Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
М
есторождения
вулканогенно-плyrоногенного
ряда
по
морфологическим
особенностям
и
структурному
положению
весьма
разнообразны
.
Они
встре
чаются
в
различных
толщах
(осадочных
,
вулканогенных
и
в
интрузиях)
,
за
метно
подчиняются
разломам
,
имеющим
,
вероятно
,
глубокое
зал
ожени
е
.
По
форме
это
жильные
тела,
минерализованные
зоны
смятия
и
дробления
мощ
ностью
до
10-
20
м,
но
иногда
трубчатые
тела,
приконтактовые
залежи
и
т
.
д.
В
целом
они
не
отличаются
большими
размерами
и
по
своему
залеганию
и
масштабу
оруденения
могут
быть
скорее
отнесены
к
небольшим
или
среднего
порядка
месторождениям
.
Золото-сульфидные
месторождения
вулканогенно
-
плyrоногенного
ряда
по
форме
и
условиям
залегания
близки
к
месторождениям
вулканогенного
ряда.
Р
азница
между
ними
состоит,
пожалуй
,
лишь
в
том,
что
зол
ото
-суль
фидные
вулканогенно-плyrоногенные
залежи
отличаются
более
ярко
выра
женной
линейностью,
определяемой
их
приуроченностью
к
обширным,
со
гласным
со
структурами
разломам.
Р
азумеется,
каждому
месторождению
при
общих
типовых
формационных
признаках
свойственны
индивидуальные
черты
,
так
как обра
зу
ющиеся
по
общей
повторяющейся
геохимической
схеме
залежи
формируются
в
той
или
иной
конкретной
геолого-структурной
обстановке
.
И
все
же
всегда
могут
быть
вьщелены
такие
особенности
месторождений
,
которые
и
опре
деляют
их
положение
в
рассматриваемых
формационных
рядах
.
Россыnеобразующая
роль
з
олоmорудных
формаций
Теоретически
золоторудные
месторождения
всех
Формаций
(учитывая
что
самородное
золото
по
значению
константы
гипергенной
устойчивости
занимает
всего
лишь
l
l
-е
место
среди
россыпеобразующих
минералов
и
9-е
в
группе
элементов)
могут
быть
отнесены
к
россыпеобра
зу
ющим
коренным
источникам
.
И
сключением
являются
месторождения
,
не
обладающие
запаса
ми
,
необходимыми
для
образования
россыпи.
П
равда
,
даже
и
в
эт
ом
случае
может
возникнyrь
россыпное
проявление,
представляющее
интерес
при
по
становке
геолого-поисковых
работ,
оценке
перспектив
определенных
геоло
гических
структур
и
т.
д.
О
днако
константа
гипергенной
устойчивости
минералов
не
учитывает
размерности
и
формы
зерен,
которыми
в
конечном
счете
определяется
соот
ношение
между
количествами
накапливающегося
и
рассеивающегося
в
ходе
образования
россыпей
рудного
вещества
(в
данном
случае
золота).
Если
рас
сеяние
преобладает,
то
месторождения
(или
включающие
их
рудные
поля)
даже при
массе
металла
,
достаточной
для
образования
россыпей
,
и
при
самых
оптимальных
условиях
развития
процесса
могут
не
являться
россыпеобра
зующими.
Хотя
если
какая-то
часть
золота
по
своей
качественной
характери
стике
удовлетворяет
условиям
концентрации
(накапливания)
в
рыхлых
отло
жениях,
месторождения
становятся
россыпеобразующими
.
Очевидно
,
что
по
вышение
в
месторождении
доли
золота
подобной
размерности
увеличивает
эффективность
россыпеобразующего
процесса
при
прочих
равных
условиях
.
130
Таким
образом,
золото
по
константе
гипергенной
устойчивости
относит
ся
к
россыпеобразующим
минералам
,
но
процесс
образования
россыпей
на
кладывает
на него
ограничения
по
крупности
и
форме
зерен:
эти
параметры
должн
ы
удовлетворять
условиям
гравитационной
концентрации
на
одной
или
нескольких
стадиях
континентального
литогенеза.
К
классу
фракций
,
кото
рые
не
концентрируются
(не
накапливаются)
при
образовании
россыпей
,
ве
роятно,
должны
быть
отнесены
субмикроскопические
и
микроскопические
зерна
золота
.
Следовательно,
все
рудные
месторождения,
содержащие
подоб
ное
золото,
могут
быть
исключены
из
числа
россыпеобразуюших.
Из
числа
рассмотренных
формаций
наибольшими
россыпеобразующими
возможностями
обладают
плутоногенные
золоторудные
месторождения
,
хотя
их
различные
представители
отличаются
далеко
не
одинаковой
ролью
в
на
коплении
золота
в
континентальном
рыхлом
покрове.
Одни
(золото
кварцевая
формация)
сопровождаются
гигантскими
россыпями
,
другие
(золо
то-пентландит-халькопиритовая
и
др.),
напротив
,
не
образуют
россыпей
даже
в
тех
случаях,
когда
объекты,
относимые
к
таким
формациям
,
заключают
большие
за
пасы
богатых
руд
.
Золото-сульфидные
(колчеданные)
месторожде
ния нередко
сопровождаются
промышленными
концентрациями
в
гиперген
ных
околорудных
ореолах
или
глубоко
проработанных
шляпах
кор
выветри
вания
оксидного
типа.
Это
связано
с
интенсивным
удалением
из
руд
в
про
цессе
выветривания
сульфидного
компонента
,
благодаря
чему
в
остающемся
материале
накапливается
химически
устойчивое
золото.
Некоторые
метаморфогенные
месторождения
или
рудопроявления
,
не
имеющие
промышленной
ценности
как
рудные
объекты
,
по
характеру
выде
лен
ий
золота
дают
россыпи
.
Золоторудные
месторождения
вулканогенно-плутоногенных
формаций
,
занимая
промежуточное
геологическое
положение
между
типичными
плу
тоногенно-гидротермальными
и
типичными
вулканогенными
месторожде
ниями,
по
россыпеобразующей
роли
стоят
ближе
к
последним
.
По
этому
месторождения
этих
формаций
,
как
правило
,
не
сопровождаются
россыпя
ми
.
В
связи
с
этим
при
поисках
коренных
вулканогенно-плутоногенных
месторождений
и
з
арсенала
общепризнанных
методов
необходимо
исклю
чить
шлиховое
опробование
рыхлого
покрова
,
заменив
его
геохимическими
исследованиями
.
В
категорию
нероссып
е
образующих
попадает
значительная
часть
место
рождений
золото-суль
фидных
формаций
,
з
олото-серебряной
кварцевой,
аду
ля
ровой
,
ро
донит
овой
,
родохрозитовой,
хлоритовой
И
некоторых
других
.
Практически
месторождения
всего
ряда
вулканогенных
формаций
обладают
наименьшими,
по
сравнению
с
представителями
других
формаций,
россыпе
образующими
возможностями
даже
при
наличии
богатых
руд.
Относительно
редко
самородное
золото,
в
частности,
месторождений
золото-серебряной
кварцевой
и
отчасти
адуляровой
формаций
,
отличается
большими
размерами
по
сравнению
со
средним
классом
крупности
для
этих
формаций
выделения
ми.
Такие
месторождения
сопровождаются
небольшими
россыпями
.
Все
изложенное
выше
можно
проиллюстрировать
данными,
полученны
ми
по
различным
золотоносным
районам
мира
.
Н
апример,
в
Северо-Восточ
ной
рудной
провинции
широко
развита
полихронная
и
полигенная
золотая
J
31
минерализация.
Она
наиболее
мощно
проявлена
в
Яно
-
Ко
лымских
мезозой
ских
структурах,
Охотско
-
Чукот
ском
вулканогенном
поясе
позднемелового
возраста
и
в
пределах
Омо
лонского
массива
дорифейской
~онсолидации
.
С
первыми
сопряжен
уникальный
Яно
-
Ко
лымский
золотоносный
пояс;
его
эндогенная
существенно
плутоногенная
минерализация
представлена
тремя
структурно-морфологическими
типами,
размещенными
в
верхоянском
оса
дочном
комплексе:
дайковым,
кварцево-жильным
и
минерализованных
зон
дробленых
пород
и
штокверков,
которые
сопровождаются
чрезвычайно
ин
тенсивной
россыпной
золотоносностью.
Охотско-Чукотская
вулканогенная
структура
характеризуется весьма
интенсивным
золото-серебряным
орудене
нием,
при
полном
отсутствии
в
его
пределах
золотоносных
россыпей.
В
структурах
Омо
лонского
массива,
к
сожалению
,
еще
далеко
не
достаточно
изученного,
присутствуют
месторождения
вулканогенной
золото
-
серебряной
адуляровой
формации
и
россыпи
золота,
коренные
источники
которых
неиз
вестны.
Золотоносные
структуры
мезозоид
и
Охо
тско-Чукотского
вулкано
генного
пояса,
имеющие
планетарный
характер
пережили
одну
и
ту
же
эк
зогенную
историю,
т.
е.
равные
для
россыпеобразования
физико-географиче-
'
ские
условия,
определявшиеся
развитием
перигляциального
литогенеза.
Ру
дные
плутоногенные
месторождения
и
рудопроявления
мезозойских
структур
характеризуются
крупными
выделениями
в
рудах
минерa.iIьных
форм
золота,
что
и
определило
их
высокую
россыпеобразующую
роль
.
В
то
же
время
главным
признаком
вулканогенного
оруденения
Охотско
-
Ч
укотско
го
пояса
является
наличие
в
рудах
месторождений
и
рудопроявлений
мелких
,
как правило,
субмикроскопических
классов
минералов
золота;
такой
грану
лометрический
состав
рудных
минералов
вывел
его
из
числа
россыпных
провинций,
несмотря
на
мощное
развитие
промышленных
коренных
ме
сторождений
.
н.ижеприво
димые
данные
о
гранулярном
составе
золота
подтверждают
сказанное
.
Так
,
в
месторождениях
Яно
-
Ко
лымского
золотоносного
пояса
это
распределение
по
фракциям
имеет
следующий
вид
:
>
0,25мм
- 20,4%;)
0,25
-
0,5мм
-
20,2%
~
1:60,3%
0,5 - I,
OMM
- 19,7%,
1
-
2мм
-
11
,3%;
2-4мм
- 8,9%;
4
-
8мм
-
6,5%; 1:39,7%
8 -
16MM
- 4,7%;
>
16мм
-
8,3%.
И
з
приведенных
данных
следует,
что
в
россыпях
Яно
-
Ко
лымского
пояса
hрисутствует
60%
золота
крупностью
от
0,25
до
1
мм,
остальные
40%
пред
ставлены
зернами
размерностью
свыше
1
мм,
причем
на
самородковую
фрак
цию
(>
16
мм)
приходится
более
8%
.
132
Совершенно
иная
картина
распределения
золота
по
фракциям
наблюда
ется
в
вулканогенных
месторождениях
и
рудопроявлениях
Охо
тско-
Чуко
тско
го
пояса
.
Она
получена
при
микроскопическом
изучении
руд
.
Здесь
минера
лы
золота
распределяются
по
крупности
следующим
образом
:
< 0,25
мм
- 62'9%; )
0
,2
5 -
О
,
5
мм
- 29,5%;.
L96,6%
0,5
-
l
,
Омм
- 4,2%,
>
1,Омм
3,4%.
Еще
более
яркие
данные
получены
при
технологических
исследованиях
проб,
отбиравшихся
в
ходе
разведки
некоторых
месторождений
вулканоген
ного
пояса
.
Оказалось,
что
золото
в
изученных
рудах
имеет
следующее
рас
пределение
по
фракциям:
< 0,07
мм
-
61
,2%;
0,07- +0,2
мм
- 31,5%;
0,2- +0,5
мм
- 7,3%.
Близкие
к
этим
распределениям
данные
получены
при
изучении
место
рождения
вулканогенного
генезиса
Сопки
Рудной
:
<
О
,
1
мм
0,1-0,
16
мм
0,3- 0,4
мм
0,5-0,7
мм
- 39,0%;
- 25,7%;
- 24,5%;
-
10
,8%.
Поскольку
золоторудное
месторождение
Балей
имеет
аналогичный
гене
зис
и
также
не
сопровождается
россыпями
,
то
я
счел
уместным
привести
дан
ные
распределения
золота
по
фракциям
и
в
его
рудах:
0,02
мм
0,
05
мм
< 0,074
мм
- 2,5%;
- 7,5%;
- 90%.
Следует
также
отметить
,
что
,
например
,
коренные
источники
Яно
-
Ко
лымского
золотоносного
пояса
,
явно
тяготеющие
к
плутоногенному
генезису
,
даже
в
тех
случаях,
когда
в
рудах
содержания
золота
не
достигают
промыш
ленных
концентраций,
сопровождаются
россыпями
иногда
уникальными
по
богатству
и
размерам
что
указывает
на
исключительные
россыпеобразующие
свойства
содержащихся
в
них минералов
золота.
Н
апротив,
вулканогенные
месторождения
,
часто
богатые
и
большие
по
размерам
(Карамкен
,
Кубака
Балей
и
др.),
не
дают
даже
непромышленных
россыпей
.
Лишь
в
редких
слу
чаях
в
пределах
рудных
полей,
размещенных
в
вулканитах,
в
делювиально
аллювиальных
образованиях
обнаруживаются
зерна
золота
размером
менее
0,2
мм
.
Эти
факты
указывают
на
нероссыпеобразующие
характеристики
ми-
133
нералов
золота
формаций
вулканогенного
ряда,
что
подтверждает
универ
сальность
зависимости
концентрации
минералов
золота
от
их
гидравлической
крупности.
Правда
,
такая
закономерность
не
ИСКЛЮ'lает
образования
концен
траций
золота
в
элювиальную
стадию
литогенетических
процессов,
разви
вающихся,
в
частности,
в
гумидной
обстановке,
где
химическое
выветривание
подавляет
все
другие
виды
гипергенного
преобразования
рудных
полей
вул
каногенной
природы.
В
этом
случае
могут
возникать
мощные
коры
выветри
вания,
в
которых
концентрации
ру
дн
ого
вещества
возрастают,
причем
часто
до значительных
размеров,
за
счет
разрушения
породообразующих
минералов
и
удаления
петрогенных
элементов.
О
днако
такой
процесс
укладывается
в
стандартную
модель,
когда
в
элювиальную
стадию
россыпеобразования
в
за
висимости
от
физико
-географической
обстановки
кластогенез
подавляется
мощным
проявлением
хемогенеза.
Во
второй
половине
хх
в
.
в
ряде
металлогенических
провинций
мира
открыты
коренные
месторождения
золота
,
не
сопровождающиеся
россыпями,
хотя и
не
при
надлежащие
вулканогенному
ряду
формаций.
Н
екоторые
из
них
отличаются
большими
запасами,
значительными
более
или
менее
равномерно
распределенными
концентрациями
золота
в
промышленных
рудах
характе
ризующихся
обильной
сопутствующей
сульфидной
минерализацией
много
элементного
состава,
тонкодисперсными
субмикроскопическими
выделения
ми
золота,
связанного
с
минералами
преимущественно
мышьяка
и
сурьмы
.
Ру
дные
поля
этих
месторождений
размещаются
в
пределах
осадочных
толщ
претерпевавших
влияние
низкоградиентного
метаморфизма
без
видимой
свя.зи
с
магматическими
процессами,
проявлявшимися
в
пространственно
разобщен
ных
с
ними
тектоно-магматических
структурах,
что
послужило
поводом
для
отнесения
их
к
магматическим
структурам.
К
таким
феноменальным
объек
там
относятся,
например,
месторождения
группы Кар
лин
(штат
Н
евада,
США),
золоторудное
месторождение
Майско
е
(Россия
,
Западная
Чукотк
а);
сходными
чертами
с
названными
месторождениями
обладает
Мурун
тау
(Кы
зылкумы,
Узбекистан)
,
Сухой
Лог
(Ленский
район,
Россия)
и
многие
другие
.
Г
еологическая
позиция
золоторудных
месторождений
карлинской
груп
пы
определяется
их
принадлежностью
к
складчатому
поясу
американских
Кор
дильер
.
Здесь
рудные
поля,
локализованные
в
пределах
эвгеосинклиналь
ных
структур,
располагаются
южнее
обширного
покрова
молодых
вулканитов
,
опоясанных
перивулканической
зоной;
промышленные
руды
приурочены
к
выступам
(окнам)
силурийских
глинисто-карбонатных
пород,
перекрытых
тектоническим
аллохтоном
эвгеосинклинальных
осадков.
Ру
доконтролирую
щей
структурой
являются
скрытые
разломы,
протягивающиеся
в
северо
за
падном
направлении
на
50
км;
на
них
нанизывается
серия
месторождений
с
·
общими
запасами
более
2
тыс
.
т
з
олота
.
В
их
числе
выделяются
Гол
дстрайк
(запасы
более
800
Т
золота)
Гол
Каури
(600
т),
Чимни
Крик
(170
т),
К
арлин
(140
Т),
Джерри-Каньон
и Г
еТ'lел
(по
100
т
каждый)
и
другие
более
мелкие
.
В
неокисленных
рудах
Карлина
золото
имеет
субмикроскопическую
размер
ность
зерен
«0,2
мм),
которые
не
концентрируются
в
рыхлом
покрове,
фор
мировавшемся
при
участии
флювиальной
деятельности
организованных
по
токов.
Однако
экзогенная
история
карлинских
рудных
полей
сопровождалась
возрастанием
концентрации
золота
за
счет
выноса
карбонатной
компоненты
134
рудоносного
пласта
.
В
связи
с
уникальностью
этих
месторождений
следует
отметить
некоторые
особенности
строения
и
условий
формирования
их
руд
ных
залежей.
В
Карлинском
рудном
поле
про
дуктив
ные
тела
представлены
пластовы
ми
залежами
пористых
ожелезненных
глинистых
и
доломитистых
окварцо
ванных
алевролитов,
обогащенных
вкрапленной
сульфидной
минерализаци
ей.
К
ак
я
понял
во
время
посещения
Кар
л
ина
в
1978
Г.,
характер
руд
и
мине
ралов
рудного поля
определился
в
две
стадии
его
формирования
,
что
согласу
ется
с
представлениями
В
.
А.
Банина
[устное
сообщение,
1999
г.],
изучавшего
это
месторождение
.
В
ходе
гидротермального
минералообразования
происхо
дил
привнос
К
,
Ва, Ре,
Лl,
Si
и
органического
вещества,
а
также
Лu,
Hg,
Т1
,
Sb,
Лs,
S;
он
сопровождался
выносом
карбонатного
материала,
возрастанием
остаточной
концентрации
золота
в
рудной
залежи,
окремнением
(халцедони
зацией)
гипергенно
переработанного
субстрата,
образованием
глинистых
ка
лиевых
(иллит)
минералов
и
пиритизацией
.
По
-видим
ому
,
на
завершающем
этапе
развития
минералообразующей
системы
сформировались
баритовые
жилы
,
что
сопровождал
ось
отделением
летучих
компонентов
(Н
2
О,
СО
ъ
H
2
S)
И
привело
к
интенсивному
кислотному
выщелачиванию
пород
в
близповерх
ностной
зоне
и
дальнейшему
их
обогащению
золотом.
В
ажным
представляет
ся
положительная
корреляция
золота,
присутствующего
в
пирите,
с
мышья
ком
[W
ell
, Mullen
s,
1973];
возрастание
его
содержания
в
этом
минерале
в
20
раз
сопровождается
повышением
содержания
золота
в
пирите
почти
на
2
порядка.
Эта
зависимость
Лu
от
As
-
несомненное
свидетельство
гидротер
мального
происхождения
минеральных
парагенезисов
карлинской
группы
месторождений
.
Такая
модель
рудообразующей
системы
и
последователь
ность
её
развития
полностью
объясняет
все
особенности
месторождения
,
ха
рактер
руд
и
их
минеральный
состав,
исключает
альтернативные
представле
ния об
его
осадочном
генезисе
[Бакулин
,
1998J.
Майско
е
рудное
поле
локализовано
в
перивулканической
зоне,
сопря
женной
с
Охо
тско-
Чуко
тским
вулканогенным
поясом,
его
золото-сульфидная
минерализация
развита
в
глинистых
сланцах
и
песчаниках
триасового
возрас
та.
Мес
торождение
приурочено
к
узлу
разнонаправленных
разрывных
нару
шений,
по-видимому,
при
надлежащих
протяженному
разлому
из
числа
опе
ряющих
крупный
вулканический
прогиб.
Золото-мышьяково-сурьмяная
ми
нерализация
развита
в
пределах
безынтрузивного
куполовидного
поднятия,
рассеченного
дайкообразными
телами,
сложенными
гранодиорит-гранит
порфирами
(дорудные)
и
более
поздними
лампро
фирами
и
липаритовыми
порфирами
.
Р
удные
тела
месторождения
представлены
прожилково-вкрап
ленными
метасоматитами,
развитыми
в
субмеридиональных
зонах
смятия
,
дробления
и
гидротермальной
переработки
алевролитов
;
они
не
имеют
чет
ких
границ
и
оконтуриваются
только
по
опробованию.
Эти
тела
сопровожда
ются
кварц-антимонитовыми
жилами
того
же
простирания.
Наибо
лее
ярко
выраженными
метасоматическими
изменениями
алевролитов
являются
ок
варцевание
,
серицитизация
и
каолинизация
.
Их
сульфидная
часть
,
дости
гающая
6-7%
общей
массы
,
характеризуется
тонкозернистыми
выделениями,
субмикроскопические
минералы
золота
связаны
преимущественно
с
арсено
пиритом
,
кристаллиты
которого
имеют
такую
же
крупность
.
Кварц-антимо
нитовые
жилы
содержат
видимое
золото.
135
В
составе
ру
д
Майского
месторождения
присутствуют
пирит
,
арсенопи
рит
а
также
антимонит,
сфалерит,
галенит
,
пирротин
,
халькопирит,
марка
зит,
молибденит,
висмутин
,
акантит,
киноварь
реальгар
бурнонит,
станнин
вольфрамит,
шеелит,
касситерит
и,
что
очень
важно
,
-
большая
группа
само
родных
эле
ментов
,
среди
них:
серебро
,
электрум,
висмут
,
мышьяк,
сурьма
.
Жильная
ассоциация
включает
кварц,
доломит,
анкерит
,
сидерит
,
серицит
,
диккит,
каолинит,
монтмориллонит
,
хлорит,
кальцит,
гипс.
Исследования
показали
(Н
.
А.
Ши
ло,
М
.
С.
Сахарова
и
др.)
1992
г
.
),
что
в
ходе
формирования
месторождения
метасоматический
процесс
сопровож
дался
накоплением
золота
в
рудах
;
его
концентрация
контролировалась
при
сутствием
активных
осадителей
(арсенопиритом
и
пиритом)
и
стимулирова
лась
углеродистым
субстратом
алевролитов
.
Пос
леднее
создавало
восстанови
тельную
среду.
На
месторождении
отсутствует
зона
окисления,
что
указывает
на
субпо
лярные
условия
экзогенного
развития
рудного
поля,
не
сопровождающегося
россыпями
.
Субмикроскопическое
золото
Майского
месторождения
не
кон
центрируется
в
рыхлом
чехле,
сформировавшемся
в
его
пределах
.
4.3.
Оловорудные
формации
Общая
характеристика
При
анализе
россыпеобразующих
оловорудных
формаций,
вероятно
,
нельзя
полностью
повторить
схему
разделения
месторождений
на
четыре
формационных
семейства,
как
это
сделано
для
золоторудных
месторождений
;
полная
аналогия
здесь
исключается
вследствие
различных
химических
свойств
золота
и
олова,
определяющих
их
неодинаковое
геохимическое
пове
дение
в
земной
коре
и во
многих
случаях
пространственную
разобщенность
золоторудных
и
оловорудных
месторождений
и
провинций
.
О
лово
значится
в
IV
группе
и
в
пятом
сокращенном
полупериоде
периодической
системы
Д
.
И
.
Менделеева
и
,
относясь
к
р-элементам,
находится
в
окружении
элемен
тов
с
аналогичными
структурами
электронных
оболочек
-
Ga
(4s
2
4
p
l)
4
Ge
(4sЧр2)
4
As(4sЧрЗ),
In(5
s25
p
l)
4
Sn(5s25p2)
4
Sb(5s
2
5p3)
, Tl(6s
2
6
p
l)
4
РЬ(6
s26р2)4
Вi(6
s
2
6рЗ).
По
-видимому,
именно
сходством
структур
электронных
орбиталей
и
нормируется
их
геохимическое
партнерство
в
рудных
системах,
что
и
профилирует,
таким
образом,
оловоносные
провинции
.
В
природе
известно
10
изотопов
олова
(112S
n
,
114
-
120S
n
,
12З
-
124S
п
),
по
следний
из
них
слабо
радиоактивен
с
периодом
полураспада
T
1
/
2
>
1016
-
101
7
лет.
Благо
даря
большому
количеству
изотопов
олово
резко
выделяется
среди
других
элементов.
Оно
отличается
в
общем
пониженной
минерагенностью
,
несомненно,
определяющейся
его
принадлежностью
к
р-элементам
,
что
на
ходится
в
полном
согласии
со
статистикой,
приведенной
выше
.
В
настоящее
время
известно
40
природных
минеральных
видов,
в
составе
которых
присут
ствует
Sn,
хотя
В
.
В
.
Иванов
(1996
г
.
)
с
учетом
различных
интерметаллидов
типа
Рd
зSп
-
Рd
з
РЬ
и
фаз
в
изоморфных
рядах
(например
CU2FeSnS4 -
Си2
(FeZn)SI1S4 - Ctl2ZnSnS4)
насчитывает
оловосодержащих
минералов
77
,
136
в
том
числе
к
халькогенидам
он
относит
24
минерала,
к
сульфоарсенидам
- 7,
сульфоантимонитам
- 4,
интерметаллидам
и
сплавам
-
11
,
гидроксидам
-
11,
оксидам
- 9,
силикатам
- 6,
боратам
и
гидроборатам
- 3,
гидрохлоридам
- 1.
Среди
них
выделяеТGЯ
оксид
олова
(Sn0
2),
т
.
е.
касситерит
,
пожалуй
,
являю
щийся
единствеННЫ1rf
промышленно
значимым
минералом
,
хотя
в
некоторых
случаях
в
оловянных
рудах
разной
формационной
принадлежности
отмеча
ются
заметные
концентрации
и
других
минералов
олова,
которые
,
однако
,
никогда
не
достигают
интересующих
горное
производство
скоплений.
Прав
да,
кроме
касситерита
иногда
выделяется
станнин
(Cu2FeSnS)
и
в
редчайших
случаях
-
кёстерит
(Cu2ZnSnS).
В
качестве
изоморфных
примесей
в
кассите
рите
установлены
Fe,
Та,
Nb
, Ti,
иногда
Zr
и
W,
которые,
несмотря
на
свой
ственную
им
разно
валентность
и
принадлежность
к
d-элементам
,
внедряются
в
решетку
различных
касситеритов.
По
существующим
оценкам
кларк
олова
в
земной
коре
(в г/т)
равен
2,5,
в
верхней
мантии
- 5,6,
в
нижней
- 1,5.
Главные
типы
пород
характеризуются
следующими
кларками
(в
г/т):
ультрабазиты
- 0,5,
базиты
- 1,
5,
средние
по
роды
- 1,6,
гранодиориты
- 2,5,
граниты
- 3,0,
сланцы
- 6,0,
песчаники
и
карбонатные
породы
- O,n
(
В
.
В
.
И
ванов
,
1996
г
.
)
.
Мною
давно
было
обращено
внимание
на
то
,
что
в
потенциально
пер
спективных
на
олово
гранитоидах
породный
,
жильный
и
особенно
метасома
тический
комплекс
минералов
,
как
правило,
характеризуется
развитием
тю
рингита
[Fе
з
s
(Fe
3+)
I
S[Si2
sAl
1
SOIO][OИJ6
-
пН
2
)]
,
в
то
время
как
для
магма
титов
,
гидротермалитов
и
метасоматитов
золотоносных
провинций
в
хлори
т
овой
ассоциации
типичен
пеннин
(Mg,
Fe)Al[AlSi2
0
10][O
ИJ
8.
М
ежду
про
чим
,
В
.
л
.
Барсуков
в
некоторых
своих
работах
в
качестве
надежного
индика
тора
региональной
оловоносности
рассматривал
отношение
Fе/Fе2
0
з
в
пред
и
синрудных
гранитоидах
.
Тем
не
менее
даже
в
монохронных
металлогенических
провинциях
на
блюдается
не
достаточно
еще
понятная
причина
разобщенности
оловоносных
и
золото-серебряных
рудных
районов
.
Возможно
,
в
ее
основе
лежит
различ
ная
химия
золота
и
олова
,
определяющаяся
их
положением
в
системе
Д
.
И
.
Менделеева.
Так,
атомный
радиус
олова
(0
,
158
нм)
больше,
чем
у
золо
та
и
серебра
(0,144
нм)
,
кстати
сказать
,
относящихся
к
d-элементам,
тогда
как
олово
-
к
р-элементам
.
Объем
атомов
олова
также
больше
(Sn -
16
,515,
Ан
и
Ag
- 12502).
Олово
имеет
и
иную
,
чем
золото
и
серебро,
энтропию
.
Различия
химических
свойств
олова
и
золота
(это
относится
ко
всем
благо
ро
д
ным
металлам
,
хотя
,
например
,
платина
из
восьмого
ряда
периодической
с
истемы
в
различной
степени
окисления
ведет
себя
уже
не
так,
как
золото)
сфокусированы
в
строении
электронных
оболочек,
которыми
определяется
групповая
принадлежность
элементов;
у
олова
электроны
распределяются
по
орбиталям
5s
2
и
5
р
2,
У
золота
по
5d
l0
6s
1
(у
серебра
4d
I0
5s
l
).
Со
структурными
различиями
электронных
оболочек
связаны
потенциалы
ионизации
и
элек
тросро
д
ство
:
у
олова
они
соответственно
равны
709,8
и
407,4
кДж
,
тогда
как
у
з
олота
- 894
и
546
кДж
,
т.
е
.
значительно
выше
,
чем
у
олова.
В
отличие
от
з
олота
олово
,
об
лад
ая
сродством
к
02, S, F, Cl,
в
минералообразующих
про
цессах
в
разных
валентностях
проявляет
или
основные
катионные
свойства
(Sn
2
+),
или
амФотерные
(Sn
4
+)
со
склонностью
к
ангидридности.
П
о-видимо-
137
му,
именно
этой
особенностью
диоксида
олова
объясняется
как
его
присугст
вие
в
золото-серебряных
рудных
парагенезисах
,
так
и
участие
в
формировании
в
одних
и
тех
же
структурах
как
золоторудных,
так
и
оловорудных
месторожде
ний.
Ярким
примером
тому
может
служить
Яно
-
Ко
лымский
золотоносный
по
яс.
эта
важная
особенность
четырехвалентного
олова,
а
также
проявляющиеся
у
золота
амфотерные
свойства
будучи
незамеченными,
привели,
например,
С. С.
Смирнова
,
а
впоследствии
В
.
А.
Царегр
адского
к
ошибочным
выво
да
м
об
антагонизме
олова
и
золота,
из
чего
бьU1
сделан
вывод
о
несовместимости
их не
только
в
одних
и
тех
же
месторождениях,
но
даже
в
близких
по
времени
фор
мирования
рудных
районах.
На
практике
это
приводило
к
тому,
что
в
случае
обнаружения
в
какой-то
структуре
оловянного
оруденения
автоматически
исключались
поиски
золоторудных
месторождений,
и
наоборот
.
Н
а
основа
нии
этой
ложной
ПОСЬU1ки
при
отработке
,
например
,
оловорудного
месторо
ждения
Галимое
(Омсукчанская
оловоносная
зона,
Охо
тско-
Ч
укотский
вул
каногенный
пояс,
Россия)
БЬU10
выброшено
в
хвосты
более
4
т
золота
.
Приверженность
С. С.
Смирнова
к
такой
ошибочной
позиции
непонят
на,
так
как
он,
будучи
прекрасным
минералогом,
не
мог
не
знать
о
наличии
,
например,
канфильдита
(AgSSnS6)
в
саксонских
месторождениях
или
о
широ
ком
развитии
этого
минерала
в
боливийском
По
тоси,
где
канфильдит
встре
чается
в
ассоциации
с
сульфосолями
серебра,
со
сфалеритом
,
пираргиритом
и
стефанитом;
вероятнее
всего,
ему
были
известны
и
находки
звягинцевита
(Pd, Pt,
Аu)
з(
РЬ
,
Sn)
в
Норильском
платиново-металльном
месторождении
,
в
рудах
которого
вместе
с
платиной
,
палладием
и
др.
присутствуют
золото
,
олово
И
свинец
.
Таким
образом,
для
рудного
комплекса
оловоносных
месторождений
весьма
характерен
сложный
минеральный
состав,
в
их
образовании
наряду
с
р-элементами
принимают
участие
d-
и
s-элементы
.
Особ
енно
активное
взаи
модействие
олова
и
окружающих
его
соседей
р-элементов
из
4-го
и
5-ro
пе
риодов
проглядывается
в
минералах
,
в
которых
широко
представлены
р-элементы
2-го
и
3-го
периодов.
К
ним
относятся
B(2
s2pl)
~
(2
s22p2
)
~
O(2
s2p4)
~
F(2
s22p5)
, P(3
s2p3)
~
S(3s
2
p4)
~
CI(3s2p5)
.
В
связи
с
э
тим
можно
утверждать,
что
олово
и
некоторые
р-элементы
со
сходными
структурами
электронных
оболочек
в
рудообразующих
процессах
совместно
реализуют
свои
фундаментальные
свойства,
определяемые
положением
их
в
периодиче
ской
системе
Д
.
И
.
Мен
делеева.
И
в
зависимости
от
режимов
минералообра
зования
рудные
парагенезисы
иногда
приобретают
феноменальные
черты
возникающие
в
меняющихся
физико-химических
условиях
рудообразования
,
в
котором
принимают
участие
разновалетные
элементы,
хотя
и
со
сходными
электронными
орбиталями
.
О
роли
электросродства
в
химических
взаимодействиях
золота
говори
лось
выше
,
здесь
следует
подчеркнуть
,
<IТO
элементы,
обл
ада
ющие
минималь
ными
значениями
электросродства,
к
которым
относится
олово
,
обра
зу
ют
семейство,
индифферентное
к
приобретению
отрицательного
за
ря
да.
Высокое
химическое
сродство
олова
к
сере
и
хлору
в
д
вухвалентном
состоянии
опр
е
деляет
его
вхождение
в
ассоциацию
с
сульфидами
железа,
ме
д
и
,
цинка
,
св
ин
ца
.
Четырехв
алентное
олово
обладая
более
сильным
химическим
сродством
к
13
8
кислороду
и
фтору
,
объясняет
его
парагенезис
с
минералами,
в
состав
кото
рых
входит
общеизвестная
ассоциация
элементов
W,
Мо
,
Bi
В
е,
Nb,
Та
,
от
части
Fe,
хотя
железо
нередко
присутствует
и
в
собственно
оловянных
мине
ралах
.
П
о-видимому,
в
какой-то
мере
в
основе
формирования
такой
параге
нетической
ассоциации
лежит
тенденция
меняющихся
связей
:
с
повышением
валентности
элементов
происходит
их
ослабление
с
S
и
Сl
и
одновременное
усиление
с
такими
окислителями,
которыми
являются
О
и
F.
Проблема
кл
а
с
сификации
олово
рудных
ме
с
торождений
И
зуче
ние
ОЛОВОРУДНbJХ
месторождений
различных
провинций
мира
по
казывает,
что
для
большинства
из
них
устойчивыми
с
касситеритом
комплек
сами
рудных
минералов
являются
пирит,
марказит,
пирротин,
халькопирит
,
сфалерит,
галенит,
арсенопирит,
станнин
,
киноварь.
П
етрогенный
комплекс
минералов
отличается
значительным
разнообразием
и
зависит
от
множества
причин
:
от
генезиса
месторождений,
от
зоны
их
формирования
по
отноше
нию
к
магматитам
(плутонам,
дайкам,
эффузивным
фациям
различных
по
род),
от
предрудного,
синрудного
и
послерудного
метасоматоза
и
др.
К
роме
того,
изучающие
оловорудные
месторождения
часто
сталкиваются
с
усложне
нием
как
петрогенной
минерализации,
так
и
парагенезисов
рудного
комплек
са
за
счет
наложения
друг на
друга
близких
стадий
рудообразующего
процес
са.
Все
это
создавало
почти
непреодолимые
трудности
в
создании
удовлетво
рительной
систематики
оловорудных
месторождений,
и
в
том
числе
россыпе
образующих
формаций.
В
30-х
годах
хх
в.
в
геологии
олова
утвердилась
классификация,
пред
ложенная
в
1937
г.
С. С.
Смирновым,
позже
'получившая
развитие
в
работах
О
.
Д.
Левицкого
и
Е.
А.
Радкевич.
Однако
в
ее
основе
лежат
неравнозначные
(несопоставимые)
признаки
.
Не
прибегая
к
детальному
рассмотрению
этой
проблемы
,
отмечу
лишь,
что,
с
одной
стороны,
в
этой
классификации
фор
мации
выделяются
только
по
минералогическому
составу
месторождений
(касситерит-кварцевая,
касситерит-сульфидная),
а
с
другой
-
по
условиям
образования
месторождений,
без
учета
их
минералогического
состава
(пегма
титовые
скарновые);
используется
также
петролого-геохимический
признак
(риолитовая
и
др.).
В прочем
,
сам
С. С.
Смирнов,
вполне
сознавая
трудности
в
создании
систематик
оловорудных
месторождений
и
несовершенство
пред
ложенной
им
классификации
в
работе
«Минералогический
очерк
Я
на
Адычанского
района
»
[Смирнова
и
др.,
1941]
специально
рассмотрел
эту
про
блему,
правда
,
применительно
к
изученным
месторождениям,
однако
с
при
влечением
оловорудных
объектов
Б
оливийской
рудной
провинции,
К
орнуол
ла
(месторождение
East
Рооl
Vine),
Австралии
- К
винсленд
,
Н
овый
Ю
жный
Уэльс,
Тасмания
и
отечественных
-
Хапчаранга
и
др.
[с.
54-59].
Позже
В
.
Т.
Матвеенко
эту
классификацию
дополнил
касситерит
силикатной
формацией
,
впоследствии
трансформировавшейся
в
касситерит
силикатно-сульфидную
что
крайне
усложнило
и
без
того
далекую
от
совер
шенства
систематику
оловорудных
месторождений
.
Н
ерасшифрованный
смысл
<<Олово-силикатной»
формации
делает
вообще
бессмысленным
ее
вы-
139