Гидрогеохимия зоны гипергенеза алтае-саянской складчатой области

На правах рукописи

Дутова Екатерина Матвеевна ГИДРОГЕОХИМИЯ ЗОНЫ ГИПЕРГЕНЕЗА АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ Специальность 25.00.07.- Гидрогеология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Томск – 2005

Работа выполнена в Томском политехническом университете

Научный консультант: доктор геолого - минералогических наук, профессор Степан Львович Шварцев

Официальные оппоненты:

доктор геолого - минералогических наук, профессор Борис Иосифович Писарский доктор химических наук, профессор Борис Николаевич Рыженко доктор геолого - минералогических наук, профессор Лазарь Сигизмундович Табаксблат

Ведущая организация: Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ

Защита состоится " 17 " октября 2005 г. в 11 часов на заседании диссертационного совета Д 212.269.03 при Томском политехническом уни верситете по адресу: 634034, г.Томск, проспект Ленина, 30, корп. 1, ауд. 210.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Томского политех нического университета.

Автореферат разослан "" сентября 2005 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, к.г.-м.н. О.Г. Савичев

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследований. Приповерхностная часть земной коры, в которой протекают низкотемпературные геологические процессы и которая академиком А.Е.Ферсманом была определена понятием “зона гипергенеза”, все более привлекает внимание исследователей самого широкого профиля. Практически все процессы в ней протекают с участием подземных вод, которые, являясь активной составляющей гео логической среды, участвуют в преобразовании, миграции и концентрировании веще ства и, преобразуясь сами, служат носителями информации, необходимой для приня тия тех или иных научных и инженерных решений. С их участием происходит разру шение существующих и формирование новых месторождений полезных ископаемых.

Именно в этой зоне формируются пресные и слабоминерализованные воды, исполь зуемые для водоснабжения и являющиеся стратегическим сырьем – важнейшим пи щевым продуктом, обеспечивающим существования человека. Вместе с тем, зона ги пергенеза - это активно эксплуатируемая, легко уязвимая и наиболее подверженная техногенному воздействию часть геологических недр, от состояния которой в значи тельной мере зависит экологическая безопасность территории.

Учитывая уникальную значимость подземных вод зоны гипергенеза, представ ляется чрезвычайно актуальным и важным изучение их химического состава и проис ходящих с их участием процессов. Эти вопросы относятся к сфере интересов гидро геохимии зоны гипергенеза – активно развивающегося научного направления, совре менные подходы которого базируются на идеях о равновесно-неравновесном характе ре, самоорганизации и стадийности эволюционных преобразований в системе вода – порода. Развитие этих научных представлений и расширение возможностей компью терного моделирования создают новую методологическую основу для выявления за кономерностей и механизмов формирования гипергенных продуктов (состава воды и минеральных новообразований) и количественной оценки геологической деятельно сти подземных вод. В рамках этой проблемы, входящей в число приоритетных на правлений науки, и определена постановка данной работы, а Алтае-Саянский регион и прилегающие территории Западной Сибири выбраны в качестве объекта исследова ний как представляющие особый интерес с позиций разнообразия природных ланд шафтно-климатических и геолого-структурных условий.

Цель исследований. Установить особенности геохимии и формирования соста ва подземных вод зоны гипергенеза Алтае-Саянской складчатой области и ее плат форменного обрамления на количественном уровне с использованием современных методов обработки информации и приемов физико-химического моделирования.

Задачи исследований:

1. Выявить закономерности изменчивости химического состава подземных вод на региональном и локальном уровнях в природных и природно-техногенных услови ях.

2. Установить формы миграции основных макро и микроэлементов в различных типах подземных вод.

3. Оценить характер и степень равновесия подземных вод с широким спектром минералов (алюмосиликатов, карбонатов, сульфатов, хлоридов, оксидов и гидрокси дов).

4. Установить минеральный состав образующейся вторичной твердой фазы и из менчивость содержаний химических элементов в водах в ходе эволюции системы "вода–порода", оценить масштабы гипергенных преобразований.

5. Выявить закономерности формирования парагенезисов современных гипер генных образований (геохимических типов подземных вод и ассоциаций минералов равновесной вторичной твердой фазы) и оценить возможное воздействие на них неко торых факторов техногенеза.

6. Оценить роль подземных вод в мобилизации и концентрировании рудогенных элементов в зоне гипергенеза (на примере золота).

Исходные материалы и методы исследований. Решение поставленных задач основано на результатах многолетних, начиная с 1978 г., исследований, выполняв шихся в рамках инициативной, хоздоговорной и госбюджетной (по заданиям Миноб разования РФ, конкурсам грантов и проектам научно-исследовательских программ различного уровня) тематики научно-исследовательских работ Томского политехни ческого университета, Томского государственного архитектурно-строительного уни верситета и Томского филиала Института геологии нефти и газа СО РАН, в которых автор принимал непосредственное участие. Под руководством и при непосредствен ном участии автора в ряде золоторудных районов Салаира, Кузнецкого Алатау и Вос точного Саяна на площади 3000 км2 проведены гидрогеохимические съемки и гидро геохимические исследования в горных выработках, опробовано порядка 4 тысяч во допроявлений. Изучались макро- и микрокомпонентный, газовый, органический, мик робиологический, изотопный состав вод и вещественный состав природных и при родно-техногенных вторичных минеральных новообразований.

В работе использованы опубликованные источники, а также фондовые мате риалы геологических организаций, в т.ч. базы данных гидрогеологической информа ции Томской, Кемеровской, Новосибирской областей, Красноярского края, Республи ки Хакасия и Республики Алтай, любезно предоставленные автору для использования в научных целях.

Методологически исследования базируются на фундаментальных законах тер модинамики и физической химии, положениях о причинно-следственных связях ве дущих природных факторов и параметров химического состава подземных вод, со временных научных представлениях об эволюции системы "вода-порода".

Для хранения, обобщения и обработки информации и картографических по строений использовались методы математической статистики и ГИС технологий, реа лизованные в пакетах программ EXCEL, Statistica, Surfer, MapInfo, ArcView, приемы морфоструктурно-гидрогеологического анализа, а также физико-химические расчеты и моделирование с использованием пакетов программ Селектор-С и HG32.

Исследования состава подземных вод и твердых минеральных фаз выполнены с применением современных сертифицированных аналитических методов в лаборато риях и аналитических центрах ТПУ, ТГАСУ, ТГУ, СНИИГГиМС, ОИГГиМ СО РАН, геологических организаций региона.

Защищаемые положения:

1. Основные закономерности распространения, миграции, геохимии подземных вод и формирования гипергенных продуктов определяются ландшафтными и гипсометри ческими условиями, типами гидрогеологических структур, составом водовмещающих пород и интенсивностью водообмена. С физико-химических позиций, совокупное влияние этих факторов определяет режимы взаимодействий в системе “вода-порода” и их продолжительность. Закономерная изменчивость состава подземных вод про слеживается как на региональном, так и на локальном уровнях, а характеристики гид родинамического и гидрогеохимического полей поддаются функциональному описа нию через параметры рельефа и количественные оценки других природных факторов.

2. Неотъемлемой частью формирования химического состава подземных вод яв ляется вторичное гидрогенное минералообразование. Минералы равновесной вторич ной фазы выводят из подземных вод элементы, лимитируя уровень их накопления в водах. Подземные воды региона неравновесны с первичными алюмосиликатными ми нералами и равновесны со многими вторичными алюмосиликатными, гидроокисны ми, силикатными, карбонатными и сульфатными минералами. Спектр минералов рав новесной вторичной фазы расширяется по мере эволюции системы вода – порода и степени преобразования породы, а в природных условиях от гольцовых, горно луговых ландшафтов и ландшафтов заболоченной средней тайги к горно-таежным, лесостепным и степным ландшафтам.

3. Парагенетические ассоциации современных гипергенных продуктов (геохи мических типов вод и ассоциаций минералов равновесной твердой фазы, формирую щихся в единстве) подчиняются вертикальной и широтной зональности распростра нения. Эволюционные преобразования геохимических типов вод, характеризующиеся переходом от HCO3-Ca, (SО4-HCO3-Ca-Mg) к HCO3-Na и к SО4-Mg, SО4-Са, SО4- Na, Cl-Na составам, происходят благодаря последовательному накоплению в них типооп ределяющих элементов с повышенной растворимостью их соединений и присущи во дам любого генезиса (природного, природно-техногенного, техногенного). Вторичное гидрогенное минералообразование может протекать как с резкими перепадами, так и без существенных изменений или стабилизацией содержания химических элементов в растворе. Отсутствие резких изменений в содержании минералообразующих химиче ских компонентов наиболее характерно для элементов – комплексообразователей.

4. Рудогенные элементы на определенном этапе развития системы вода–порода, достигая минералообразующих величин, способны формировать собственные вто ричные минералы даже из фоновых вод. Масштабы концентрирования элементов за висят от минералообразующей способности и количества вод, участвующих в мине ралообразовании, и длительности процесса. Применительно к золоту, химически наи более инертному элементу, при наличии его крупных самородных выделений в гипо генных источниках геологическая роль подземных вод сводится к разрушению мине ралов– носителей золота, а гипогенные золотины становятся центрами минералообра зования для его гидрогенной составляющей.

Научная новизна работы.

1. Показана роль вторичного минералообразования в формировании химическо го состава подземных вод.

2. Впервые для региона проведено физико-химическое моделирование взаимо действия подземных вод с различными типами горных пород и показана эффектив ность его использования для решения обратных задач при оценке геологической дея тельности подземных вод.

3. Установлен минералогический состав современных минеральных новообразо ваний, равновесных с подземными водами, выявлены закономерности их формирова ния и распространения с учетом влияния пространственно-временных факторов.

4. Определены парагенезисы современных гипергенных продуктов и установле на их пространственная приуроченность.

5. Количественно оценены масштабы гипергенных преобразований первичных горных пород и современного вторичного минералообразования в системе "вода– порода".

6. Разработаны принципиально новые подходы к оценке гидрогеохимического фона рудогенных элементов, базирующиеся на количественной оценке процессов, происходящих в системе "вода – порода".

7. Доказана возможность и оценены масштабы формирования низкотемператур ной гидрогенной составляющей золотоносных россыпей.

Практическая значимость работы и реализация результатов исследований.

Результаты исследований могут быть использованы при поисках и разведке ме сторождений рудных полезных ископаемых, обосновании выбора и анализе экологи ческого состояния источников водоснабжения, при изучении процессов вторичного минералообразования, совершенствовании системы мониторинга, планировании и реализации мероприятий по рациональному использованию и охране подземных вод.

Разработанные способы и приемы обработки и анализа гидрогеохимической инфор мации позволяют более обоснованно оценивать перспективы региона на оруденение, в том числе и золотое, оценивать ресурсы предполагаемых рудных объектов, в том числе по результатам единичных наблюдений, прогнозировать изменение состава подземных вод при техногенном воздействии.

Результаты исследований вошли в отчеты по госбюджетным, хоздоговорным и инициативным темам научно-исследовательских работ Проблемной гидрогеохими ческой лаборатории и кафедры гидрогеологии, инженерной геологии и гидрогеоэко логии ТПУ, кафедры водоснабжения и водоотведения ТГАСУ, используются Регио нальным агентством по недропользованию по Сибирскому федеральному округу, Территориальным агентством по недропользованию по Республике Хакасия, ФГУП "Новосибирскгеология", и другими организациями. Материалы исследований ис пользуются в учебном процессе в Томском политехническом университете.

Апробация работы.

Основные положения работы обсуждались на Международных симпозиумах по методам прикладной геохимии (Иркутск, 1981, 1994;

Орлеан, 1987;

Москва, 1997), XXVII Конгрессе Международной ассоциации гидрогеологов (Ноттингем, 1999), Международном симпозиуме по фундаментальным и прикладным проблемам охраны окружающей среды (Томск, 1995), Международной конференции по технике и тех нологии очистки и контроля качества воды (Томск, 1999), IV Международном сим позиуме «Наука и технология» (Ульсанский университет, Корея, 2000), Междуна родной научно-технической конференции «Горно-геологическое образование в Си бири. 100 лет на службе науки и производства» (Томск, 2001), Международной кон ференции «Научные основы сохранения водосборных бассейнов» (Улан Уде –Улан Батор, 2004), Международной конференции, посвященной 75-летнему юбилею гид рогеохимии (Томск, 2004), I и II Всесоюзных совещаниях по физико-химическому моделированию в геохимии и петрологии (Иркутск, 1980, 1988), Всесоюзном сове щании по геохимии ландшафтов (Новороссийск, 1986), Региональном совещании по геохимическим методам поисков (Челябинск, 1981), III и IV Всесоюзных совещаниях по геохимическим методам поисков МПИ (Самарканд, 1982;

Ужгород, 1988), Всесо юзном и Всероссийском гидрогеохимических совещаниях (Томск, 1986, 1993), Все союзном и Всероссийских совещаниях по подземным водам (Иркутск-Южно Сахалинск, 1988;

Тюмень, 1997;

Красноярск, 2003), Всесоюзном симпозиуме по изо топам в гидросфере (Каунас, 1990), Всероссийской научно-практической конферен ции по геоэкологическому картированию (Москва, 1998), Всеуральском совещании по рациональному использованию и охране подземных вод (Свердловск, 1989), Ре гиональных совещаниях по современным проблемам гидрогеологии и гидрогеохи мии Сибири (Томск, 1996) и актуальным вопросам геологии и географии Сибири (Томск, 1998), региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Се веро-Востока Сибири (Томск, 2000), конференциях «Геология и минерально сырьевые ресурсы Западно-Сибирской плиты и ее складчатого обрамления» (Тю мень, 1982, 1983, 1985, 1987), научном семинаре по минералогии техногенеза (Ми асс, 2000), юбилейных конференциях, посвященных 100-летию М.А.Усова (Томск, 1983) и П.А.Удодова (Томск, 2003), научной конференции «Природные ресурсы За байкалья и проблемы природопользования» (Чита, 2001), научно-практической кон ференции «Проблемы и перспективы развития минерально-сырьевого комплекса и производительных сил Томской области» (Томск, 2004), научно-практической кон ференции «Основные водохозяйственные проблемы и пути их решения» (Томск, 2005), научно-технических советах ПГО «Новосибирскгеология», «Запсибзолото», Территориального агентства по недропользованию по Республике Хакасия, научных семинарах проблемной гидрогеохимической лаборатории и кафедры гидрогеологии, инженерной геологии и гидрогеоэкологии ТПУ.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 76 научных работ, в том числе 5 коллективных монографий и 10 статей в журналах, включенных в перечень ВАК.

Структура и объемы работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения. Объем работы 380 страниц текста, включающего 115 таблиц, 120 рисун ков и 351 наименование библиографических источников.

В процессе исследований автор работы обращался за советами и консультация ми к докторам наук М.Б.Букаты, И.К.Карпову, А.Ф.Коробейникову, Е.А.Пономареву, Н.М.Рассказову, Л.П.Рихванову, Г.М.Рогову, кандидатам наук В.К.Бернатонису, Л.А.Казьмину, Д.С.Покровскому, К.В.Чудненко. Многие вопросы обсуждались в разное время с коллегами по совместной работе В.Я.Бычковым, И.В.Вологдиной, В.Г.Ворошиловым, Р.Ф.Зарубиной, Ю.Г.Копыловой, К.И. и К.К.Кузевановыми, З.В.Лосевой, А.А.Лукиным, Н.Г.Наливайко, А.К.Полиенко, А.Я.Пшеничкиным, А.С.Тайлашевым Н.А.Трифоновой, А.Д.Фатеевым, Е.В. и Е.И.Черняевыми. Огром ную поддержку и помощь в проведении работ и сборе фактического материала автор получила от сотрудников производственных организаций Э.И.Большакова, А.А.Булатова, И.П.Васильева, О.А.Влащенко, В.М.Елисеева, Г.А.Жульминой, О.А.Журбиной, П.А.Зейба, В.Г.Иванова, А.А.Калашниковой, А.И.Казеннова, В.Е.Кац, А.C.Кривошеева, А.И.Ламинского, В.М.Людвига, В.А.Льготина, Ю.В.Макушина, В.С.Медникова, В.А.Мельниковой, В.Д.Мисюка, А.И.Неволько, В.В.Нечаева, Г.Л.Плевако, В.Г.Свиридова, А.С.Скогоревой, Г.П.Тарасова, Т.А.Фадиной.

Указанным лицам, а также сотрудникам Проблемной гидрогеохимической ла боратории и кафедры гидрогеологии, инженерной геологии и гидрогеоэкологии ТПУ, студентам, участвовавшим в полевых экспедициях и обработке гидрогеохими ческой информации, автор выражает искреннюю благодарность.

Автор благодарен доктору геолого-минералогических, профессору П.С.Чубику, оказавшему активное содействие в организации завершения данной работы и особую признательность выражает доктору геолого-минералогических наук, профессору С.Л.Шварцеву - учителю и консультанту, определившему основную направленность научных исследований.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

1. СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ ПРОБЛЕМЫ Истоки исследований по изучению зоны гипергенеза в целом и наиболее актив ной ее части - подземных вод связаны с идеями академика В.И. Вернадского, опреде ляющую роль которого в этом отношении многократно подчеркивали его современ ники, ученики и последователи. Теоретическая база гидрогеохимии зоны гипергенеза создавалась как гидрогеологами, в том числе зачастую прямо не связанными с изуче нием гидрогеохимических проблем верхней гидродинамической зоны, так и предста вителями других наук. Огромный вклад в становлении и развитие этого направления внесли П.Б.Бартон, А.А.Бродский, Ю.Ю.Бугельский, Р.М.Гаррелс, А.И.Германов, И.И.Гинзбург, М.А.Глазовская, Г.А.Голева, В.В.Добровольский, Дж.Дривер, И.К.Зайцев, В.П.Зверев, Г.Н.Каменский, И.К.Карпов, С.А.Кашик, У.Д.Келлер, В.А.Кирюхин, В.А.Ковда, Б.А.Колотов, А.И.Коротков, С.Р.Крайнов, Ч.Л.Крайст, А.К.Лисицин, И.С.Ломоносов, К.И.Лукашев, Ф.А.Макаренко, Г.А.Максимович, Л.А.Матвеева, В.М.Матусевич, A.M.Овчинников, Т.Пачес, Ж.Педро, А.И.Перельман, Е.В.Пиннекер, Б.И.Писарский, К.Е.Питьева, Б.Б.Полынов, Е.В.Посохов, Н.М.Рассказов, Г.М.Рогов, Б.Н.Рыженко, Ф.П.Саваренский, Л.С.Табаксблат, И.Тарди, Н.И.Толстихин, Ф.И.Тютюнова, П.А.Удодов, А.Е.Ферсман, Х.К.Хелгесон, И.Д.Хем, С.Л.Шварцев, В.М.Швец, А.В.Щербаков и многие другие.

Благодаря работам этих и многих других исследователей были разработаны фундаментальные теоретические положения о механизмах и факторах формирования химического состава подземных вод, введены понятия о подвижности, коэффициен тах, классах водной миграции химических элементов и о геохимических барьерах, сформированы представления о вертикальной поясной и широтной гидрогеохимиче ской зональностях, выделены провинции нормируемых химических элементов, про ведены обобщения по химическому составу подземных вод зоны гипергенеза, систе матизированы данные и получены средние (кларковые) содержания широкого ряда химических элементов в подземных водах основных ландшафтных зон земного шара, выполнены оценки геологической роли подземных вод и определены скорости хими ческого выветривания горных пород в различных климатических зонах, развиты фун даментальные представления о системе “вода–порода” и ее способности к самоэво люции и самоорганизации, внедрены в геологические исследования методы матема тики, термодинамики и физико-химии, разработаны многочисленные программы для моделирования на ЭВМ разнообразных геохимических процессов.

Современные представления о системе "вода-порода" и методы химической термодинамики, в том числе компьютерного моделирования, создавая новую методо логическую основу, способствующую более глубокому пониманию физико химических процессов, происходящих в подземной гидросфере, открывают огромные перспективы для дальнейших исследований и углубления знаний. Это касается, преж де всего, изучения гипергенных процессов и формирования гипергенных продуктов (геохимических типов воды и ассоциаций минералов равновесной вторичной твердой фазы) как единого целого, оценки закономерностей распространенности парагенези сов современных гипергенных продуктов в зависимости от конкретных геолого ландшафтных условий. Сюда относятся и вопросы механизмов, масштабов накопле ния и форм миграции химических элементов в водах, оценки характера и степени равновесности вод с широким спектром минералов (алюмосиликатов, силикатов, кар бонатов, сульфатов, хлоридов, окислов и гидроокислов).

Гидрогеологические и гидрогеохимические исследования непосредственно Ал тае-Саянской складчатой области и прилегающих территорий Западной Сибири про водились как производственными геологическими, так и научными организациями и охватывают почти столетний период. Их результаты отражены в многочисленных от четах, статьях, монографиях и диссертациях Ю.Н.Акуленко, В.Я.Бычкова, Б.А.Ворот никова, Е.М.Дутовой, Н.А.Ермашовой, А.Н.Запольского, В.Г.Иванова, В.П.Карловой, Ю.Г.Копыловой, Е.С.Коробейниковой, А.А.Кошевого, К.И.Кузеванова, В.С.Кусковс кого, М.И.Кучина, З.В.Лосевой, А.А.Лукина, В.М.Людвига, Ю.В.Макушина, В.М.Матусевича, А.Д.Назарова, А.Ю.Озерского, Ю.С.Парилова, Г.А.Плевако, Г.Л.Плевако, Д.С.Покровского, Е.А.Пономарева, О.В.Постниковой, В.К.Попова, Н.А.Рослякова, Н.М.Рассказова, Г.М.Рогова, Ж.Н.Савиной, Ю.К.Смоленцева, А.Д.Фатеева, П.А.Удодова, Л.Л.Шабынина, С.Л.Шварцева и других.

Большая роль в исследованиях региона принадлежит кафедре гидрогеологии и Проблемной гидрогеохимической лаборатории Томского политехнического универ ситета, работы которых были начаты еще в 50-ые годы и продолжаются в настоящее время. Результаты этих исследований позвололили установить закономерности из менчивости состава вод отдельных территорий и рудных объектов, а при разработке теоретических положений гидрогеохимии зоны гипергенеза, были обобщены проф.

С.Л. Шварцевым, в результате чего были получены средние значения содержаний компонентов химического состава вод в пределах отдельных структур, ландшафтных зон горной части Алтае-Саянской складчатой области и рассмотрены вопросы равно весия вод с карбонатными и алюмосиликатными минералами.

Данная работа является продолжением исследований в рамках этого научного направления. Появившиеся в настоящее время дополнительные данные и новая мето дическая основа, в т.ч. с использованием современных компьютерных технологий, позволяют на новом уровне подойти и к анализу накопленного материала и ответить на ряд вопросов, важных для решения возникающих на современном этапе гидрогео логических и экологических проблем региона.

2. ГЕОХИМИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД Алтае-Саянская складчатая область, занимающая обширные пространства юга Средней Сибири, представляет собой систему эродированных горных хребтов (Запад ный и Восточный Саяны, Алтай, Кузнецкий Алатау и др.), между которыми располага ются межгорные впадины (Тувинская, Рыбинская, Кузнецкая, Минусинская и другие).

В пределах горных хребтов преобладает среднегорный тип рельефа с абсолют ными высотами 1000 - 2000 м и лишь в их осевых частях развиты участки высокогор ного рельефа. Низкогорный рельеф и всхолмленные возвышенности характерны для предгорий Алтая, Саян, Кузнецкого Алатау, структур Салаира и Колывань-Томской складчатой зоны. Межгорные впадины с преимущественно равнинным и пологохол мистым рельефом располагаются на высотах от 125 - 150 м (Рыбинская впадина) до 1000-1200 м (Алтайские впадины).

В тесной связи с типами рельефа находятся ландшафтные зоны. Субальпийские луга и горные тундры приурочены к высокогорьям и среднегорьям и занимают около 20 % площади региона. Зона таежных лесов распространена на средне- и низкогорных территориях и в пределах предгорий. Подтаежные леса занимают периферийные час ти межгорных котловин, а степные и лесостепные ландшафты развиты как в межгор ных котловинах, так и на значительной части предгорий и среднегорий.

Горные массивы характеризуются избыточным увлажнением и повышенными значениями модуля подземного стока (3-6 л/с*км2), межгорным впадинам присуще недостаточное увлажнение и модули подземного стока порядка 0,1-0,5 л/с*км2.

Горные сооружения сложены интенсивно метаморфизованными, осадочными и вулканогенными породами архея и протерозоя, нижнего и среднего палеозоя, которые собраны в сильно сжатые, местами опрокинутые складки, разбиты многочисленными разломами и прорваны интрузиями разного состава. Межгорные впадины выполнены палеозойскими и отчасти мезозойскими породами, собранными в относительно поло гие складки и перекрытыми кайнозойскими отложениями.

В гидрогеологическом отношении горно-складчатые сооружения обладают чер тами массивов трещинных вод, а межгорные впадины - артезианских бассейнов. По роды в различной степени консолидированы и характеризуются преимущественным распространением трещинных, трещинно-карстовых, трещинно-жильных и пластово трещинных подземных вод, приуроченных, главным образом, к зоне экзогенной тре щиноватости, имеющей региональное распространение.

Гипсометрические условия и соответствующая высотная зональность характе ристик стока и интенсивности водообмена в совокупности с особенностями тектони ческого и литолого-фациального строения предопределяют облик геохимии подзем ных вод (рис. 1).

Подземные воды, формирующиеся в высокогорных условиях горно-луговых ландшафтов, имеют среднюю минерализацию порядка 100 мг/л, гидрокарбонатный натриево-магниево-кальциевый состав и низкие концентрации микрокомпонентов, а также слабокислый характер среды вне карбонатных пород и нейтральный или сла бощелочной - в пределах развития карбонатных разностей.

Западно-Сибирская плита Алтае-Саянская складчатая область Рис. 1. Распределение минерализации подземных вод зоны гипергенеза региона 1-2 -Алтае-Саянская складчатая область: 1- горноскладчатые сооружения;

2- межгорные и пред горные впадины;

3-Западно-Сибирская плита;

4- изоминеры и их значения, мг/л;

5- границы гео логических структур В условиях таежной зоны формируются околонейтральные и слабощелочные воды преимущественно гидрокарбонатного магниево-кальциевого состава с относи тельно более высокой минерализацией.

В условиях открытой степи межгорных впадин, несмотря на то, что состав вод в подавляющей массе по типу остается гидрокарбонатным, а минерализация не превы шает, в среднем, 1 г/дм3, зачастую появляются солоноватые воды пестрого ионно солевого состава (гидрокарбонатные натриевые, хлоридно-гидрокарбонатные каль циевого-натриевые, сульфатно-гидрокарбонатные натриево-кальциевые, хлоридно сульфатно-гидрокарбонатные кальциевого-натриевые и даже сульфатные натриевые, хлоридные натриевые).

Исследования по оценке средних (кларковых) содержаний компонентов химиче ского состава подземных вод, начатые С.Л. Шварцевым, были продолжены нами. В частности, расчет средних значений с учетом соотношения площадей ландшафтов горных сооружений и межгорных впадин позволил впервые получить их значения для подземных вод межгорных впадин и уточнить – для Алтае-Саянской складчатой об ласти в целом (табл. 1).

При смене ландшафтных условий от горных тундр и альпийских лугов (высоко горье) через умеренно влажную таежную и лесную зоны (среднегорья и низкогорья) до лесостепных ландшафтов предгорий и, наконец, типичных степей межгорных впа дин, происходит увеличение общей минерализации подземных вод и содержаний большей части химических элементов. Рост содержаний отдельных компонентов хи мического состава далеко не всегда пропорционален росту минерализации и ланд шафтной последовательности, в целом. Специфику поведения некоторых из них от ражает рис. 2, на котором распределение компонентов химического состава подзем ных вод показано как в абсолютных, так и в относительных величинах. За единицы сравнения для получения последних, приняты соответствующие характеристики ком понентов химического состава вод гольцовых и горно-луговых ландшафтов, отра жающие начальные стадии формирования подземных вод. Представление материала в относительных единицах позволяет сравнивать элементы друг с другом и выявить характер их поведения во временной последовательности. В частности, выделяются химические компоненты, которые накапливаются в растворе весьма интенсивно. Сте пень накопления сульфат-иона в степных ландшафтах по сравнению с гольцовыми составляет десятки (21 - 48) раз. Такая активность накопления сульфатов обязана как процессам континентального засоления, так и разрушению сульфидов, источником которых являются многочисленные рудопроявления, весьма распространенные в дан ном регионе. Высокая степень концентрирования (7- 12 раз) характерна также для на трия и хлор-иона. В целом, интенсивность накопления подвижных компонентов со поставима с ростом минерализации в подземных водах гольцовых и таежных ланд шафтов и значительно обгоняет ее в водах степных территорий.

Менее активно в водах накапливаются кальций, гидрокарбонат-ион, магний, ка лий, причем в степных ландшафтах степень их накопления несколько отстает от тем пов роста общей минерализации и составляет 3-6 раз. Наконец, такие компоненты как кремний, алюминий, железо характеризуются минимальными темпами роста. Интен сивность накопления этих компонентов в водах во всех ландшафтных условиях отста ет от темпов роста общей минерализации и в среднем не превышает двукратных зна чений. Более того, концентрация кремния в водах степных ландшафтов межгорных впадин меньше, чем в водах горной степи или тайги.

Таблица 1. Химический состав подземных вод Алтае-Саянской складчатой области Ландшафтные зоны горно-складчатых структур* Ландшафт- Среднее по АСО Компо- Ед, ные зоны горных тундр и горно ненты изм, горно-степная котловин** альпийских лугов таежная * *** pH - 6,82 7,2 7,63 7,81 7,22 7, HCO3- мг/л 66 189 357 420 209 SO42- мг/л 2,2 5,3 47,2 106,3 18,6 47, Cl- мг/л 4,6 6,1 39,9 53,0 16,9 33, NO3- мг/л 1,74 1,24 6,09 1, Ca2+ мг/л 11,5 38,4 69,7 73,6 39,9 54, Mg2+ мг/л 5,3 12,7 32,1 32,7 17,3 25, Na+ мг/л 6,5 14,1 47,8 83,9 22,4 44, K+ мг/л 0,63 0,87 3,12 2,36 1,62 2, NH4+ мг/л 0,41 0,38 0,29 0, SiO2 мг/л 7,9 11,3 15,0 9,9 11,6 11, Сумма мг/л 104 279 641 762 339 CO2(св.) мг/л 4,63 8,72 12,3 16,47 8,55 10, O2 мг/л 7,22 6,26 2,92 5,67 5,47 3, Cорг мг/л 7,81 6,22 5,04 3,24 5,36 4, Fe мкг/л 320 425 538 258 423 F мкг/л 131 195 398 334 241 Al мкг/л 166 243 308 108 238 Sr мкг/л 68 75 302 963 147 Br мкг/л 9,7 73,5 596,8 41, Mn мкг/л 10,9 21,8 62,6 66,0 36,8 49, Zn мкг/л 9,06 13,8 35,1 50,0 19,8 30, Ba мкг/л 5,82 10,3 29,2 25,2 16,0 22, Ti мкг/л 3,11 21,6 21,8 11,8 15,5 14, I мкг/л 1,63 2,89 10,3 4, Cu мкг/л 2,06 2,52 5,65 7,79 3,38 4, Cr мкг/л 1,21 2,45 2,54 4,17 2,31 2, Ni мкг/л 1,18 1,46 2,79 4,94 1,89 2, Pb мкг/л 1,13 1,65 2,55 3,27 1,77 2, As мкг/л 0,77 0,72 1,72 1,43 1,06 1, Zr мкг/л 0,62 0,84 1,4 1,54 0,93 1, Sb мкг/л 0,31 0,37 0,88 0,25 0,52 0, V мкг/л 0,36 0,83 0,49 3,20 0,51 0, Mo мкг/л 0,35 0,53 0,66 1,25 0,46 0, Sn мкг/л 0,29 0,36 0,55 0,20 0,4 0, Ga мкг/л 0,09 0,12 0,66 1,60 0,3 0, Be мкг/л 0,15 0,18 0,37 0,72 0,23 0, Ag мкг/л 0,12 0,22 0,28 0,48 0,21 0, Hg нг/л 10 30 70 20 40 Au нг/л 6 4 Число анализов 248 4227 693 1879 5168 * по С.Л.Шварцеву (1998);

** рассчитано автором;

*** рассчитано автором с учетом соот ношения распределения площадей ландшафтов в регионе Кратность показателей, усл.ед-цы Кратность показателей, усл. ед-цы SO 50 Cl Na Сумма ионов 40 Сумма ионов 10 1 2 3 1 2 3 Ландш афты Ландшафты Cl 800 SO Содержание, мг/дм Содержание, мг/дм 600 Сумма ионов Na 300 200 1 2 3 1 2 3 Ландшафты Ландш афты HCO Ca Кратность показателей, усл, ед-цы Кратность показателей, усл.ед-цы Mg K Сумма ионов SiO 6 Fe общ Al 0 1 2 3 4 1 2 3 Ландш афты Ландша фты HCO3 Mn Zn Кратность показателей, усл. ед-цы Ba Cu Ca Pb Sr Mg 600 Содержние, мг/дм 500 Сумма ионов 1 2 3 1 2 3 Ландш афты Ландша фты Рис. 2. Распределение компонентов состава подземных вод в различных ландшафтных услови ях Алтае-Саянской складчатой области: 1 – гольцовых и горно-луговых;

2 – горных таежных и лесных;

3 – горных лесостепных и степных;

4 - лесостепных и степных межгорных впадин.

Для большинства микрокомпонентов темпы концентрирования в водах не пре вышают темпов роста общей минерализации. Особенно ярко это проявляется в пове дении Ba и V, средние концентрации которых, достигая максимальных в водах гор ных степей, снижаются в водах степных ландшафтов межгорных впадин.

Изложенные выше закономерности, прослеженные для Алтае-Саянской склад чатой области и заключающиеся в высотной и ландшафтной изменчивости минерали зации, состава подземных вод, характерны и для отдельных структур (табл. 2).

Таблица 2. Химический состав подземных вод Кузнецкого бассейна Ландшафтные зоны Компоненты измерения Единицы Бассейн в целом лесо таежная степная степная мини- макси мальное мальное среднее среднее среднее среднее pH 6,91 8,9 7,53 7,50 7,53 7, HCO3- мг/л 186 906 469 436 470 CO32- мг/л 0,4 67,1 1,2 0,4 0,6 4, SO42- мг/л 0,2 615,6 55,0 14,5 51,3 120, Cl- мг/л 2,3 200,0 32,5 21,8 33,3 44, NO3- мг/л 0,90 217,00 13,05 9,15 15,77 10, NO2- мг/л 0,0003 0,800 0,039 0,025 0,047 0, Ca2+ мг/л 6,0 290,6 93,3 82,7 93,9 105, Mg2+ мг/л 1,2 94,9 33,8 28,9 33,7 40, Na+ мг/л 5,2 296,3 59,5 37,8 59,1 89, K+ мг/л 0,4 6,0 1,5 1,2 1,5 1, NH4+ мг/л 0,005 1,08 0,11 0,16 0,10 0, Fe мг/л 0,005 11,20 0,40 0,11 0,50 0, F мг/л 0,02 1,65 0,24 0,14 0,26 0, SiO2 мг/л 5,0 50,0 19,4 18,6 18,9 21, Сумма мг/л 262 1973 758 631 758 Сорг мг/л 0,03 11,76 2,35 1,43 2,62 2, Br мкг/л 1 10180 934 676 770 Sr мкг/л 180 5810 1098 1101 1009 Ba мкг/л 0,1 2340 217 283 159 Mn мкг/л 0,1 1590 196 152 221 Zn мкг/л 0,5 470,0 43,3 41,8 43,2 45, Cu мкг/л 0,1 67 3,93 3,26 4,39 3, Pb мкг/л 0,02 30,80 1,40 1,28 1,50 1, Li мкг/л 1,0 83,0 16,5 6,6 17,1 21, Co мкг/л 0,02 1,2 0,11 0,08 0,12 0, Cd мкг/л 0,001 0,54 0,06 0,14 0,03 0, Mo мкг/л 0,01 2,5 0,34 0,42 0,37 0, As мкг/л 0,05 26 4,07 2,88 4,8 3, Ni мкг/л 0,1 9 0,68 0,72 0,66 0, Se мкг/л 0,01 17 0,42 0,24 0,51 0, Cr мкг/л 0,02 6,6 2,58 2,1 2,56 3, P мкг/л 0,5 21 3,09 5,06 2,97 2, V мкг/л 0,05 2,2 0,22 0,31 0,19 0, 94 24 52 Число анализов Миграция макрокомпонентов в водах осуществляется преимущественно в виде собственных ионов, хотя роль комплексных соединений возрастает с увеличением минерализации воды (табл. 3). Как показывают наши исследования, лишь десятые доли процента валового количества натрия мигрируют в виде комплексных соедине ний. На долю комплексных соединений магния и кальция, в среднем, приходится от 1,2 до 7,2% от их валового содержания.

Среди микрокомпонентов миграция в виде простых ионов присуща, главным образом, закисному железу (от 98,4 до 78,1 %), марганцу и цинку (от 92-96 до 44- %). Окисное железо, медь и свинец мигрируют преимущественно в виде комплексных карбонатных, гидрокарбонатных и гидроксидных соединений (табл. 3).

Таблица 3. Формы миграции макрокомпонентов (Na, Mg, Са) и микрокомпонен тов (Mn, Fe, Cu, Zn, Pb) в подземных водах региона Формы миграции Струк Ландшаф туры ты Главные Второстепенные + 2+ 2+ 2+ 2+ (MgHCO3), (CaHCO3)+, (MnHCO3)+, + Na, Mg, Ca, Mn, Fe, Горно- (FeOH)2+, CuCO3, Cu2+, MnCO3, (FeHCO3)+, (CuHCO3)+, CuOH+, луговой Алтае-Саянская складчатая область Zn2+, (PbHCO3)+, (PbOH)+ (ZnHCO3)+, ZnCO3, Pb2+, PbCO Na+, Mg2+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, (MgHCO3)+, (CaHCO3)+, (MnHCO3)+, (FeOH)2+, CuCO3, Zn2+, MnCO3, (FeHCO3)+, Fe(HCO3)2+, FeCO3, Горно (PbHCO3)+, (PbOH)+, Fe2(CO3)3, Cu2+, CuФК, Cu(ФК)22-, таежный (CuHCO3)+, CuOH+, (ZnHCO3)+, ZnCO3, PbCO Pb2+, PbФК Na+, Mg2+, Ca2+, Mn2+, (MgHCO3)+, (CaHCO3)+, CaSO4, MnCO3, Fe2+, (FeOH)2+, (MnHCO3)+, (FeHCO3)+, MnSO4, Горно- Fe2(CO3)3, CuCO3, Zn2+, 2+ Fe(HCO3)2, FeCO3, Cu, CuФК, лесостепной (PbHCO3)+, PbCO3 (CuHCO3)+, CuOH+, (ZnHCO3)+, ZnCO3, Pb2+, (PbOH)+ Na+, Mg2+, Ca2+, Mn2+, (MgHCO3)+, MgSO4, (CaHCO3)+, CaCO3, Лесостеп MnCO3, Fe2+, (FeOH)2+, CaSO4, (MnHCO3)+, MnSO4, (FeHCO3)+, ной, степной Fe2(CO3)3, CuCO3, Zn2+, Fe(HCO3)2, FeCO3, Cu2+, (CuHCO3)+, межгорных ZnCO3, (PbOH)+, PbCO3, CuOH+, (ZnHCO3)+, ZnSO4, Pb2+ впадин (PbHCO3)+ Na+, Mg2+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, (MgHCO3)+, (CaHCO3)+, (MnHCO3)+, Платформенное обрамление (FeOH)2+, CuФК, Cu(ФК)22- MnCO3, (FeHCO3)+, Fe(HCO3)2, FeCO3, Средне АСО (Западно-Сибирская Zn2+, (PbHCO3)+, (PbOH)+, Fe2(CO3)3, Cu2+, (CuHCO3)+, CuCO3, таежный (ZnHCO3)+, ZnCO3, Pb2+, PbФК PbCO Na+, Mg2+, Ca2+, Mn2+, Fe2+, (MgHCO3)+, (CaHCO3)+, (MnHCO3)+, (FeOH)2+, CuCO3, Zn2+, MnCO3, (FeHCO3)+, Fe(HCO3)2, FeCO3, Южно плита) (PbOH)+, Fe2(CO3)3, Cu2+, (CuHCO3)+, CuФК, (PbHCO3)+, таежный Cu(ФК)22-, CuOH+, (ZnHCO3)+, ZnCO3, Pb2+ PbCO Na+, Mg2+, Ca2+, Mn2+, (MgHCO3)+, MgSO4, (CaHCO3)+, CaCO3, MnCO3, Fe2+, (FeOH)2+, CaSO4, (MnHCO3)+, MnSO4, (FeHCO3)+, Лесостеп Fe2(CO3)3, CuCO3, Zn2+, Fe(HCO3)2, FeCO3, Cu2+, (CuHCO3)+, ной, степ ZnCO3, (PbOH)+, PbCO3, CuOH+, (ZnHCO3)+, ZnSO4, Pb2+ ной (PbHCO3)+ Примечание: главные – доля которых более 25 %;

второстепенные – от 1 % до 25% валового содержания Подземные воды региона, вне зависимости от ландшафтных и высотных усло вий, типа водовмещающих отложений и длительности миграции, не равновесны с первичными алюмосиликатными минералами (микроклином, анортитом, альбитом, мусковитом и другими), но равновесны с вторичными алюмосиликатными и некото рыми гидроксидами, силикатными, карбонатными и сульфатными минералами. Под земные воды гольцовых, горно-луговых ландшафтов обладают узким спектром рав новесной вторичной фазы, представленной, главным образом, гидроксидами железа и каолинитом. Подземные воды горно-таежных ландшафтов, как правило, равновесны с каолинитом и кварцем, кроме того, значительная часть из них с Ca- и Mg– монтмориллонитами, иллитом, карбонатными минералами, иногда баритом (табл. 4).

Таблица 4. Степень насыщения (L) подземных вод к карбонатным и сульфатным минералам Близкие к рав- Умеренно не- Недонасы Струк Равновесные Ландшафты новесию донасыщенные щенные туры (L 0) (0 L -5) (-5 L -10) (-10 L -15) CaCO3, CaCO3 FeCO3, MnCO3, BaCO3, арагонит, ZnCO3, MgCO3, Горно PbCO3, SrCO3, CaSO4*2(H2O), Cu2CO3(OH)2, луговой BaSO4 SrSO4 CaSO4, PbSO CaCO3, CaCO3 ZnCO3, BaCO3, Горно- арагонит, Cu2CO3(OH)2, MgCO3, PbSO Алтае-Саянская складчатая область таежный CaMg(CO3)2, CaSO4, (среднего- FeCO3, CaSO4*2(H2O), рья) PbCO3,MnCO3, SrSO SrCO3, BaSO Горно- CaCO3, CaCO3 FeCO3, MnCO3, BaCO3, MgCO3, PbSO таежный арагонит, PbCO3, SrCO3, ZnCO3, CaSO4, (низкого- CaMg(CO3)2 Cu2CO3(OH)2, CaSO4*2(H2O), рья, пред- BaSO4 SrSO горья) CaCO3, CaCO3 FeCO3, MnCO3, BaCO3, MgCO3, Горно- арагонит, SrCO3, PbCO3, ZnCO3, CaSO4, лесостеп- CaMg(CO3)2 Cu2CO3(OH)2, PbSO ной CaSO4*2(H2O), BaSO4, SrSO CaCO3, CaCO3 MnCO3, ZnCO3, BaCO3, MgCO Лесостеп арагонит, Cu2CO3(OH)2, ной, степ CaMg(CO3)2, CaSO4, ной меж PbCO3, SrCO3, CaSO4*2(H2O), горных FeCO3, BaSO4, PbSO впадин SrSO CaCO3, CaCO3 ZnCO3, BaCO3, Платформенное обрамление АСО арагонит, Cu2CO3(OH)2, MgCO3, PbSO Средне (Западно- Сибирская плита) CaMg(CO3)2, CaSO4, таежный FeCO3, MnCO3, CaSO4*2(H2O), SrCO3, BaSO4 SrSO CaCO3, CaCO3 FeCO3, MnCO3, BaCO3, MgCO3, PbSO Южно- арагонит, PbCO3, SrCO3, ZnCO3, CaSO4, таежный CaMg(CO3)2 Cu2CO3(OH)2, CaSO4*2(H2O), BaSO4 SrSO CaCO3, CaCO3 MnCO3, ZnCO3, BaCO3, MgCO арагонит, Cu2CO3(OH)2, Лесостеп- CaMg(CO3)2, CaSO4, ной, степ PbCO3, SrCO3, CaSO4*2(H2O), ной FeCO3, BaSO4, PbSO SrSO Подземные воды лесостепного и степного поясов наряду с упомянутыми мине ралами зачастую равновесны с баритом, с целестином, а в единичных случаях, даже с флюоритом и гипсом. В среднем, воды с минерализацией более более 600 мг/дм3 - с кальцитом и с арагонитом, более 800 мг/дм3 - с доломитом, более 1000 мг/дм3 - с си деритом, стронцианитом, родохрозитом.

В равнинных условиях Западной Сибири, в заболоченной средней тайге появ ляется особый тип кислых, высоко агрессивных органоминеральных ультрапресных вод, преимущественно гидрокарбонатных кальциевых и магниево–кальциевых с по вышенным содержанием железа, марганца, возрастает роль фульватных комплексов в миграции свинца и меди, равновесная вторичная фазы представлена, главным обра зом, гидроксидами железа и каолинитом. В южной тайге формируются пресные гид рокарбонатные воды. Воды лесостепных и степных ландшафтов значительно более минерализованы и сложны по ионно-солевому составу. Увеличивается роль ком плексных сульфатных форм и расширяется спектр образующихся минералов, среди которых глинистые минералы, карбонаты, сульфаты. Все они выводят из миграции соответствующие элементы, лимитируя уровень накопления последних в водах.

Региональные закономерности высотной и широтной гидрогеохимической зо нальности нарушаются на территориях локальных объектов природно-техногенного, техногенного облика. В пределах рудных месторождений появляются несвойствен ные для соответствующих ландшафтно-климатических условий геохимические типы подземных вод, возрастают концентрации и расширяется спектр форм миграции эле ментов, хотя их миграционные возможности и ограничиваются способностью к фор мированию вторичных твердых фаз. Эксплуатация месторождений подземных вод сопровождается изменениями гидрогеохимических сред, которые хотя и не меняют типа подземных вод, но с течением времени могут привести к необходимости пере смотра технологических схем водоподготовки. На урбанизированных территориях физико-химические процессы формирования подземных вод сдвигаются в сторону создания условий для водной миграции химических элементов и, соответственно, их накопления в водах.

3. ВТОРИЧНЫЕ ГИДРОГЕННЫЕ МИНЕРАЛЬНЫЕ НОВООБРАЗОВАНИЯ Автор придерживается жидкофазного механизма вторичного минералообразо вания, с позиций которого состав, ассоциации и соотношения минералов во вторич ной фазе являются продуктом водной среды и отражают ландшафтно-климатическую специфику.

Достоверность гидрогеохимического тестирования гидрогенного минералообра зования, проведенного на основе термодинамических расчетов, подтверждается зако номерностями распространения, вещественным и минеральным составом изученных нами природных вторичных гидрогенных новообразований оксидно-гидроксидного и карбонатного типов, формирующихся непосредственно на выходах подземных вод, и природно-техногенных минеральных новообразований на технологическом оборудо вании водозаборов.

Оксидно-гидроксидные осадки зафиксированы нами в таежных ландшафтах на выходах как ультрапресных вод, формирующихся в среднегорных условиях Восточ ного Саяна (Ольховско-Чибижекский район) и Кузнецкого Алатау (Центральнинский район), так и умеренно пресных и собственно пресных вод, формирующихся в низко горных условиях Салаира и Колывань-Томской складчатой зоны. Морфологически они представляют собой высокодисперсные охристые образования, основная масса которых представлена ферригидритом (порядка 90 %), в меньшей степени, гетитом, лепидокрокитом. Присутствуют минералы марганца – бернессит, вернадит. Встреча ются карбонатные (в том числе железа и марганца) и фосфатные минералы. Основная кристаллическая фаза представлена -кварцем и -кристобаллитом.

Наиболее широко распространены вторичные алюмосиликатные, глинистые минералы, представленные каолинитом, монтмориллонитами, гидрослюдами.

Для формирования вторичных карбонатов регионального распространения бла гоприятны таежные, лесостепные и степные ландшафты. Морфология их разнооб разна: от высокодисперсных продуктов, входящих в глинистые смеси, и хорошо рас кристаллизованного материала, заполняющего трещины, до плотных конкреций, по кровов на обломках пород, массивных натечных образований и травертиновых по строек. Их наибольшая встречаемость связана с выходами вод из преимущественно карбонатных пород на уровне вреза долин 2-го порядка и на уровне долин 3-го по рядка – с выходами вод из карбонатно-алюмосиликатных пород. Минералообразую щей средой формирования, как правило, являются гидрокарбонатные нейтральные и слабощелочные воды с минерализацией порядка 600 мг/л и более. При выходе под земных вод на дневную поверхность зачастую отмечается дифференциация карбо натсодержащих вторичных новообразований на алюмосиликаты и карбонаты, свя занная, главным образом, с углекислотным режимом.

Вторичные карбонатные образования представляют собой полиминеральные смеси, в которых доминирует кальцит. На уровне первых процентов встречается ара гонит, сидерит, родохрозит и доломит. В ассоциации с ними встречаются и оксидно гидроксидные, силикатные, алюмосиликатные и даже сульфатные минералы.

На локальных объектах, таких как рудные месторождения, новообразования характеризуются многокомпонентностью минеральных смесей, широким спектром совместного нахождения минералов. Например, в окисленных рудах месторождений золота Ольховско-Чибижекского рудного района, детально изученного нами как в минералогическом, так и в гидрогеохимическом отношении (Дутова, Бернатонис, 2001), распространены оксидные, гидроксидные (гётит, гидрогетит, лепидокрокит, гематит, гидрогематит, псиломелан, пиролюзит), карбонатные (кальцит, арагонит, церуссит, малахит, азурит), сульфатные (барит, англезит, гипс, тетрагидрит, мелан терит, розенит, халькантит, лангит), глинистые (гидромусковит, иллит, хлорит, као линит, галлуазит, монтмориллонит, нонтронит), органические (кафегидроцианит, ульмит) минералы.

Справедливость гидрогеохимического тестирования гидрогенного минералооб разования подтверждается и на природно-технических объектах, где процессы мине ралообразования ускорены человеком. Ярким примером таких объектов являются системы водоснабжения, где все технологические процессы сопровождаются образо ванием значительного количества осадков, которые представляют собой природно техногенные современные гидрогенные минеральные новообразования осадочного типа.

Исследования осадков на водозаборах Томской области позволили с той или иной степенью достоверности идентифицировать 24 минерала, в том числе 9 оксид ных и гидроксидных, 4 карбонатных, 8 фосфатных и 3 алюмосиликатных. Несмотря на единую технологическую направленность водоподготовки (обезжелезивание), ми неральный состав осадков имеет особенности, обусловленные ландшафтно климатическими условиями расположения водозаборов и типом водовмещающих от ложений эксплуатируемых горизонтов.

В осадках на оборудовании скважин водозабора Томского Академгородка, экс плуатирующего водоносный горизонт палеозойских отложений в условиях южной тайги, преобладают железистые оксидные и гидроксидные минералы (от 45 до 60%):

ферригидрит, гетит, реже – гематит. В меньших долях определяются фосфатные (ви вианит, скорцалит и штренгит - от 2 до 15%), глинистые (каолинит, 6 - 12%) и карбо натные (кальцит и сидерит - от 3 до 10%) минералы. Доля органических минералов составляет 3 - 5%. В осадках на фильтрах, проработавших 5 и менее лет, преобладают железистая (ферригидрит и гематит) и карбонатная (кальцит и арагонит) фазы. Уста новлено наличие бактериального ферригидрита. В осадках из фильтров, проработав ших более 10 лет, преобладает кристаллическая марганцевая фаза (порядка 40%), ос нову которой составляют слоистый минерал бузерит-I или 10-манганит, реже верна дит, бернесит. Характерно высокое (20 - 25%) содержание карбонатов, среди которых наряду с кальцитом и арагонитом присутствует родохрозит. В небольших количествах отмечены фосфатные (5 - 7%) и глинистые минералы, органические минералы отсут ствуют.

Осадки из фильтров водозаборов, эксплуатирующих горизонты палеогеновых отложений представляют собой слабоокристаллизованные образования, характери зующиеся слоистым строением. В осадках на фильтрах Томского водозабора (южная тайга) преобладают гидроксиды железа – ферригидрит (в том числе, бактериального происхождения), гетит, гематит, лепидокрокит (25 – 35 %) и железистые гидрофосфа ты – вивианит, штренгит, штрунцит и рокбриджеит (20 – 30 %). В состав осадка вхо дят карбонаты (10 – 15 %), глинистые минералы группы каолинита (10 – 12 %), не большое количество марганцевых минералов. Присутствует органическое вещество, возможно, в виде железистых органокомплексов (порядка 5 %). Осадок из фильтра Стрежевского водозабора (средняя тайга) представлен в основном железистыми ми нералами, фосфатами (порядка 35 %), оксидами и гидроксидами (порядка 20 %) и глинистыми минералами (около 20 %). На долю органических минералов приходится около 10 %. Карбонаты практически отсутствуют. Обращают на себя внимание разли чия внешнего и внутреннего слоев крупных оолитов: внутренний, черный, слой более обогащен органическим веществом и представляет собой тонкую полидисперсную смесь железистых гидрофосфатов (рокбриджеита, дюфренита и вивианита), гидро ксидов железа (ферригидрита и гетита) и глинистых минералов, а внешний, коричне вый, отличается большим количеством гидроксидов железа.

Результаты проведенных исследований показали роль вторичного минералооб разования в формировании химического состава подземных вод и подтвердили досто верность гидрогеохимического тестирования вероятности того или иного вторичного гидрогенного минералообразования, выполняемого на основе термодинамических расчетов. В ряде случаев термодинамические расчеты позволяют по сути дела фикси ровать «намерение системы», в то время как существующими инструментальными методами минерала еще практически не видно.

4. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ Для количественной оценки процессов формирования подземных вод, массооб мена, состава и масштабов образующихся равновесных продуктов в системе «вода порода» использовались методы моделирования, базирующиеся на минимизации функции свободной энергии и реализованные в ПК «Селектор», теоретические и ма тематическое основы которых разработаны И.К.Карповым.

Моделирование взаимодействия воды с горными породами проводилось приме нительно к средним ландшафтно-климатическим условиям Алтае-Саянской складча той области (Т=10°С, Робщ =1 атм). Влияние атмосферы вводилось через ранее смоде лированный состав атмосферных осадков, равновесных с газовым составом атмосфе ры. Роль биосферы учитывалась через парциальное давление углекислого газа (РСО2), по отношению к которому система рассматривалась, как открытая. Парциальное дав ление углекислоты принималось равным от 10-2,0 до 10-2,5 атм, что, в среднем, соот ветствует подземным водам зоны региональной трещиноватости региона, иногда вво дилось более высокое давление (10-1атм), характерное для вод почвенных горизонтов или вод зон разрывных нарушений.

Исследовалось взаимодействие вод с чисто алюмосиликатными (интрузивными и вулканогенными эффузивами основного состава), чисто карбонатными и алюмоси ликатно-карбонатными (вулканогенно-осадочными с содержанием кальцита 15 и 4, %, осадочными карбонатно-терригенными с содержанием кальцита 82;

47,5;

13 и 3, %) образованиями ряда районов Алтае Саянской складчатой области, ранее детально изученных нами в гидрогеохимическом отношении.

Система охарактеризована матрицей из 14 независимых компонентов (К, Na, Са, Мg, Fе, А1, Si, S, С, С1, N, Н, О, e) и 121 зависимого компонента, в числе которых 74 компо нента водного раствора и вода, 10 газов (H2, O2, N2, NH3, CH4, CO, CO2, H2S, SO2, SO3) и 37 минералов.

Физико-химические расчеты выполнялись по типу «степени протекания реак ций», а их результаты представлялись в виде графиков, позволяющих проследить эво люцию состава твердой и жидкой фаз во всем моделируемом интервале. Адекватность моделей реальным природным объектам оценивалась соответствием абсолютных ве личин и соотношений содержания химических элементов в водах и минералогическо го состава новообразующих твердых фаз. В отношении состава вод в данном случае по аналогии со стехиометрией минералов, вероятно, можно ввести термин «стехио метрия водного раствора» той или иной стадии взаимодействия с породами.

При моделировании взаимодействия воды с гранитоидами Центральнинского массива (рис. 3) система, соответственно формирующемуся минералогическому со ставу вторичной твердой фазы, характеризуется пятью стадиями эволюции и пятью соответствующими стехиометрическими типами химического состава вод.

При растворении одним литром воды 10 мг исходной породы 70 % массы эле ментов переходит в жидкую фазу и лишь 30% идет на формирование вторичных ми нералов: каолинита и гетита. При дальнейшем растворении (10 - 125 мг породы) фор мируется каолинит - гидрослюдистая твердая фаза, а распределение элементов харак теризуется приблизительно равным отношением твердой и жидкой фаз. Позже вто ричные минералы приобретают гидрослюдисто-каолинитовый состав, а затем (при растворении свыше 158 мг породы) сменяются минералами монтмориллонит - гидро слюдисто - кварцевого состава. При растворении более 889 мг породы в составе твер дой фазы появляются карбонаты, а преобладающим является монтмориллонит.

На всех этапах эволюции система характеризуется повышением pH и доли эле ментов, переходящих в твердую фазу. Наибольшие изменения в поведении химиче ских элементов в воде присущи элементам, входящим в структуры образующихся вторичных минералов, и изменения эти приурочены к границам минеральных зон.

Особенно резкие изменения с тенденци Si K Mg Na Ca pH Na pH 12 24 84 8, ей к выводу элементов Состав жидкой фазы, мг/л 20 10 10 20 70 7,7 K из раствора присущи - калию при образовании 8 16 56 7, гидрослюд, а кальцию 6 12 42 6,5 Si и магнию - при образо - 10 4 8 28 5, вании карбонатов. На Ca 5 2 4 14 5, протяжении всей эво люции независимо ве Mg дет себя натрий, полно Минералогический состав твердой фазы, % стью переходящий в жидкую фазу.

При взаимодейст вии вод с кварцевыми диоритами на началь ной стадии железо свя зывается гетитом. Поз же значимость гетита в удалении железа уменьшается, но по вышается роль мон 0 тмориллонитов. Маг 10 100 ний при взаимодейст Масса породы, растворенной литром воды, мг вии вод с основными породами на опреде Рис. 3. Результаты моделирования эволюции системы ленной стадии связыва «вода – гранитоиды» при Робщ. = 1атм., Т = 10 °С, ется образующимися РСО2 = 10-2,5 атм.

монтмориллонитами, в 1-6 – формирующиеся минеральные фазы: 1– гетит;

то время как при взаи 2– каолинит;

3– гидрослюды;

4 – монтмориллониты;

модействии с кислыми 5– кварц;

6– карбонаты;

7– точки, соответствующие среднему составу подземных вод Центральнинского породами практически гранитоидного массива полностью переходит в раствор. Для начала карбонатообразования требуется разрушение относительно меньшего количества ос новных пород, нежели кислых. Иначе говоря, породы, содержащие большие количе ства кальция, способны к более раннему равновесию взаимодействующих с ними вод относительно вторичного кальцита.

При взаимодействии вод с породами типа основных эффузивов, характеризую щихся практически полным отсутствием калиевосодержащих минералов, на первых этапах формируется вторичная фаза, представленная гетитом, каолинитом, кварцем, позднее ассоциация дополняется монтмориллонитами, карбонатами. В этом случае во вторичной фазе гидрослюдистые минералы могут не образовываться вовсе.

Растворение кальцит-доломитовых пород сопровождается обогащением взаимо действующих вод кальцием и магнием. Насыщение вод относительно вторичного кальцита при РСО2=10–2,5 атм. наступает в результате разрушения 188 мг исходной породы. Далее обогащение вод осуществляется за счет разрушения только доломита.

Последний, поставляя в раствор химические элементы, подщелачивает его, в резуль тате чего концентрация кальция в растворе уменьшается, а избыточный кальций свя зывается образующимся вторичным кальцитом. Магний из раствора также частично удаляется в виде изоморфной примеси к новообразующемуся кальциту, но, в целом, происходит его постепенное накопление. После того как система становится равно весной к первичным минералам, содержания Са и Мg в растворе стабилизируются в данных условиях и породы выступают лишь как гидравлические коллекторы подзем ных вод и химически с ними не взаимодействуют.

Результаты взаимодействия вод с вулканогенно-осадочными образованиями, со держащими 15 % кальцита, отражены на рис. 4. В исследуемом интервале разрушения породы выделяется 9 минералогических зон - стадий преобразования. При разруше нии от 1 до 3 мг породы от 90 до 99 % массы элементов переходят в воду, а остальные связываются образующимся гетитом. Увеличение масштабов преобразования исход ных пород до 20 мг приводит к образованию каолинит-гетит-гибситовой зоны.

Далее, по мере увеличения степени преобразования пород и, Si K Mg Na Ca pH мг/л мг/л мг/л мг/л мг/л соответственно, концентрирова K - ния элементов в жидкой фазе, в 10 70 Mg 65 26 составе образующейся твердой 60 - 10 8, фазы появляются гидрослюды, 55 11 8, Состав жидкой фазы 20 50 затем монтмориллониты, карбо 7, - 45 9 7, наты, кварц и, наконец, хлориты.

40 8 7, - Железо на всем пути эволюцион 35 7 6, 30 6 6, ного развития связывается с ши - 10 6, роким спектром минералов. На pH Si Na 8 5, 20 - 10 21 5, начальных этапах - это гетит, от 14 5, Ca 10 носительная доля которого - 7 5, 10 5 уменьшается с течением вре мени. Железо начинает связы Минералогический состав твердой фазы, % ваться с образующимися мон тмориллонитами. Равновесие вод относительно монтмориллонитов наступает при растворении мг исходных пород, и далее на всем пути эволюции Масса породы, взаимодействующей монтмориллонит играет с литром воды, мг 10 1000 ведущую роль в минералогиче Масса породы, взаимодействующей с литром воды, мг ском составе образующейся твердой фазы. На первых этапах, Рис. 4. Результаты моделирования эволюции сис до наступления предела темы "вода-вулканогенно-осадочные образования" насыщения вод относительно -2, при Робщ.=1атм., Т=10°С, РСО2 =10 атм.

карбонатов, от 99 до 81 % массы 1-7 – формирующиеся минеральные фазы: 1-гетит;

элементов переходит в раствор, 2-каолинит;

3-гидрослюды;

4-монтмориллониты;

позже доля элементов в водной 5-кварц;

6-карбонаты;

7-хлорит.

фазе резко снижается. Даже натрий, хотя и имеющий небольшой стехиометрический коэффициент, удаляется из вод образующимся мон тмориллонитом.

На начальных этапах состав образующихся карбонатов преимущественно каль циевый, далее в них заметно увеличивается доля магния. Границы минералогических зон проявляются в поведении кальция, кремния, калия в водах.

Результаты моделирования взаимодействия вод с карбонатно-терригенными об разованиями, содержащими различное количество кальцита, представлены на рис. 5.

Во всех случаях, за исключением системы с содержанием 3,6 % СаСО3, началь ная стадия взаимодействия характеризуется образованием гиббсит-гетитовой зоны, и чем больше в исходной массе кальцита, тем больше интервал массы разрушения по роды, в котором гиббсит-гетитовая вторичная фаза продолжает преобладать.

В А % % Минералогический состав твердой фазы 10 10 100 10 00 10 100 10 00 Г Б % % Минералогический состав твердой фазы 10 100 1000 10 100 1000 Масса породы, взаимодействующей с Масса породы, взаимодействующей с литром воды, мг литром воды, мг Рис. 5. Минералогический состав вторичной твердой фазы системы "вода –карбонатно терригенные образования с содержанием кальцита: А–82%;

Б-47,5%;

В–13%;

Г–3,6% при Робщ.=1 атм., Т=10°С, РСО2 =10-2,5 атм.;

1-6 – формирующиеся минеральные фазы:

1–- гетит;

2– гиббсит;

3– каолинит;

4– гидрослюды;

5-кварц;

6- карбонаты При дальнейшем увеличении массы разрушающейся породы минерализациия вод растет, а гетит-гиббситовая твердая фаза сменяется каолинит-гетитовой, каоли нит-гидрослюдистой, гидрослюдисто-каолинит-кварцево-гетитовой и, наконец, гид рослюдисто-каолинит-карбонатно-кварцево-гетитовой. Эта последовательность со храняется независимо от содержания кальцита в породе, но чем его больше, тем большим массам разрушающихся пород соответствует начало той или иной стадии вторичного минералообразования. Ведущая роль в составе твердой фазы на первых стадиях принадлежит каолиниту, позднее - гидрослюдам. Каолинит сохраняется на всем моделируемом интервале растворения исходных пород. На поздних стадиях эво люции существенное место приобретает вторичное образование кварца.

Начальные стадии взаимодействия вод с породами, независимо от состава ис ходных пород, характеризуются практическим отсутствием вторичной фазы либо ее мономинеральным составом и узким спектром вовлекаемых элементов. С увеличени ем времени взаимодействия и, соответственно, масштабов разрушения пород расши ряется минералогический и элементный состав вторичной фазы, изменяются соотно шения образующихся минералов.

Перераспределение химических элементов между жидкой и твердой вторичны ми фазами зависит от содержания кальцита в исходных породах: с его увеличением соотношение фаз сдвигается в сторону уменьшения доли твердой фазы. В составе жидкой фазы на первых стадиях эволюции системы возрастают содержания кальция и магния, которые в дальнейшем в связи с образованием вторичных карбонатов резко снижаются, уступая ведущую роль натрию, накопление которого в жидкой фазе ха рактерно для всех стадий развития системы.

Соотношение перераспределенных петрогенных элементов между гипергенны ми образованиями увеличивается в сторону твердой фазы, стадийность образования которой в общем виде представляет последовательность: гиббсит-гетит;

гетит каолинит;

каолинит-гидрослюды-гетит;

гидрослюды-гетит;

гидрослюды-карбонаты;

гидрослюды-карбонаты-кремнезем;

карбонаты-кремнезем-монтмориллонит. Минера логические же особенности и количественные характеристики составляющих системы в деталях определяются, главным образом, составом вмещающих пород и парциаль ным давлением углекислоты.

Увеличение парциального давления СО2 при взаимодействии вод со всеми ти пами пород на последовательность вторичного минералообразования в целом не влияет, а лишь сдвигает начало образования тех или иных твердых фаз к более позд ним этапам и способствует накоплению больших содержаний элементов в водах.

В водах алюмосиликатных интрузивных и вулканогенно-осадочных образова ний монтмориллониты становятся ведущими новообразующимися минералами уже на самых ранних этапах, в то время как в карбонатно-терригенных породах равновесие вод к ним не достигается даже на поздних стадиях эволюционного развития системы.

Насыщенность вод относительно кальцита наступает при разрушении любых типов пород, однако масштабы разрушения различны: алюмосиликатных пород для насыщения вод требуется разрушить существенно больше, нежели карбонатных.

Кроме того, вторичное карбонатообразование из вод алюмосиликатных пород, по сравнению с водами карбонатных отложений, начинается при меньших концентраци ях кальция и в более щелочных условиях. Масштабы вторичного карбонатообразова ния определяются увеличением рН в результате растворения как кальцийсодержащих, так и бескальциевых минералов и, как следствие, роста избыточного содержания кальция.

Результаты моделирования вполне согласуются с реальными составами природ ных подземных вод и кор выветривания соответствующих пород в различных ланд шафтных зонах региона. Так, например, состав вод, равновесных с каолинитом и гид рослюдами, при растворении 30-100 мг алюмосиликатных пород сопоставим с соста вом вод зоны региональной трещиноватости, дренируемых речной сетью в низкогор но-таежных районах, а при разрушении большего количества пород – с составом вод более глубоких горизонтов, опробованных нами в горных выработках. Моделируемые составы вод в интервале растворения 70-200 мг карбонатных пород породы отвечают составу вод зоны региональной трещиноватости горных районов умеренно влажного климата, опробованные в Ольховско-Чибижекском районе. Моделируемый состав вод вулканогенно-осадочных образований в интервале растворения первых сотен милли граммов породы аналогичен составу вод зоны региональной трещиноватости, дрени руемых речной сетью, а состав вод, полученный при растворении большей массы ис ходных пород, – составу вод зон разрывных нарушений в вулканогенно-осадочных породах печеркинской свиты нижнего кембрия Салаира. Высокая степень соответст вия достигнута и при моделировании состава вод карбонатно-терригенных образова ний.

5. ПАРАГЕНЕЗИСЫ СОВРЕМЕННЫХ ГИПЕРГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ Под парагенезисами современных гипергенных образований мы понимаем сово купность формирующихся в единстве геохимических типов водных растворов (по С.Л.Шварцеву) и равновесных с ними ассоциаций минералов вторичной твердой фазы.

Их существование вытекает из физико-химической сути эволюции системы «вода – порода – газ - органическое вещество», заключающейся в постепенном обогащении вод химическими элементами, которые при достижении уровня минералообразующих величин выводятся из раствора в виде соответствующих детерминировано предопре деленных минералов.

Общая характеристика выделенных нами парагенезисов региона приведена в табл. 5. Наименование типа парагенезиса отражает минеральный класс новообразую щейся фазы, являющийся стартующим в цепи эволюционных преобразований. На именование парагенезиса отражает минерал, являющийся стартующим в цепи эволю ционных преобразований внутри того или иного класса. В случае, когда стартующим является минерал другого класса, в название вместе с ним включается и ранее старто вавший минерал основной группы. Индекс подтипа парагенезиса складывается из обозначения парагенезиса и соответствующего порядкового номера в нем. Индекс, дополненный знаком “+М орг”, означает разновидности подтипов парагенезисов с органическими минералами.

Формирование парагенезисов в природных условиях генерализованно подчиня ется ландшафтно-климатическим высотной и широтной зональностям, а в пределах отдельных ландшафтных зон – параметрам рельефа, составу водовмещающих отло жений.

Оксид-гидроксидформирующий парагенезис формируется, главным образом, в атмосфере при взаимодействии осадков с частицами горных пород (пылью), а также в почвенных горизонтах и зонах трещиноватости карбонатных пород в условиях гор ных тундр, лугов, а иногда и тайги. Алюмосиликат-силикатформирущий и карбонат формирущий - наиболее регионально распространенные парагенезисы. Сульфатфор мирующий парагенезис формируется в среде миграции подземных вод лесостепных, степных ландшафтов. Парагенезисы с органическими минералами приурочены, глав ным образом, к среде миграции подземных вод средней тайги, где развита глеевая об становка. В ассоциации с органическими минералами зачастую находятся фосфатные минералы.

Региональные закономерности распространения парагенезисов показаны на рис. и в табл. 6.

Западно-Сибирская плита Алтае-Саянская складчатая область Рис. 6. Распространение основных типов парагенезисов региона:

1-алюмосиликатформирующий (А-О);

2-карбонатформирующий (К-А-О);

3-сульфатформирующий(С(К)-А-О) Уже на атмогенном этапе в водах накапливается от 20 до 100 мг/л компонентов и формируется твердая фаза, состоящая, главным образом, из оксидов и гидроокси дов, а в условиях южной тайги, лесостепных и степных ландшафтов – еще и в ассо циации с каолинитом.

На биогенном этапе, при взаимодействии с почвенными горизонтами, атмо сферные осадки обогащаются углекислым газом, органическими кислотами и биоген ными элементами, степень обогащения подземных вод которыми зависит от типа и характера почв. В примитивных почвах гольцовых ланшафтов она минимальна, в дерново-подзолистых почвах таежных ландшафтов достигает уровня формирования глинистых и железисто-марганцовых новообразований, а в лесостепных и степных ландшафтах - способности садки карбонатных и даже сульфатных минералов.

На литогенном этапе формирование парагенезисов наиболее стремительно по времени протекает в условиях гольцовых горно-тундровых и луговых ландшафтов.

По нашим оценкам, основная разгрузка подземных вод здесь осуществляется в реч ные долины первого порядка, а длительность взаимодействия вод с горными порода ми составляет доли года. За это время 1 л воды разрушает 50 - 100 мг горных пород.

Соленость подземных вод складывается из компонентов атмогенного и литогенного происхождения. Низкая интенсивность продуцирования углекислоты почвенными горизонтами способствует формированию слабо щелочных подземных вод. Основ ными процессами, определяющими гипергенные преобразования, являются растворе ние карбонатов и гидролиз алюмосиликатов. Наиболее распространенным является каолинитформирующий подтип парагенезиса.

В ландшафтах горной тайги и лесов основная разгрузка подземных вод осуще ствляется в речные долины второго порядка. Длительность взаимодействия вод с гор ными породами оценивается несколькими годами, а 1 л воды разрушает до 500 - мг горных пород (табл. 7).

Таблица 7. Характеристика современного гипергенного преобразования водо вмещающих пород ряда районов, расположенных в горно-таежных ландшафтах.

Модуль интенсивно ния элементов между Отношение распределе твердой и жидкой фаза дой фазы, образовавшей Состав вторичной твер сти, т/год*км Масса породы, разру шенной 1 л воды, мг Масса вторичной твер Высотные условия ся из 1 л воды, мг дой фазы Районы Водовмещающие разруше- образова исследо отложения ния пер- ния вторич ваний вичных ной твердой пород фазы ми, % Вулканогенно- Каолинит, 70 40 40:60 22.1 12. Центральнин- Чибижекский ский (Куз осадочные гидрослюды Саралин Алатау) нецкий Карбонатно- Каолинит, 85 46 46:54 26.8 14. Среднегорье терригенные гидрослюды Карбонатные 140 - - 0:100 30.9 Вулканогенно- Каолинит, Ольховско кий Алатау) (Восочный 70 44 37:63 15.5 9. осадочные гидрослюды Интрузивные (гра- Каолинит, Саян) ниты, гранодиори- 57 32 44:56 12.6 6. гидрослюды ты) Интрузивные (гра- Каолинит, ский (Кузнец 127 90 29:71 20.4 14. ниты, гранодиори Низкогорье гидрослюды ты) Каолинит, Интрузивные гидрослюды, (диориты, кварце- 135 95 30:70 21.7 15. монтморил вые диориты) лониты Гидрослюды, Вулканогенно 525 325 38:62 33.0 20. монтморил осадочные Егорьевский лониты Предгорье (Салаир) Карбонатно 760 Гидрослюды 580 47.8 36. терригенные Гидрослюды, Преимущественно 710 каолинит, 430 40:60 44.7 26. карбонатные карбонаты Высокая интенсивность продуцирования углекислоты почвенными горизонтами способствует формированию околонейтральных подземных вод. Основными процес сами являются растворение карбонатов и гидролиз алюмосиликатов. Соленость под земных вод складывается примерно в равных долях из компонентов атмо-, био- и ли тогенного происхождения. Широко распространенными являются алюмосиликат силикатная и алюмосиликат-силикат-карбонатная ассоциации новообразующихся ми нералов. Минералы первой из них занимают пространства таежных среднегорий и низкогорий, а второй - предгорий, всхолмленных возвышенностей и равнин.

В лесостепных и степных ландшафтах длительность взаимодействия вод с гор ными породами оценивается нами для горноскладчатых сооружений несколькими де сятками, а для межгорных впадинах - сотнями лет. Широким распространением поль зуются сульфатные натриевые щелочные воды с повышенной соленостью, форми рующиеся благодаря разрушению первичных алюмосиликатов и гипса и способные к образованию вторичных алюмосиликатов и кальцита, а также содовые воды, обла дающие карбонатформирующей (кальцит-, доломит-, арагонит- и даже давсонитфор мирующей) способностью. Особое значение в формировании этих типов вод приобре тают гипсоносные горные породы и угленосные, зачастую пиритизированные, толщи.

Возрастает роль процессов испарительного концентрирования вещества. Все это при водит к формированию разнообразных геохимических типов вод и ассоциаций вто ричных минералов. Еще более сложен механизм формирования сульфатных натрие вых околонейтральных вод с повышенной соленостью, способных к образованию алюмосиликатов и сульфатов (гипса), но не насыщенных относительно кальцита.

Многофакторность формирования парагенезисов определяет их высокую измен чивость не только в регионе, но и в пределах фрагментов геологических структур.

Пример распространения алюмосиликат-силикатформирующего и карбонатформи рующего парагенезисов на территории таежных ландшафтов Салаира (Егорьевский район) показан на рис. 7. Современное вторичное минералообразование здесь соот ветствует гетит-каолинит-гидрослюдистой и каолинит-гидрослюдисто-монтморилло нит-кварц-карбонатной стадиям выветривания. Минералы и минеральные ассоциации ранних стадий развиты на верхних уровнях глубинности гипсометрически приподня тых территорий, а поздних стадий - на глубоких уровнях и в гипсометрически низких условиях.

Состав разрушающихся пород отражается в раннем равновесии вод преимуще ственно алюмосиликатных пород с вторичными алюмосиликатными минералами поздних стадий. Это проявляется в меньшей глубине залегания и более высоком гип сометрическом положении зон вторичного образования минералов более поздних стадий, по сравнению с глубиной зон, обязанных выделению минералов из вод пре имущественно карбонатных пород.

Воды наиболее чистых от алюмосиликатного материала известняков на терри ториях, характеризующихся наиболее интенсивным водообменном, т.е.в гипсометри чески более высоких условиях, равновесны с каолинитом, а в более пониженных - с ассоциацией кварца и каолинита, следствием чего является окремнение известняков и формирование пеликанитов.

В водах вулканогенно-осадочных образований в состав равновесной вторичной фазы, кроме гидрослюд, входят гетит и монтмориллониты. Роль последних, с увели чением глубины проникновения вод, становится ведущей.

Вне зависимости от типа разрушающихся пород, воды рано или поздно стано вятся насыщенными и пересыщенными относительно вторичных карбонатов. Наи большая скорость насыщения карбонатами и, соответственно, наиболее высокая гип сометрическая граница вторичного карбонатообразования характерны для вод, взаи модействующих с преимущественно карбонатными образованиями. Воды, разгру жающиеся в долины 1-го порядка, равновесны, а в долины 2-го порядка уже пересы щены относительно кальцита (равновесные содержания кальция порядка 100 мг/дм3).

В карбонатно-алюмосиликатных образованиях для насыщения нужен более длитель ный контакт вод с породами, а насыщение карбонатами вод преимущественно алюмо силикатных образований наступает лишь при длительности контакта, отвечающей разгрузке на уровне долин 4-го порядка, а карбонатообразование связано не столько с увеличением концентраций кальция, сколько с повышением pH раствора, вызванным как растворением кальцита, так и других породообразующих минералов. При повы шении абсолютных отметок глубина расположения кровли зоны карбонатообразова ния увеличивается, уменьшаясь в пониженных частях территории.

a в 16 км 1 4 5 7 8 б 10 11 Рис. 7. Схематические карты вторичного минералообразования в зоне миграции подземных вод на глубине вреза долин: а - 2-го порядка;

б - 3-го порядка;

в - 4-го порядка.

1-2- зона преимущественно каолинитообразования: 1 -- подзона каолинит-гидрослюдисто гетитового состава;

2 - подзона каолинит-гетит-гидрослюдистого состава. 3-4 - зона преиму щественного гидрослюдообразования: 3 - подзона гидрослюдисто-каолинит-гетитового соста ва;

4 - подзона гидрослюдисто-гетит-каолинитового состава. 5 - зона преимущественного мон тмориллонитообразования. 6-7 - зона преимущественного карбонатообразования: 6 - подзона карбонатно-гидрослюдистого состава;

7 - подзона карбонатно-монтмориллонитового состава.

8 - границы зон;

9 - границы подзон. 10-12 - факты вторичного карбонатообразования: 10 - в реках;

11 - в родниках;

12 - в родниках с аномальными концентрациями сульфат-иона.

Кроме региональных парагенезисов существуют парагенезисы локального рас пространения, связанные, главным образом, с рудными месторождениями. В этих ус ловиях формируются геохимические типы вод, из которых образование рудных раз новидностей минералов начинается при меньшем количестве растворенных исходных пород и гораздо раньше по времени. Рудные карбонаты могут образовываться из вод, имеющих более низкую, чем в региональных условиях, минерализацию, но более вы сокие содержания минералообразующих элементов (в данном случае рудообразую щих - Pb,Cu). Интересны пространственно ограниченные локальные парагенезисы солоноватых кислых сульфатных вод и формирующиеся из них ассоциации сульфа тов, силикатов и флюорита. Карбонатные минералы в этой ассоциации, как правило, отсутствуют. Формирование таких парагенезисов в зоне гипергенеза рудных место рождений обязано растворению сульфидных минералов и, прежде всего, наиболее распространенного из них пирита. Например, в изученных нами на Салаирском (вос точный Салаир) и Ольховском (Восточный Саян) месторождениях рудничных водах, характеризующихся низкими значениями pH, гидрокарбонатно-сульфатным, суль фатно-гидрокарбонатным составом, где концентрации сульфат-иона составляют сотни и тысячи мг/дм3, содержания микроэлементов (золота, свинца, цинка) весьма велики (Дутова, Бернатонис, 2002). Высокие концентрации элементов обеспечиваются имен но активной растворимостью сульфидов, достигающей долей и даже целых г/дм3.

Растворение сульфидов, имеющих, как правило, концентрации микрокомпонентов в сотни раз более высокие, чем породообразующие минералы (Прохоров, 1970;

Коро бейников, Пшеничкин, 1985), не только освобождает их (микрокомпоненты) из мине рала-носителя, но и создает среду, благоприятную для накопления в растворе.

Проведенные исследования по изучению влияния эксплуатации месторождений подземных вод показали, что произошедшие за 20-30-летний период изменения гид родинамических условий, вызванные водоотбором и приводящие к формированию депрессионных воронок, сопровождаются трансформацией термодинамического со стояния в системе вода – порода и, соответственно, гидрогеохимическими преобразо ваниями, выражающимися в изменении миграционной способности химических эле ментов, а в конечном итоге и качества вод. Особенности проявления таких воздейст вий, по нашему мнению, определяются, главным образом, общей ландшафтной спе цификой соответствующих территорий.