системы и продолжительности функционирования рудообразующих барьеров. Гидротермальная и вулканическая деятельность сопряжена во времени и пространстве только для первых двух типов термальных вод.

На примере анализа распределения свинца в древних вулканогенно-осадочных породах D3—C1 Казахстана можно сопоставить образование рудопроявлений в условиях разгрузки металлоносных вод в различных геологических областях: горно-складчатых, платформенных и активного вулканизма (рис. 49).

Восточная группа рудопроявлений связана здесь с Главным поясом эффузивов, который протягивается от Алтая на северо-востоке до Алатау на юге. На протяжении от франското времени до карбона отмечается постепеный сдвиг очагов вулканической деятельности с северо-запада на юго-восток. В районах Джезказгана и Караганды эффузивная деятельность затухала уже в среднем девоне. В северо-западном Прибалхашье она достигала максимума во франское время и, заметно угасая в фамене, все же не прекращалась в эпоху D3—С1. Далее к востоку она с большей интенсивностью проявилась в верхнем девоне, карбоне и перми. Большинство эффузивных очагов было континентального характера. В целом, образование этой группы древних рудопроявлений происходило примерно так же, как в охарактеризованных выше очагах разгрузки термальных вод областей активного вулканизма.

Рудопроявления же Джезказганского и Атасуйского районов, а также Западного Прибалхашья и района Каратау образовались в результате разгрузки под- и внутрисолевых верхнедевонских хлоридных рассолов Чу-Сарысуйского бассейна при дальнейшем их смешении с надсолевыми сульфатными и гидрокарбонатными водами (рис. 50). Наиболее интенсивно рудообразование происходило в районе Каратау, где инверсионный процесс был максимальным. Здесь же отмечается и большая поликомпонентность рудопроявлений (медные, свинцовые, цинковые и др.).

Горячие рассолы Красного моря и их осадки в депрессиях представляют одну из возможных современных моделей рудообразования. Рассол во впадине Атлантик II имеет температуру 56,5°, соленость 25,6%. Кислород в них отсутствует. Между нормальной морской водой и рассолом образовалась зона «переходной воды» с температурой 44,2° и соленостью 12,3%. Кислород здесь также отсутствует. П. Бривер и Д. Спенсер, изучив химический состав глубоких рассолов и переходных типов вод, установили, что в 44-градусном рассоле впадины Атлантик II 99% железа выпадает из раствора, в то время как в нижнем 56-градусном рассоле железо остается в растворе. Это объясняется тем, что при соприкосновении бескислородных хлоридных кальциево-натриевых металлоносных рассолов с кислородными сульфатно-хлоридными магниево-натриевыми морскими водами железо быстро окисляется или переходит в сульфидную форму и осаждается. Значительное количество цинка, меди, кобальта и свинца также выпадает из этой переходной водной зоны.

В природных осадках впадины Красного моря выделяются слои (фации) железистого монтмориллонита, аморфного гетита, сульфидов, мангансидерита, ангидрита и манганита с содержанием окислов железа до 67%, марганца до 35,5%, цинка до 12%, меди до 4,5%. Месторождение может образовываться лишь при наличии глубоких впадин на дне моря, когда осаждающиеся вещества не рассеиваются по всей площади дна бассейна, а концентрируются в виде одного слоя или многих слоев разной мощности во впадинах, защищенных от размыва волнениями и донными течениями.

Процессы современного минералообразования в пределах Челекенской геотермальной металлоносной системы рассольного типа подробно разобраны Л.М. Лебедевым. Им выявлены минеральные образования, осаждающиеся при разгрузке как отдельных типов рассолов, так и их смесей. Так, при разгрузке хлоридных натриево-кальциевых рассолов со специфическим составом газов, среди которых преобладают азот, водород и углеводороды, происходит осаждение самородных форм металлов. Отложение и накопление самородных свинца и меди в скважинах хорошо согласуется с полученными Л. М. Лебедевым данными по уменьшению концентраций этих металлов в рассолах по мере движения их в стволе скважины из области перфорации к устью. В условиях водоносного горизонта наибольшая разность между содержаниями в рассоле на глубине и на устье отмечается для свинца (36:2,85), а для меди она приблизительно вдвое меньше (7,6:1,28). Соответственно происходит интенсивное отложение свинца, а количества отлагающейся меди несопоставимо малы. Для цинка практически не наблюдается изменений в концентрациях и осажденных форм от зоны перфорации до устья скважины. Даже среди элементов-примесей в самородном свинце цинк, как и кадмий, нехарактерен.

Свинец, отлагающийся в трубах, ассоциирует, как правило, с незначительным количеством карбоната кальция и магния.

В самородном свинце установлены следующие элементы-примеси: мышьяк, серебро, сурьма, молибден, олово.

С сероводородными хлоридными натриево-кальциевыми рассолами на Челекене связано образование различных сульфидов железа. Наиболее распространенным минералом, образующимся в результате разгрузки этих рассолов, является пирит. Он наблюдается в многочисленных источниках Чохрака, Алигул-Куртепинской и Мирзабекской нарушенных зон, а также в каптажных сооружениях скважин. Главной отличительной чертой этих рассолов является их коллоидальная природа. В целом, сероводородсодержащие рассолы могут рассматриваться как смльноразбавленные золи. На выходе из скважин происходит их коагуляция, что обусловливает в конечном счете осаждение аморфного сульфида железа, который при раскристаллизации и последующих преобразованиях переходит в разнообразные сульфиды железа: канзит, макинавит, мельниковит, формируя в заключение единственную стабильную фазу — пирит.

В некоторых промежуточных регулирующих емкостях (чанах) происходит смешение хлоридных натриево-кальциевых рассолов, в газовом составе которых преобладают азот, водород и углеводороды, с сероводородсодержащими рассолами того же солевого состава. В таких случаях осуществляются необходимые условия для образования сульфидов железа и ряда тяжелых металлов: пирита, сфалерита, галенита. В данных условиях отмечают исключительную инертность свинца по сравнению с цинком. Последний почти полностью удаляется из рассолов — концентрации его изменяются от 3,6 (перед смешением) до 0,3 мг/л (область смешения), а содержания свинца в рассолах почти не изменяются: до смешения 4,17 мг/л, в области смешения 3,95 мг/л. В результате сульфиды свинца образуются в ничтожных количествах. Сульфиды меди в этих условиях также не осаждаются.

С разгрузкой хлоридно-гидрокарбонатно-натриевых вод с метано-углекислым газовым составом связано образование современных покровов натечного кальцита и арагонита. В настоящее время образование кальцита происходит в руслах ручьев, вытекающих из озер грязевых вулканов Розовый и Западный Порсугель, в одном из источников урочища Алигул, в стволах скважин, трубопроводах, чанах.

В ряде скважин, вскрывающих наиболее глубокие водоносные горизонты верхнего отдела красноцветной толщи, представленные хлоридными натриево-кальциевыми рассолами и подпитывающиеся по зонам разломов более глубинными сульфатно-натриевыми водами, происходит интенсивное отложение барита. В зоне смешения этих вод в поднятой эксплуатационной колонне длиной 800 м были обнаружены скопления барита в несколько десятков тонн. Максимальное заполнение труб баритом происходило в области перфорации скважины. По направлению к устью скважины мощность баритовых кор уменьшается.

В 1961—1962 гг. в Южной Калифорнии в долине Империал близ оз. Солтон-Си. были вскрыты горячие рассолы. Термальные рассолы района характеризуются высокой минерализацией (до 332 г/л) и относятся к хлоридному калиево-кальциево-натриевому типу. Анализом сопутствующих газов установлено преобладание (до 93%) углекислого газа и метана. Сероводород в газовых пробах отмечается в небольших количествах или отсутствует. Температура рассолов на глубине 5000 футов превышает 300° С. Значения pH колеблются от 4,64 до 5,20. В дренажных трубах, отходящих от скважин, из рассолов отлагается осадок, представленный железистым опалом. В опаловой массе установлены следующие минералы: дигенит, борнит, халькозин, штромейрит, арсенопирит, тетраэдрит, халькопирит и пирит. Преобладающими для осадков в целом являются дигенит и борнит.

Итак, современное, непосредственно наблюдаемое образование минеральных агрегатов из металлоносных рассолов подтверждает выявленные авторами данной работы закономерности рудообразования из рассолов в древних процессах.

Основным отличием в выводах авторов данной работы от большинства предыдущих исследователей этой проблемы является направленность процесса. Большинство исследователей: М.М. Константинов, В.М. Попов, А.М. Карпунин, Ю.В. Богданов и др., А.И. Перельман и др., признавая перенос элементов в растворимой водной форме, считают, что вынос этих элементов идет из пород горной суши, обогащенных ими (месторождения, рудопроявления) с последующим осаждением в мелководном бассейне с сероводородным заражением. Авторы данной работы считают основным компонентом выноса под- и межсолевые хлоридные рассолы (в гидрогеологических бассейнах с соленосными отложениями) и хлоридные термы (в областях четвертичного и современного вулканизма).

Участие именно хлоридных рассолов в рудообразовании признают многие авторы, но трактуют это участие по-разному. Сущность заключений большинства из них сводится к тому, что рассолы получали при тектонической активизации возможность перемещения в пространстве и связанной с ними мобилизации переотложения рудообразующих элементов из окружающих пород.

В.И. Смирнов считает, что только на позднем этапе формирования стратиформных месторождений снабжение металлами осуществлялось циркулирующими на глубине горячими минерализованными водными растворами.

В.Г. Боголепов вовлекает в гидротермальный процесс минерализованные хлоридные воды только верхнего инфильтрационного этажа при инъецировании магмы в наиболее водообильные области разгрузки этих вод.

Формирование рудообразующих растворов происходило, по мнению Е.А. Баскова и Д.И. Павлова, путем взаимодействия хлоридных рассолов с интрузивными и вулканогенными образованиями. Сульфиды тяжелых металлов выпадали в осадок из металлоносных рассолов при смешении их с сероводородными водами.

А.И. Германов использует для образования сероводорода углеводородную составляющую глубоких горизонтов Джезказганского месторождения. За гидротермы на этом месторождении он принимает артезианские воды джезказганской свиты, выщелачивающие рудные элементы из пород.

Ч. Девидсон считает, что пластовые месторождения золота типа Витватерсранда возникли вследствие циркуляции химически активных пластовых подземных вод, выщелачивающих рассеянное золото в начале их пути и фиксировавших его на участках рудообразования.

Л.М. Лебедевым впервые, как было рассмотрено выше, на природной модели Челекенской геотермальной системы рассольного типа изучен характер минералообразования при техногенной разгрузке различных типов рассолов.

Авторами данной работы на различных геоструктурных природных моделях установлены гидрогеохимические барьеры осаждения микроэлементов из металлоносных рассолов. В соленосных бассейнах, где присутствуют углеводородные хлоридные рассолы, повышенные содержания микроэлементов в породах наблюдаются в надсолевых отложениях. Причем, для меди, никеля, ванадия, марганца наилучшими условиями для осаждения является зона смешения подсолевых хлоридных вод с сульфатными, а для редких щелочных элементов, стронция, свинца, цинка — зона смешения хлоридных и сульфатных вод с гидрокарбонатными. Смешение вод происходит в зонах выклинивания меж- и подсолевых толщ и на участках высокоамплитудных региональных разломов.

Природные барьеры, вызывающие осаждение микрокомпонентов из воды, разнообразны. Они могут быть классифицированы на следующие основные типы: гидрогеохимические, физико-химические, гидродинамические, литохимические, структурные (табл. 57).

В свою очередь каждый из этих типов подразделяется нами на ряд подтипов, отражающих физическую или геохимическую сущность барьера. Так, например, большая часть тяжелых халькофильных металлов накапливается в изверженных породах складчатых областей на сероводородно-сульфидном барьере, образуя наиболее распространенные типы сульфидных месторождений. Для многих редких элементов (фтор, бор, рубидий, цезий, бериллий и др.) в этих же геологических условиях главными геохимическими барьерами являлись силикатные и карбонатные.

В осадочных формациях универсальными барьерами для многих микрокомпонентов, независимо от особенностей миграции в водной фазе, являлись глинистые и органогенные барьеры.

Главную роль в длительном сохранении от рассеяния микрокомпонентов в системе «вода—порода» играли литохимические и структурные барьеры, выполнявшие функцию водонепроницаемых экранов. В тех случаях, когда гидрогеохимические барьеры всходили на поверхность или под водопроницаемую толщу пород, процесс накопления микрокомпонентов сменялся рассеянием.