Месторождения олова

     МЕСТОРОЖДЕНИЯ ОЛОВА

     Олово в сплавах с медью определило «бронзовый век» (4000—1000 лет до н. э.) материальной культуры человечества. Добыча его велась в древности на территории Англии, Боливии, Китая и СССР (Калба). Олово нашло широкое применение благодаря своей легкоплавкости, мягкости, ковкости, химической устойчивости и способности давать высококачественные сплавы. Используется для производства белой жести и фольги. К основным областям потребления олова относится: пищевая (40%), авиационная, автомобильная, судостроительная и радиотехническая промышленности, а также типографское дело, красильное производство, гальванопластика, стекольная и текстильная промышленность. Олово извлекают из оловянных, олово-вольфрамовых, олово-серебряных и олово-полиметаллических руд.

     Цена 1 т олова 6870 долларов. В капиталистических  и развивающихся странах в 1975 г. было произведено олова в концентрате 170,2 тыс. т;запасы оценивались: разведанные 3 млн. т, общие — 6,8 млн. т. Уникальные коренные месторождения олова (Кинта в Малайзии, Маунт-Плезант в Канаде) обладают запасами более 100 тыс. т, крупные 100—25 тыс. т, средние 25—5 тыс. т  и мелкие менее 5 тыс. т. Богатые руды содержат олова более 1%, рядовые 1—0,4%, бедные 0,4—0,1%. Россыпи разрабатывают при содержании олова 0,01—0,02% или 100—200 г/м³, но имеются богатые россыпи с содержанием до 2—3 кг/м³.

     ГЕОХИМИЯ  И МИНЕРАЛОГИЯ

     Олово характеризуется наличием 10 изотопов с массовыми числами 112, 114—120, 122 и 124. Среди них преобладают ""Эп (14,24%), "«Бп (24,01%) и ^ш8п (32,97%). Олово — элемент с двойственной геохимической природой, преимущественно литофильный и отчасти халькофильный — в зависимости от режима кислорода и серы; при недостатке кислорода на поздних стадиях гидротермального процесса олово входит в состав сульфостаннатов. Кларк олова 2,5-10~⁴%. Он понижен в ультраосновных (5-10^-6%) и основных (1,5-10"⁴%), повышен в кислых магматических породах (3-10~⁴%). Коэффициент концентрации олова 2000.

     Эндогенные  промышленные концентрации олова связаны  с кислыми и умеренно-кислыми  изверженными породами —■ гранитами  и грано- диоритайи, а также с риолитами. Олово выносится постмагматическими растворами, содержащими повышенное количество летучих (Р, В). Оно находится в рудоносных растворах в комплексных фтористых соединениях, по В. Барсукову, в виде гидроксофторстаннатного иона [Эп(ОН, Р),] в щелочном растворе. При понижении щелочности до рН 7—7,5 происходит гидролиз этого комплекса с образованием плавиковой кислоты и выпадением в осадок гидроокиси олова, которая при дегидратации переходит в безводную двуокись (касситерит).

     В экзогенных условиях касситерит устойчив, образует россыпи; сульфостаннаты олова  окисляются и замещаются колломорфным касситеритом. По данным анализа газово-жидких включений (А. Кокорин и Д. Кокорина), оловорудные месторождения образуются в интервале температур 550—50° С при перепаде давлений от 1500 до 30—50 кгс/см^!, из гидротермальных растворов сложного состава (с преобладанием катионов Ыа и Са, анионов С1, Р, НС0₃ и Э0₄) и меняющейся концентрации от 2—3 до 60 вес. %.

     Известно  до 20 минералов олова. Промышленное значение имеют касситерит 3п0₂ (78,6%) — главный минерал оловянных руд, а также станнин Си₂Ре5п5₄ (27,7%), тиллит РЬБпБа (30,4%), франкеит РЬ^п^Ь^ (17%) и цилиндрит РЬ₃5п₄5Ь₂8₁₄ (26%).

     МЕТАЛЛОГЕНИЯ

Эндогенные  месторождения олова являются постмагматическими образованиями кислой и умеренно-кислой магмы. Они формировались в среднюю и преимущественно в позднюю стадию геосинклинального этапа, а также в связи с процессами тектоно-магматической активизации платформ и областей завершенной складчатости. Пегматитовые и грейзеновые месторождения связаны с аляскитовыми гранитами, скарновые и плутоногенные гидротермальные — с гранитоидами повышенной основности,, а вулканогенные гидротермальные месторождения — с кислыми вулканитами (риолитами, дацитами). Оловоносные гранитоиды и ассоциированные с ними месторождения приурочены к орогенным зонам, срединным массивам и вулканогенным поясам; они контролируются крупными разломами, часто находятся в участках пересечения ими положительных складчатых структур. Высказано предположение (J1. Бауманн), что стра- тиформные месторождения касситерита в метаморфизованных вулкано- генно-осадочных породах верхнего протерозоя — нижнего палеозоя Рудных гор в ГДР относятся к вулканогенно-осадочным образованиям ранней стадии геос инклинального этапа. Экзогенные месторождения, представленные россып ями, формируются в платформенный этап в континентальных или прибрежно-морских условиях.

Месторождения олова образуются в различные  геологические эпохи развития Земли, увеличиваясь по количеству и запасам  от древних эпох к молодым. В архейскую  и протерозойскую эпохи формировались  пегматитовые, грейзеновые и скарновые месторождения (Кителя в Карелии; Маноно-Китотоло в Заире). Известны каледонские месторождения таких же j типов (Mayнт-Кливленд в Австралии). Значительно более широко развиты грейзеновые, скарновые и плутоногенные гидротермальные месторождения герцинской эпохи (Баймурза в Казахстане; Учкошкон в Средней Азии; Альтенберг в ГДР; Циновец в Чехословакии; Долкоатс в Великобритании). Но особенно богаты плутоногенными и вулканогенными гидротермальными месторождениями олова киммерийская и альпийская эпохи (Валькумей на Чукотке, Депутатское в Яку.тии, Солнечное в Приамурье, Хрустальное в Приморье, Хапчеранга в Забайкалье; Ллалагуа и Потоси в Боливии; Лост Ривер в США; Акенобе в Японии). В альпийскую и современную эпохи образовались богатейшие россыпи стран Юго-Восточной Азии (Малайзии, Индонезии, КНР).

     ТИПЫ  ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

     Среди промышленных месторождений олова  выделяются: 1) пегматитовые, 2) скарновые, 3) грейзеновые; 4) плутоногенные гидротермальные, 5) вулканогенные гидротермальные, 6) россыпные.

     Пегматитовые  месторождения

     Пегматитовые  месторождения олова известны в  СССР: в Восточной Сибири, за рубежом — в Заире (Маноно-Китотоло), США (Силь- вер Хилл), Канаде (Бёрд Ривер). Размещаются в краевых частях биотитовых и двуслюдяных гранитных массивов или в их экзокон- тактовой зоне на расстоянии до 2—3 км. Находятся преимущественно в докембрийских комплексах и реже в геоантиклинальных зонах складчатых областей каледонид и герцинид. Оловоносные пегматиты слагают жильные, штокообразные и линзовидные тела. Пегматитовые тела формируют протяженные (до 10—15 км) поля при'ширине в первые сотни метров.

     Руды  обычно комплексные, разрабатываются  на Эп, Та, ЫЬ, Бс и ИЬ, частично на и  Вi Наиболее богаты оловом (до 0,1%) альбитовые и альбит-сподуменовые пегматиты. Оловоносность в них связана с наложением более поздних процессов — альбитизации и грейзенизации. Главные минералы; рудные — касситерит, сподумен, петалит, амблигонит; неруд. ные — кварц, микроклин и альбит, а также топаз и турмалин; редкие — танталит и вольфрамит. Касситерит представлен рассеянной вкрапленностью от 0,1 до 2 см, обычно в виде крупных дипирамидальных кристаллов черного цвета; типоморфные примеси Та, ЫЬ, 7л и .Бс.

     Оловоносные пегматиты не имеют существенного  практического значения, но являются важным источником россыпей касситерита.

     Грейзеновые месторождения

     Грейзеновые месторождения олова известны: в СССР — на Чукотке (Экуг), в Якутии (Кестер, Бутыгычаг), Забайкалье (Этыка), Приморье (Чапаевское), Малый Хинган (Олонойское) и Средней Азии (Актас); за рубежом — в ГДР (Альтенберг), Чехословакии (Циновец), США (Лост Ривер на Аляске), КНР (Лиму), Бирме (Мауча). Они связаны с лейкокра- товыми аляскитовыми гранитными интрузиями |гипабиссальной фации; приурочены к их куполам, штокам и апофизам. Локализуются как в гранитных породах, так и в породах их кровли. Часто ассоциируются с грейзеновыми месторождениями других металлов, особенно вольфрама. Имеют разнообразный возраст — от архейского до альпийского включительно, но наиболее характерны для герцинской и киммерийской металлогенических эпох. Формируются на средней и поздней стадиях геосинклинального этапа, а также при процессах активизации платформ.

     Грейзеновые месторождения олова представлены главным образом жилами, приуроченными  к трещинам скола, и штокверками, связанными с мелкой трещиноватостью  обычно прототектонического происхождения, реже трубообразными телами, находящимися на пересечении трещин или разломов. Размеры отдельных жил десятки -— сотни метров по простиранию  и. столько же по падению при мощности от 0,1 до 2—3 м, обычно 0,5—1 м. Они образуют жильные поля протяженностью в несколько  километров и до 1000—1200 м по |падению. £ .

     Руды  часто комплексные, помимо Эп содержат Ід* Та и №). Главные минералы: рудные — касситерит, ^вольфрамит, арсенопирит, цинн- вальдит; нерудные — кварц, альбит, ортоклаз, мусковит, сидерофиллит, топаз, флюорих, турмалин; второстепенные —^ пирротин, висмутин, магнетит, шеелит, халькопирит, сфалерит, галенит, гематит, а также адуляр, серицит и кальцит. Вмещающие Породы подвержены грейзенизации, калишпатизации и альбитизации.

     Минералообразование происходит в несколько стадий: 1) предруд- ную — микроклин-альбитовую; Щ2) кварц-касситеритовую, сопровождающую образование грейзенов; 3) касситерит-вольфрамитовую; 4) сульфидную, иногда с касситеритом; 5) кварц-карбонат-флюоритовую. Грейзеновые месторождения олова формировались из высококонцентрированных, многокомпонентных гидротермальных растворов в интервале температур 600—200° С.

     Горизонтальная  зональность характеризуется уменьшением  содержания касситерита и увеличением количества сульфидов по мере удаления от интрузива. Такая же _квртииа наблюдается и по росстанию рудных жил. Иногда отмечается обратная вертикальная зональность; так, например, на верхних горизонтах месторождения Бутыгычаг (Якутия), по И. Драбкииу, содержание]' касситерита в рудах с глубиной снижается, он вытесняется сульфидами.

     I рейзеновые месторождения относятся к касситерит-кварцевой формации, выделенной С. Смирновым.

     Этыка. Находится в Забайкалье. Участок  сложен песчано-сланцевой толщей нижней—средней юры, собранной в складки и осложненной зоной трещи новатости. Установлено два интрузивных комплекса киммерийского возраста: 1) гранодиори- товый—с дайками плагио- гранит-порфиров, гранит- порфиров и диоритовых порфиритов; 2) гранитный, сложенный ранними био- титовмми и поздними ама- зонитовыми гранитами.

     Рудные  тела представлены топаз-кварцевыми жилами в пологих трещинах отрыва и более выдержанными кварц-амазо- китовыми жилами в крутых трещинах скола суб- Мфидионального простирания (рис. 67). Главные минералы: рудные —- касситерит и циннваль- Аит; нерудные — кварц, топаз (или амазонит) и калиевый полевой шпат; второстепенные — станнин, вольфрамит, арсенопирит, халькопирит, сфалерит и галенит, а также альбит, флюорит, жильбертит. Текстуры РУД - массивные, блоковые, брекчиевые, полосчатые и прожилковые; труктуры- кристаллические и колломорфные. 
 

Рис, 07. Схема  структуры второго участка Эгыкинекого  оловянного месторождения. По О. Левицкому, Я. стову, Р. Константинову, П. Станкееву.

     / • песчаники, йллнролитм, глинистые  глянцы; 2 — конгломераты мллкогялечны*; 5 - дайки догрянитных дюрит- порфиритоа; 4 - дяйки плагиогранит-порфирои; 5 руд- им# ЖИЛЫ' а — киярц-вмяяоиитоиыл, 0 — топаа-кпярцены*; , 0 і р«й9вни'1ир0аяиныв породы; 7 -»она брекчиров шии; _ Я — каиааы

Рис. 68. Схема строения грейзеиового месторождения Альтенберг с геохимическими

ореолами  рассеяния. По Г. Тишендорфу.

/ — оловоносный  грейзеновый шток; 2 — граниты; 3 — граннт-порфнры; 4 — кварц-порфир^ 6 — аномальное содержание олова; 6 — линии геохимических профилей 

     Минералообразование происходило в три стадии: 1) кварц-топазовую I, или кварц-амазонитовую; 2) кварц-топазовую II, или циннваль- дит-флюоритовую (360—290° С); 3) альбит-ортоклазовую с сульфидами (230—150° С). Касситерит выделялся главным образом в первую стадию, отчасти во вторую; количество сульфидов: увеличивается к последней стадии.

     Альтенберг. Находится в ГДР. Приурочен к  купольной части Аль- Тенбергского гранит-порфирового штока герцинского возраста, внедрившегося в кварцевые порфиры. Рудное тело представляет собой трубообраз- ной формы штокверк с поперечным сечением 0,4X0,5 км. Он образовался в гранит-порфирах, пронизанных сетью мельчайших прототектонических трещин (рис. 68), Состав грейзенов: кварц (60%),,слюды (30—35%) и топаз (5—7%). Главные рудные минералы — циннвальдит и касситерит; второстепенные — висмутин, самородный Висмут, арсенопирит, пирит, халькопирит, молибденит, вольфрамит, гематит, магнетит, сфалерит и блеклые руды. Нерудные минералы: главные — кварц, топаз; второстепенные — флюорит и сидерит. Гранит-порфиры интенсивно грейзенизированы.

     Выделяются  следующие "стадии минералообразования: 1) калишпа- товая; 2) альбитовая; 3) кварц-Циннвальдит-топазовая с касситеритом и вольфрамитом; 4) поздняя калишпатовая; 5) флюорит-сульфидная с гематитом. Центральная зона месторождения сложена богатыми рудами, периферическая менее богата оловом и содержит повышенное количество сульфидов (преобладает арсенопирит).

     Скарновые месторождения

     Скарновые месторождения олова известны: в  СССР — в Приморье (Ярославское), Средней Азии (Майхура, Сары-Булак) и  Карелии (Пит- кяранта, Кителя); за рубежом в КНР (Лаочан), Малайзии (Беатрис), Индонезии (Клаппа, Кампит) и Мексике (Сан-Антонио). Оруденение приурочено к известковым скарнам, иногда наложенным на ранние магнезиальные. Они ассоциируют с биотитовыми гранитами и гранитоидами повышенной основности. Располагаются в непосредственном контакте массивов с вмещающими толщами осадочных пород, содержащих горизонты известняков или доломитов, или в некотором удалении от них, но в ореоле контактового воздействия интрузий.

     Рудные  тела имеют согласную пластообразную и линзовидную, а также секущую  трубообразную и реже жилообразную формы. Руды оловянные и комплексные (5п—Бп—Си, Бп—РЬ—1т\), характеризуются  сложным минеральным составом. Главные минералы: рудные — магнетит, касситерит, шеелит, пирротин, арсенопирит, пирит, халькопирит, сфалерит и галенит; нерудные — реликты известковых скарновых минералов (гранат, пироксен), реже магнезиальных (форстерит), тремолит, флюорит, турмалин, актинолит, флогопит, мусковит; второстепенные — станнин, висмутир и блеклые руды, а также полевой шпат, кварц ^и карбонаты.

     Минералообразование происходило в несколько стадий: скарново- магнетитовую (600—360° С), касситерит-полевошпатовую и кварц-сульфидную (450—160° С). Изменение вмещающих пород проявилось в скар- нировании, актинолитизации и тремолитизации. Более высокотемпературные ассоциации, содержащие магнетит, касситерит, пирротин и арсено- пирит, лучше проявлены на более глубоких горизонтах месторождений и ближе к интрузии; на верхних горизонтах и флангах развиты сульфиды.

     Кителя. Находится в Карелии. Участок  сложен гранито-гнейсами, метаморфическими сланцами и мраморизованными известняками питкя- рантской свиты докембрия. Они образуют куполовидную структуру, прорванную Самгинским интрузивом. Массив сложен породами трех фаз внедрения (от 1650 до 1420 млн. лет), объединяемых в единый комплекс гранитов рапакиви и их жильных дериватов. Месторождение расположено на контакте гранитов второй фазы, но его рудные тела, подчиняясь горизонтам скарнированных известняков^ прослеживаются вкрест интрузивному контакту (рис, 69).^

     Главная скарново-рудная залежь пластообразной формы, имеющая крутое падение, приурочена к нижнему горизонту карбонатных  пород (мощность 10—50 м). В ней выделяются рудные столбы, которые контролируются флексурными изгибами пластов и трещиноватостью. Руды комплексные (Бп—1п—Си). Главные минералы: рудные — магнетит, сфалерит, халькопирит и касситерит; нерудные — диопсид, геденбергит, ан- Драдит-гроссуляр, везувиан, актинолит, кварц, кальцит и флюорит; второстепенные — пирит, пирротин, сульфосоли и шеелит, а также топаз, слюды и хлорит. Текстуры руд — полосчатые, брекчиевидные и вкрапленные.

 
г> м Схема геологического строения восточной части рудного поля Кителя, Но Лн ^РиСв . В. Херовым.

/ __ четвертичные  отложения; 2 — рудные скарны; 3 — граниты второй фазы; 4— артеритовые мигматиты; б — плагиомикроклиновыё гнейсо-граниты и теневые мигматиты; биотит-кварцевые сланцы и гцейсо-сланцы с про^лоя-ми кварцитов; 7~ мраморизованные и скарннрованные известняки с прослоями скарнов; 8 — амфиболовые сланцы и полевошпатовые амфиболиты; 9— пачки пере слаивания разнообразных сланцев, амфиболитов и маломощных прослоев скарнированных известняков; 10 тектонические нарушения 
 

     Минералообразование происходило в четыре стадии: 1) скарново- магнетитовую (580—440° С), связанную с формированием гранитов рапа- киви второй фазы; 2) касситерит-полевошпатовую (420—380° С), следующую за внедрением даек аплитовидных гранитов; 3) кварц-сульфиднук> (350—300° С); 4) послерудную хлорит-кальцитовую (220—140° С). Скар- новая залежь в. поперечном сечении имеет, зональное строение: 1) скарни- рованные известняки (3—6 м); 2) безрудные амфибол-пироксеновые скарны (до 20 м),; 3) пироксёновые и, амфибол овые скарны (до 5—6 м) с магнетит- сульфидной рудой; 4) ■пироксен-гранатовые скарны (2—3,5 м) с вкрапленностью магнетита, касситерита и сульфидов; 5) кальцит-пироксеновые скарны с магнетитом.

     Плутоногенные гидротермальные месторождения

     Плутоногенные гидротермальные месторождения, наиболее распространенные среди месторождений олова, известны: в СССР — на Чукотке (Валькумей), в Якутии (Депутатское, Эге-Хая), Приморье (Хрустальное), Приамурье (Солнечное),. Забайкалье (Хапчеранга> Шерловая Гора); за рубежом — в Великобритании (Долкоатс,Крофти в Великобритании), Канаде (Маунт-Плезант), Австралии (Маунт-Бишоф). Они связаны с малыми интрузиями гибридных гранитоидов повышенной основности, реже с плуто- нами нормальных гранитоидов. Характерно развитие даек лампрофиров, диоритовых и диабазовых порфиритов, с которыми в пространстве и во времени ассоциируются рассматриваемые месторождения олова. Расположены в массивах гранитоидов, чаще в. песчано-сланцевых толщах вблизи них. Рудные тела представлены жилами главным образом в крутых трещинах скола, жилообразными телами "в зонах Яробления, штокверко-» _вЫми зонами и реже трубообразными телами в участках пересечения разломов или трещин. Размеры рудных жил десятки — многие сотни метров в длину по простиранию,- 300—350 м по падению при мощности от 0,1 до 2—3 м; часто они образуют жильные поля, протягивающиеся на несколько километров и до 1000 м по падению.

     Главные минералы: рудные— касситерит и пирротин; жильные — кварц, турмалин, хлорит; второстепенные — арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит,и станнин, а также адуляр, серицит,, манганосидерит, мангананкерит и кальцит.,, Касситерит 'характеризуется длиннопризмати- ческим и игольчатым обликом кристаллов. Вмещающие породы гидротермально изменены с образованием кварц-турмалиновых и кварц-серицит- хлоритовых метасоматитов.

     Минералообразование протекало в следующие главные  стадии: I) турмалин-кварцевую или хлорит-кварцевую; 2) касситерит-кварцевую (550—300° С); 3) сульфидную (350—200°С); 4) галенит-сфалерит-карбонатную (320—200° С); 5) карбонат-флюорит-кварцевую (250—30° С). Вертикальная зональность проявлена в смене (снизу вверх) малосульфидных турмалин- и хлорит-касситеритовых руд сульфидными. Горизонтальная зональность выражена в том, что центральная зона (обычно над гранито- идами) сложена турмалин-касситеритовыми рудами, средняя — хлорит- касситеритовыми и внешняя, наиболее удаленная от интрузива — карбо- натно-сульфидными рудами с сульфосолямй.

     Среди плутоногенных гидротермальных  месторождений выделяются две рудные формации, впервые изученные С. Смирновым: 1) касситерит- силикатно-сульфидная, месторождения которой встречаются довольно часто (Валькумей на Чукотке, Депутатское, Эге-Хая в Якутии, Хрустальное в Приморье, Хапчеранга в Забайкалье; Долкоатс, Крофти в Великобритании; Маунт-Плезант в Ка- „ наде); 2) касситерит-сульфид- ная, месторождения которой встречаются значительно реже (Дальнее, Смирновское в Приморье, Солнечное в При-. амурье; Ренисон Белл в Австралии; Менсон Лод в Малайзии).

Месторождения *касситерит-силикатно-сульфидной формации

     Депутатское. Расположено в Якутии. Участок сложен ороговикованными пес- чано-сланцевыми отложениями верхней юры, которые залегают полого, слагая южное крыло синклинали субширотного простирания, Ме- 

/ г— вмещающие породы; 2 — дайки лампрофиров; 3—

рудные  тела

Рис. 70. Морфология рудных тел и контроль их дайками лампрофиров на Депутатском  месторождении — разрезы и план жилы 34 на горизонте 2. По

Б. Флерову.

     Рис. 71. Схема горизонтальной зональности  Депутатского месторождения. По И.Некрасову.

     1 — дайки кварцевых порфиров; 2 — дайки диоритовых порфиритов и лампрофиров; 3—6— зоны распространения : 3 — турмалиновых и касситерит-кварц-турмалиновых жил, 4— преимущественно касситерит-кварц-турмалиновых и кварц-сульфидных жил. 5— кварц-сульфидных жил с хлоритом и карбонатами. 6— кварц-карбонатных жил с галенитом и сфалеритом; 7 — контуры рудного поля н отдельных зон; 8 — турмалиновые и кварц-турмалиновые жилы с касситеритом: .9— кварц-хлорк- товые и кварц-сульфидные жилы с касситеритом: 10 — кварц-карбонатные жилы с галенитом и сфалеритом

     сторождение приурочено к надынтрузивной зоне позднеюрского  грани- тоидного массива (143—138 млн. лет). Двуслюдяные и биотит-кварцевые роговики пронизаны многочисленными верхнемеловыми (120—70 млн. лет) дайками кварцевых порфиров, диоритов и диабазовых порфиритов.

     Известна  серия рудных жил (в трещинах скола), имеющих в длину десятки—сотни  метров при мощности 0,1—1 м, штокверковых зон такой же длины, но мощностью  в десятки метров, и оруденелых зон дробления, прослеживающихся на многие сотни метров при мощности до 10 м. Рудные тела имеют главным  образом субширотное простирание  и крутое падение (рис. 70). По падению наблюдается резкое уменьшение количества жил и _йх мощности, с глубиной они выклиниваются или сливаются. Штокверки развиты на верхних горизонтах. Распределение оруденения неравномерное—установлены рудные столбы, приуроченные к местам изменения простирания основных жил и причленения оперяющих трещин.

     Главные минералы: рудные Касситерит и пирротин; жильные — кварц, турмалин и хлорит; второстепенные — вольфрамит, арсенопирит, пирит, халькопирит, сфалерит, марказит, а также манганосидерит, сидерит, анкерит, серицит, аксинит и топаз. Текстуры руд ^ брекчиевые, полосчатые, друзовые и кокардовые.

     Минералообразование гидротермального этапа (после слабо  оловоносного грейзенового) протекало в несколько стадий: 1) кварц-турмалиновую; 2) касситерит-силикатно-кварцевую; 3) сульфидную (пирроти- новую); 4) сульфидно-карбонатную; 5) карбонатную- Изменениё вмещающих пород заключалось главным образом в окварцевании, турмалини- зации и хлоритизации. Первичная зональность, по И. Некрасову и Б. Флерову, проявлена по отношению к не вскрытому эрозией куполовидному поднятию гранитоидов: центральная зона сложена касситерит- кварц-турмалиновыми рудами, нижняя граница которых начинается ^в 100 м от контакта гранитов, средняя —^ касситерит-хлорит-сульфидными РУДами, которые начинаются в 700—800 м от этого контакта, и периферическая— карбонат-сульфидными рудами, еще более удаленными (рис. 71).

     Месторождения касситерит-сульфидной формации

     В рудах месторождений этой формации встречаются почти все минералы, характерные для касситерит-силикатно-сульфидной формации, но I их количественная роль различна. Так, силикаты железа (турмалин, хлорит) в них присутствуют в количествах, не превышающих 1%,

     Вулканогенные гидротермальные  месторождения

     Вулканогенные гидротермальные месторождения  известны: в СССР — на Малом Хингане (Джалинда, Хинганское), за рубежом—в  Боливии (Лла- лагуа, Потоси, Оруро), Мексике (Дуранга, Эль Сантин) и Японии (Аке- нобе). Связаны с богатыми калием кислыми риолитами и умеренно кис- I лыми (Дацитами, кварцевыми л агатами) членами андезит-риолитовой фор- I! мации альпийской и отчасти киммерийской эпох. Залегают преимущественно среди вулканических образований и ассоциируются с субвулка- ! ническими, жерловыми, экструзивными и реже эффузивными фациями. ] Приурочены к вулканическим структурам: вулкано-купольным, жерло- вым и экструзивным, а также к синвулканическим разломам и трещинам.

     Рудные  тела представлены ветвящимися жилами, реже оруденелыми зонами дробления  и штокверками. Мощность рудных жил  изменяется от 0,1 до 2—3 м, в среднем  около 1 м. Они прослеживаются по простиранию  на десятки и многие сотни метров, по падению — на такие же расстояния, но обычно даже на крупных месторождениях, где рудные тела протягиваются до глубины 700—-800 м, продуктивный интервал составляет не более 250—300 м.. Для жил характерно наличие богатых рудных столбов. р_удь11 оловянные, часто комплексные (Зп—Зп—РЪ—2п). Минеральный;^ 1 став сложный. Главные минералы: рудные — касситерит (иногда дер_е. 1 вянистое олово), станнин, висмутин, арсенопирит, пирротин; жильные — 1 кварц, турмалин, серицит; второстепенные — франкеит, вольфрамит 1 халькопирит, сфалерит, галенит, пираргирит, аргентит, буланжерит₍ 1 джемсонит, блеклая руда, самородное серебро, гематит, а также тридимит^ 1 каолинит, диккит, алунит, опал, флюорит, барит и халцедон. Гидротермальное изменение вмещающих вулканитов заключается в их турмали- низации, пропилитизации, окварцевании, серицитизации и аргиллизации.

     Рудообразование происходило главным образом  в субвулканических условиях на глубине  от 100—200 до 700—800 м^от поверхности земли. Оно протекало в несколько  стадий: 1) кварц-турмалин-касситеритовую; 2) станниновую; 3) сульфидную; 4) галенит-серебряную; 5) алунит-халцедоновую. Характерно быстрое падение температур минералообразова- ния —* от очень высоких на ранней стадии к низким — на поздней, в связи с чем происходит совмещение разнотемпературных минеральных ассоциаций (телескопирование).