Россыпеобразующие рудные формации

"Двойственная" природа россыпей, представляющих собой, с одной стороны, продукт разрушения коренных пород и таким образом наследующих определенные свойства последних, а с другой стороны, являющихся составной частью общего миграционного потока твердого вещества в ходе денудационно-аккумулятивного цикла, определяет их парагенезис с коренными (рудными) месторождениями, по отношению к которым россыпи представляют собой не что иное, как разновидность механических ореолов и потоков рассеяния, а также одновременно особенности строения и позицию россыпей, вытекающие из их места в процессах седиментогенеза.

Обсуждение проблемы формирования россыпей и, в частности, их связи с коренными источниками сегодня невозможно без обращения к понятиям "россыпеобразующие минералы" и "россыпеобразующие рудные формации", которые были введены Н.А.Шило в 1969 г. на III Всесоюзном совещании по геологии россыпей и впоследствии подробно рассмотрены в его обобщающих работах по геологии россыпей.

Под "россыпеобразующими минералами" понимаются такие аллотигенные (детритовые) минералы, которые "...обладают физическими и кристаллохимическими характеристиками, обуславливающими их сохранность в сложных и длительных процессах, протекающих в зоне гипергенеза, иногда развивающихся в течение нескольких эпох. Благодаря своим свойствам (повышенная плотность, твердость, химическая устойчивость в широком щелочно-кислотном интервале и т.д.), они накапливаются в отложениях, определяя таким образом концентрацию рудного вещества на отдельных участках земной поверхности выше кларковых значений". Можно также уточнить, что россыпеобразующие минералы - это минералы, обладающие вышеперечисленными свойствами и способные концентрироваться в осадках (осадочных породах) в форме и количествах, делающих рентабельным их извлечение. Россыпеобразующая способность того или иного минерала определяется его исходными физическими свойствами, которые, в свою очередь, определяются уровнями энергии кристаллических решеток, или энергетическими константами, по А.Е. Ферсману; в общем случае она выше у минералов с низкими энергетическими константами кристаллов. Это свойство россыпеобразующих минералов может быть охарактеризовано, в частности, предложенным Н.А.Шило кумулятивным показателем - константой гипергенной устойчивости -Kгу=Ig(PH), учитывающей твердость минералов, т.е. энергетическое состояние структуры минералов (H) и их плотность, другими словами, характер упаковки атомов в кристаллах (р). Значения Kгу россыпеобразующих минералов варьирует в пределах от 2 (иридистая платина - 2.17) до 1.26-1.27 (у кварца и некоторых минералов класса карбонатов).

Забегая вперед, следует все же отметить, что указанный кумулятивный коэффициент не отражает в полной мере диапазон проявления россыпеобразующих свойств детритовых минералов, которые, как будет показано в разделе 1.2, могут по-разному проявляться в зависимости от свойств транспортирующей среды, а также могут корректироваться с уметом технико-экономических требований, предъявляемых к данному типу минерального сырья.

Соответственно, под россыпеобразующими (рудными) формациями понимаются формации, содержащие россыпеобразующие минералы в составе определенных минеральных ассоциаций в виде зерен определенной размерности, определяющей возможность высвобождения, транспорта и концентрации в ходе денудационно-аккумулятивных процессов с образованием концентраций, отвечающих современным требованиям промышленности или могущих представлять интерес в будущем. Первоначально концепция россыпеобразующих формаций была разработана Н.А. Шило для россыпей золота и олова, а впоследствии дополнена и обоснована для всех главных минеральных групп россыпей (золотоносных, олово- и вольфрамоносных, платиновометалльных, редкометалльных, титаноносных, алмазоносных), что придало ей черты универсальности.

Общее число минералов, способных концентрироваться в россыпях в кластогенной форме, превышает 40, причем около 30 из них формируют собственные минеральные типы россыпных месторождений; остальные присутствуют в россыпях других минеральных типов в качестве попутных компонентов (таблица 1.1). Перечисленные минеральные типы россыпей принадлежат к семи сырьевым группам (рис. 1.1). Из них только на территории России известны россыпные месторождения 25 минеральных типов, включая комплексные. Коренными источниками этих россыпей являются не только рудные формации, но и разнообразные комплексы магматических и метаморфических пород, в составе которых россыпеобразующие минералы присутствуют в весьма малых количествах, часто в виде акцессориев, не образуя сколько-либо значительных рудных концентраций, что позволяет говорить о россыпеобразующих геологических формациях, причем не обязательно эндогенного и метаморфогенного происхождения, поскольку в россыпях способны концентрироваться и минералы осадочного биогенного происхождения, в том числе принадлежащие к классу каустобиолитов (например, янтарь).

Согласно классификациям В.И. Смирнова, В.И. Старостина и др., коренные источники россыпей принадлежат к самым разным генетическим группам и классам месторождений: от месторождений эндогенной серии, среди которых важнейшую россыпеобразующую роль играют коренные источники магматического, пегматитового, карбонатитового, пневматолитово-гидротермального, гидротермального происхождения, до источников осадочной и метаморфогенной групп (таблица 1.2).

Золотоносные рудно-россыпные системы являются объектами, на примере которых, как в отечественной, так и в зарубежной геологии россыпей, были вскрыты и описаны связи между продуктивностью источника питания и богатством россыпи. Накопленный к концу 60-х годов материал получил свое обобщение на III Всесоюзном совещании по геологии россыпей (г. Магадан) в докладе Н.А. Шило, который ввел новое понятие "россыпеобразующая рудная формация", подчеркивающее многообразие факторов, определяющих продуктивность россыпей, образованных за счет тех или иных коренных источников. Впоследствии эта проблема нашла свое более полное освещение в монографии, в которой был описан весь спектр золоторудных формаций, играющих ту или иную россыпеобразующую роль. Значительный вклад в понимание проблемы внесли работы Ю.П. Казакевич, Н.М. Давиденко, Ю.В. Шумилова, С.Г. Желнина, И.Б. Флерова и др.. в которых были описаны факторы, определяющие экзогенную дезинтеграцию вещества в золоторудных месторождениях разной формационной принадлежности, определены россыпеобразующие свойства всех золоторудных и золотосодержащих рудных формаций и установлены количественные критерии продуктивности россыпей золота в зависимости от типа коренного источника.

Основные россыпеобразующие золоторудные формации принадлежат к мезотермальному типу плутогенных гидротермальных месторождений. Уверенно можно говорить о четырех основных россыпеобразующих золоторудных формациях: золото-кварцевой, золото-сульфидно-кварцевой, золотосульфидной и золото-адуляр-кварцевой, различающихся размерами выделений золота, формами его нахождения, геотектоническими обстановками локализации золотого оруденения, глубинностью его формирования и вертикальным размахо). Правда, в определенных литогенетических условиях и другие типы золоторудной минерализации могут поставлять золото в рыхлые осадки.

Оруденение золото-кварцевой формации, являющееся источником подавляющего большинства россыпей золота, наиболее широко развито в складчатых областях, почти в равной мере размещается в мио- и эвгеосинклинальных зонах, в песчано-сланцевых толщах, реже - в дайках и в интрузивных массивах гранитоидов, базитов и гипербазитов. Менее характерно оно для областей древней консолидации (кристаллических щитов), а также областей тектоно-магматической активизации. Оруденение локализуется в жилах, минерализованных зонах, штокверках. Вертикальный размах жильного оруденения достигает 4-5 км, максимальную продуктивность имеют территории, где вскрываются коренные источники, сформировавшиеся на глубинах 2-3 км. Проявления золото-кварцевой формации характеризуются в целом крупными выделениями золота (до мм и более), часты самородки. Золото высокопробное (обычно выше 900 пробы), главным образом свободное, не связанное с сульфидами, в ранних продуктивных ассоциациях часто тонкодисперсное, в поздних - более крупное. Например, типичные представители этого типа - месторождения Яно-Колымского пояса, с одной стороны, характеризуются тонкодисперсным золотом, связанным с ранними пиритом, антимонитом и арсенопиритом, а с другой - с видимым золотом в кварцевых жилах и прожилках. Размеры последнего достигают 5 мм, составляя в россыпи от 5 до 24%. Как правило, размеры выделений золота в рудах не совпадают с размерами его в россыпях, что связывается с обогащением крупным золотом а результате выноса мелких фракций. Россыпи, связанные с источниками этого типа, характеризуются значительной продуктивностью (запасы отдельных россыпей достигают нескольких десятков тонн при содержании золота от первых граммов до десятков г/м3), крупными размерами (протяженность первые десятки - 100-150 км, ширина до 2-3 км), что обусловлено свойствами именно этой формации, в частности, обычно высокой насыщенностью области питания рудными телами. Совпадение с ними долин унаследованного развития способствует особо высокой продуктивности россыпей. Крупнейшие россыпи данного типа в нашей стране располагаются в Яно-Колымской, Чукотской и Ленской золотороссыпных провинциях.

Вторая по своей россыпеобразующей роли золото-сульфидно-кварцевая формация распространена весьма широко, доминируя на древних щитах, в эвгеосинклинальных зонах и в областях тектоно-магматической активизации. Она характеризуется постоянным присутствием как мелкого золота (менее 0.1 мм) пробностью 750-900, ассоциирующего с сульфидами, так и более крупными выделениями (0.5-1 мм и более). В России проявления этой формации являются основными источниками питания россыпей Урала, Западной Сибири, Забайкалья, Алдана. Так, на Березовском и Кочкарском месторождениях Урала размеры выделений золота колеблются от тысячных долей до нескольких мм. Для формации характерны и самородки золота, но встречаются они значительно реже, нежели в источниках золото-кварцевой формации. Например, на месторождении Дарасун в Забайкалье золото в целом мелкое (частицы меньше 0.1 мм составляют 70%, размером 0.2-0.8 мм - 5%), однако в россыпях золото крупностью менее 0,1 мм составляет около 10%, а от 0.2 до 0.8 мм - 60%. Руды же Куранахского месторождения (Алдан) характеризуются еще более мелким золотом: на долю шлихового золота, питающего россыпи, приходится всего 1.3-2.3% золота, размеры остального золота менее 0.25 мм. В Алтае-Саянской провинции известно много россыпей, образованных за счет наложенного на скарны золото-сульфидно-кварцевого оруденения, с которым оно связано единым прерывистым постмагматическим процессом. Золото имеет разные размеры. Золото, выделяемое с сульфидами, тонкодисперсное; более позднее, локализованное в бессульфидных рудах, достигает нескольких миллиметров.

Вертикальный размах оруденения и крупность золота в рудах золото-сульфидно-кварцевой формации меньше, чем в проявлениях золотокварцевой формации, что отразилось на продуктивности связанных с ней россыпей, которая в среднем в 3-5 раз меньше. При этом россыпи, связанные с жильным оруденением, вертикальный размах которого составляет более 1.5 км, имеют в два раза большую продуктивность по сравнению с россыпями, которые связаны с оруденением скарнового типа со средним вертикальным диапазоном до 500 м.

В ряду сульфидных золотосодержащих формаций различаются собственно золоторудные проявления прожилково-вкрапленного типа, принадлежащие к золото-сульфидной формации, и комплексные золотосодержащие медные и полиметаллические месторождения. Для лрожилково-вкрапленной минерализации, локализующейся в черносланцевых толщах, характерны два типа золота: резко преобладающее тонкодисперсное, заключенное в ранних сульфидах (пирите и арсенопирите), и более крупное, наложенное на сульфиды и сопутствующую им кварцевую минерализацию. Это золото, как правило, имеет размеры, достаточные для образования россыпей, класс "более 0.5 мм" составляет 40-50%. Золото первичных сульфидных руд - золотосодержащих медно-порфировых, медно-колчеданных и колчеданно-полиметаллических месторождений - очень мелкое: преобладает золото крупностью 0.02-0.08 мм, в некоторых месторождениях встречаются участки с крупными выделениями золота. Вместе с тем, россыпеобразующие свойства золото-сульфидного, отчасти и золото-сульфидно-кварцевого оруденения улучшаются при наложении на них процессов глубокого химического выветривания. В корах выветривания латеритного, в меньшей мере каолинового, профиля наблюдается укрупнение золота до размеров, благоприятствующих образованию россыпей промышленного значения (россыпи района Балларат-Бендиго и другие в Австралии, Бьют в США, большинство россыпей в районах латеритного выветривания на древних щитах Гондваны и др.), В отечественных месторождениях этот процесс в наибольшей мере проявлен в элювиальнокарстовых россыпях древнего пенеплена Южного Урала и гор Южной Сибири.

Месторождения и рудопроявления золото-адуляр-кварцевой формаций, образование которых связано с вулкано-плутоническими формациями областей орогенного вулканизма, в основном содержат мелкое и тонкое золото пробностью 600-900. Золото размером менее 0.1 мм составляет в этих рудах более 70%, но вместе с тем встречаются и крупные выделения, как было показано Н.В. Петровской, возникающие в результате позднейшей перекристаллизации рудного вещества.

Таким образом, все перечисленные типы золоторудных и золотосодержащих формаций могут формировать россыпи. Обладая различной россыпеобразующей способностью, обусловленной характером и размерами выделений золота в рудах и минеральными парагенезисами последних, эти формации образуют следующий ряд (в порядке снижения их продуктивности): золото-кварцевая —> золото-сульфидно-кварцевая —> золото-сульфидная —> золото-адуляр-кварцевая, причем россыпеобразующая роль двух последних формаций заметно возрастает при воздействии процессов глубокого химического выветривания, способствующего гипергенному преобразованию и укрупнению золота. При этом золото размером менее 0.25 мм, вне зависимости от того, в каких рудах оно присутствует, формирует только россыпи мелкого и тонкого золота со специфическим особенностями концентрации металла, требующие специальной методики обогащения рудных лесков.

Все без исключения коренные источники платиновометалльных россыпей (россыпей МПГ) относятся к ликвационному классу магматогенной группы месторождений, или плутогенной группе, по Н.А.Шило, и представляют собой рудоносные массивы мафит-ультрамафитового состава с преобладанием минерализации оксидного типа, отличительной особенностью которых является преобладание среди МПГ самородных форм, сплавов и твердых растворов с размером зерен более 0.1 мм (т.н. "россыпеобразующих классов"). Они представлены двумя группами: 1) зональными мафит-ультрамафитовыми плутонами: габбро-клинопироксенит-дунитового, клинолироксенит-дунитового состава, типичными для подвижных поясов; клинопироксенит-дунитовыми с щелочным габбро и дунит-пироксенит-щелочно-каронатитовыми (УЩК), типичными для кратонов; 2) гипер-базитовыми массивами дунит-верлит-габбрового, дунит-гарцибургитового, дунит-перидотиового состава, образующими плутоническую составляющую офиолитов и, соответственно, характерными исключительно для подвижных поясов. С этих позиций представляет интерес типизация моделей россыпеобразующих платиноносных массивов, в которой, вслед за А.П. Мочаловым, компактно обобщены основные свойства таких массивов и обстановки их нахождения.

Первая из перечисленных групп рудоносных массивов продуцирует крупнейшие и уникальные россыпи (более 100 т металла), располагающиеся как в областях активизированных кратонов (Кондер), так и в пределах древних палеозойских (Платиноносный пояс Урала), молодых мезозойских (районы Туламин и Гудньюс в Северной Америке) и кайнозойских (Сейнав-Гальмоэнанский узел в Корякин) орогенных покровно-складчатых поясов. Массивы этого типа характеризуются отчетливым зональным строением, что определяет зависимость состава "шлиховой платины" и продуктивности россыпей от уровня среза рудоносного массива. При малой глубине среза, вскрывающего внешнюю зону клинопироксенитов и габбро, формируются небольшие россыпи палладистой платины и изоферроплатины с пониженным содержанием Fe, вплоть до самородной Pt; по мере же достижения срезом дунитового ядра, одновременно с укрупнением шлихового металла и доминированием в нем т.н. "дунитового" и "хромитового" типов МПГ, возрастает общий россыпеобразующий потенциал массивов.

Особым подтипом зональных платиноносных массивов, свойственных зонам рифтогенной активизации щитов, являются дунит-пироксенит-щелочно-карбонатитовые массивы (УЩК) со своеобразным составом россыпеобразующей МПГ-минерализации, в составе которой доминируют сопровождаемые золотом расплавы Os-(IrOs) (самородный осмий, иридосмин) в дунитах, а также перовскит и ильменит в оливинитах (Гулинский и Бор-Юряхский массивы Маймеча-Котуйской зоны).

Типичными представителями россыпеобразующих расслоенных гипербазитовых массивов офиолитовой формации являются Верхне-Нейвинский и Тагило-Невьянский на Урале. Они характеризуются отчетливой хромитовой специализацией, тесной ассоциацией МПГ с хромитом и преобладанием среди них самородных форм, сплавов и твердых растворов Fe-Pt и Os-Ir-Ru, продуцируют богатые, но в основном некрупные россыпи, а также служат источником МПГ е комплексных золотоносных россыпях. С дунит-верлит-габбровыми породами в составе офиолитовой формаций связаны также небольшие россыпи и россыпные проявления Ru-Ir-Os (Верхняя Хатырка и др. в Корякин, Туламин в Британской Колумбии, на о.Хоккайдо), Ru-Pt-Ir-Os в хр. Пекульней на Чукотке и Rd-Pt-состава в Кузнецком Алатау и др.

Россыпеобразующие формации цветных металлов - оловянные, вольфрамовые, киноварные - весьма разнообразны и принадлежат частично к пегматитовой (касситерит), грейзеновой (касситерит, вольфрамит), скарновой (касситерит, вольфрамит) группам формаций, но в большей мере к гидротермальной группе месторождений, будучи представлены как мезотермальными (касситерит, вольфрамит), так и телетермальными формациями (киноварь).

В общем случае главнейшая роль в образовании оловоносных россыпей принадлежит трем оловоносным формациям: пегматитовой (редкометалльно-оповоносные пегматиты), касситерит-(вольфрамит)-кварцевой, касситерит-силикатной, второстепенная роль - щелочным олово-редкометалльным гранитам и метасоматитам, скарновой, касситерит-сульфидной, риолитовой формациям, причем значение каждой из перечисленных формаций может существенно меняться в зависимости от особенностей тектоно-геоморфологической эволюции территории и типа литогенеза. Однако во всех случаях признаками, определяющими россыпеобразующие свойства оловорудных формаций, являются крупность выделений касситерита, особенности сопровождающих его минеральных рудных парагенезисов, влияющие на характер его высвобождения, вертикальный диапазон, площадь и положение оруденения относительно формы-коллектора, обеспечивающие устойчивые связи в системе "коренной источник-россыпь", которые, как нами было показано ранее, являются определяющими для формирования оловоносных россыпей. He вдаваясь в обсуждение принципов выделения оловорудных формаций и их россыпеобразующей роли, поскольку этот вопрос детально рассмотрен в работах О.Д. Левицкого, Е.А. Радкевич, Н.А. Шило. Г.Ф. Павлова, С.Ф. Лугова и коллектива отдела олова ВИМСа, напомним лишь главные особенности развития и проявления россылеобразующих свойств оловорудных формаций. В структурах древней консолидации (кратонах), особенно в условиях доминирования длительного выравнивания территории и корообразования, первое место по своей россыпеобразующей роли, безусловно, занимают оловоносные (олово-редкометалльные) пегматиты крупных батолитовых массивов, с которыми, как известно, связаны крупнейшие редкометалльно-оловоносные россыпи платформ Гондваны (Бразильский щит, Центрально-Африканская мегапровинция), тесно ассоциирующие с металлоносными корами выветривания- В пределах складчатых поясов, в том числе на площади входящих в их состав древних террейнов, эта оловоносная формация также может сопровождаться россыпями, но занимает подчиненное место. Вместе с тем на участках тектоно-магматической активизации древних структур важнейшую россыпеобразующую роль играет также оруденение пневматолито-гидротермальной группы, в составе которой важнейшую роль играют редкометалльно-(Nb-Та-Zr)-оловоносные щелочные граниты и метасоматиты, влияние которых в наиболее яркой форме проявилось в оловоносных россыпях Плато Джос (Нигерия).

В пределах складчатых поясов, как древних, палеозойских, так и молодых, в особенности мезозойских, важнейшая россыпеобразующая роль принадлежит касситерит-(вольфрамит)-кварцевой формации в составе грейзенового и гидротермального классов месторождений, а также касситерит-силикатной формации, причем последняя, за счет значительного вертикального диапазона оруденения, играет важную роль в формировании россыпей во врезающихся долинах горных районов. Нередки также случаи телескопирования оруденения обоих типов, за счет которого возникают особенно богатые и крупные россыпи, как это имеет место в Северо-Ляховском районе Восточноарктической шельфовой россыпной провинции. Проявление обоих типов оруденения в районах развития карбонатных пород (оруденение скарнового типа), помимо некоторых специфических свойств руд (мелко- и тонкозернистый характер выделения касситерита, своеобразие сопровождающих его минеральных парагенезисов), определяет также условия высвобождения и последующей концентрации касситерита, зависящие от особенностей карстового литогенеза.

Россыпеобразующее оловянное оруденение касситерит-сульфидной формации (в чистом виде), равно как и оруденение риолитовой формации с присущим им мелко-тонкозернистым касситеритом и деревянистым оловом, распространено в молодых складчатых поясах Тихоокеанского кольца с характерным для них кислым и средним вулканизмом. Как правило, эти типы оруденения не сопровождаются крупными россыпями, но, накладываясь на оруденение касситерит-кварцевой и касситерит-силикатной формации, как это имеет место в ряде россыпных узлов Центральной и Восточной Чукотки, участвуют в формировании достаточно масштабных россыпных месторождений. С,Ф. Лугов, суммируя данные по сравнительной россыпеобразующей роли оловорудных формаций разного типа и возраста, указывает, что на долю россыпей, связанных с касситерит-кварцевой формаций, приходится более половины всего добываемого олова. На долю россыпей, имеющих своим источником оловоносные пегматиты и касситерит-силикатные руды, соответственно, приходится около 10% и около 4%; остальное добываемое олово приходится на коренные месторождения. Главными эпохами проявления россыпеобразующего оловянного оруденения пегматитовой формации в истории Земли являются докембрий (ранний-средний протерозой) и средний-поздний палеозой, касситерит-кварцевой -средний мезозой и средний-поздний палеозой, касситерит-силикатной - поздний мел, поздний карбон-ранняя пермь, олигоцен-миоцен, касситерит-сульфидной и риолитовой формаций - ранний палеоген.

Главными провинциями развития россыпеобразующего вольфрамового оруденения являются складчатые пояса мезозоид и альпид Тихоокеанского кольца и связанные с ними области тектоно-магматической активизации Восточной Азии, а также герциниды Восточно-Австралийского пояса и Мезоевропы. Среди коренных источников вольфрамовых россыпей наибольшим распространением и наилучшими россыпеобразующими свойствами обладают названные выше грейзеновые и жильные вольфрамит-(касситерит)-кварцевые месторождения и проявления, в составе которых касситерит и вольфрамит встречаются в различных соотношениях, преимущественно при значительном преобладании касситерита над вольфрамитом. Собственно вольфрамовые россыпи, связанные с вольфрамит-кварцевыми коренными (гюбнеритовые россыпи Джидинского месторождения в Забайкалье), а также со скарновыми (золото-шеелитовыми) источниками, достаточно редки и не образуют крупных месторождений, но могут вносить существенный вклад в формирование комплексных вольфрамит-золотых и шеелит-золотых россыпей.

Большинство известных киноварных россыпей связано с ртутными месторождениями телетермального (прежде всего джаспероидного и лиственитового) и вулканогенного (карбонатно-лолиаргиллитового типа) классов.

Россыпеобразующие формации черных металлов (титаномагнетитовые, ильменитовые, лейкоксеновые, хромитовые) связаны с различными группами и классами месторождений. Многообразие этих формаций подробно рассмотрено Н.А. Шило. Здесь мы кратко перечислим основные комплексы магматических, вулканических и метаморфизованных пород, с которыми связаны главнейшие минеральные и промышленные типы россыпей ильменита, титаномагнетита, хромита, лейкоксена.

Коренные источники титановых и титаново-железистых россыпей представлены формациями, относящимися к позднемагматическому классу месторождений магматогенной группы, вулканогенному классу (вулканогенноосадочному классу гидротермальной группы) и к метаморфогенной группе (таблица 1.2). Наиболее крупные титановые и титано-железистые россыпи ближнего сноса ассоциируют с магматическими породами базитового ряда. В области кратонов наиболее крупные собственно ильменитовые россыпи связаны с оруденением в анортозитовых и габбро-анортозитовых массивах крупных многофазных плутонов, представленных рудами апатит-ильменитового состава, иногда с примесью титаномагнетита. В складчатых поясах палеозойского и мезозойского возраста в качестве основных источников титано-железистых россыпей выступают ильменит-магнетитовое и ильменит-титаномагнетитовое оруденение в массивах габбро-диабазовой формации и ильменит-титаномагнетитовое оруденение в дифференцированных габбро-норитах. Своеобразным источником питания титановых россыпей в области древних складчатых поясов (байкалид) являются ильменит- и сфен-содержащие метапелиты зеленосланцевой фации метаморфизма, с которыми связаны, например, крупнейшие в мире лейкоксеновые россыпи Яреги на Среднем Тимане, а также рутилсодержащие метаморфические породы гранулитовой и эклогитовой фаций.

На активных континентальных окраинах и на вулканических островах доминирующим типом россыпеобразующей титано-железистой минерализации являются молодые (меловые-раннекайнозойские) вулканиты андезитоидной формации и их пирокласты (базальты, андезиты дациты, риолиты при преобладании кислых разностей пород), дающие начало крупнейшим прибрежно-морским "железистым" россыпям. Их ископаемые аналоги известны также в составе пород палеозойских эвгеосинклинальных поясов (Таймыр, Восточный Казахстан). Платформенные толеитовые базальты и связанные с ними туфогенно-осадочные породы также выступают в качестве россыпеобразующих источников ильменитовых и титаномагнетитовых россыпей.

Редкометалльные россыпеобразующие формации чрезвычайно разнообразны и принадлежат к различным генетическим группам и классам месторождений. При этом россыпеобразующие редкометалльные минералы встречаются как в виде концентрированных рудных скоплений, так и в виде вкрапленной и рассеянной минерализации. Первые дают начало редкометалльным россыпям ближнего сноса, вторые играют ведущую роль в формировании комплексных редкометалльно-титановых россыпей (россыпей тяжелых минералов).

Ведущими россыпеобразующими формациями россыпей ближнего сноса являются:

1. Редкометалльные мусковит-микроклин-альбитовые и амазонитовые граниты и сопровождающие их пегматиты с тантал-ниобиевой минерализацией, представленной преимущественно танталит-колумбитом, микролитом, касситеритом, стюверитом, которым могут сопутствовать редкоземельные тантало-ниобаты группы фергусонит-самарскита, поликраз-эвксенита, джалмаит, а также торит, тапиолит, вольфрамит и некоторые ювелирные камни, например, полихромный турмалин. Месторождения данного типа группируются в пределах крупных пегматитовых поясов в области щитов, а также в антиклинорных поднятиях байкалид, реже палеозойских и мезозойских складчатых поясов, где они приурочены к выступам кровли гранитных массивов.

2. Нормальные граниты архейско-протерозойского возраста с редкоземельной минерализацией в виде монацита; характерны для кратонов, структур древней консолидации, ядер антиклинорных поднятий палеозойских складчатых поясов,

3. Редкометалльные щелочные граниты и гранитоподобные метасоматиты биотит-микроклин-альбитового и арфведсонит-рибекит-альбитового состава с колумбитом, пирохлором, касситеритом, цирконом, фергусонитом, эвксенитом, поликразом, самарскитом, ксенотимом, локализующиеся в зонах дейторогенной тектоно-магматической активизации щитов, древних складчатых поясах (преимущественно байкалид), краевых частях срединных массивов.

4. Редкометалльные пегматиты и метасоматиты в связи с миаскитами с пирохлор-цирконовой минерализацией, локализованные в выступах древних пород герцинид и мезозоид, а также в краевых частях консолидированных структур байкалид и каледонид.

5. Аглаитовые нефелиновые сиениты в составе многофазных интрузий центрального типа в зонах палеозойской тектоно-магматической активизации кратонов, россыпеобразующая минерализация которых представлена лопаритом, отчасти апатитом и эвдиалитом.

6. Черносланцевые толщи миогеосинклинальных комплексов герцинид и мезозоид, содержащие россыпеобразующую минерализацию в виде европийсодержащего монацита (т.н. "серого монацита"), поступающего в россыпи часто вместе с золотом.

К этому перечню следует добавить комплексы пород, выступающие в качестве региональных источников россыпных редкометалльных минералов, накапливающихся в россыпях дальнего переноса (в комплексных прибрежно-морских россыпях тяжелых минералов), - циркона, ксенотима, монацита, а также с другими минералами повышенной миграционной способности -рутилом, ильменитом, кианитом, ставролитом, силлиманитом, андалузитом, гранатом, формируя "новые" минеральные парагенезисы, состав которых отражает куммулятивное влияние различных типов пород, развитых в области сноса. В качестве таковых, как известно, весьма часто выступают регионально развитые магматические и метаморфические породы с рассеянной россыпеобразующей минерализацией, а также осадочные комплексы, играющие роль промежуточных осадочных коллекторов.

He менее разнообразны россыпеобразующие формации ювелирноподелочных камней (ЮПК) (таблица 1.2). Особое место среди них занимают коренные источники магматогенной группы, к которым принадлежат щелочно-ультраосновные кимберлитовые и лампроитовые породы - главные источники алмазов, формировавшиеся в обстановках тектоно-магматической активизации кратонов, пики которой приходятся на протерозой, средний палеозой, ранний и поздний мезозой и даже ранний кайнозой; из этих же пород попутно извлекаются некоторые ювелирные камни (хризолит). Резко подчиненную роль играют ударно-метаморфогенная и контактово-метаморфогенная формации, поставляющие в россыпи алмазы весьма малой размерности, способные концентрироваться в комплексных россыпях тяжелых минералов в качестве попутного компонента. Неизмеримо важнее роль метаморфизованных осадочных пород ("алмазоносных конгломератов"), возраст которых варьирует от докембрия до мезозоя, в некоторых провинциях и районах выступающих в качестве главного, иногда единственного установленного источника питания алмазоносных россыпей.

Несмотря на многообразие видов камнецветного сырья (ювелирных и ювелирно-поделочных камней), способного концентрироваться в россыпях, общее число таких минералов приближается к 15 (таблица 1.1), напомним, что главным классификационным признаком таких россыпеобразующих формаций, согласно Я.П. Самсонову и А.П. Туринге, является их тектоническая позиция (в пределах платформ и складчатых поясов) и лишь потом их разделение по минерально-генетическому признаку, чем подчеркивается их тесная связь с особенностями тектоно-магматической эволюции территорий.

Согласно этому принципу, в пределах структур древнейшей консолидации определяющую россыпеобразующую роль играют пегматитовая формация - как источник комплексных (топаз-берилл-морионовых) россыпей ЮПК, а также метаморфогенные породы гранулитовой, амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций - в качестве источников россыпных концентраций рубина, сапфира, граната-альмандина, кианита и др. С этапами тектоно-магматической платформенной активизации связано формирование щелочно-базальтоидной вулканогенной россыпеобразующей формации, с которой могут ассоциировать корунд-сапфир, циркон, шпинель, а также агаты щелочно-ультраосновной магматогенной формации, продуцирующей россыпи оливина-хризолита и пиропа.

В пределах орогенно-складчатых областей и областей тектоно-магматической активизации в качестве ведущих россыпеобразующих формаций ЮПК выступают: 1) формация магнезиальных и силикатных скарнов, с которой могут быть связаны крупные россыпи рубина, сапфира, шпинели: 2) метасоматиты альпинотипных ультрабазитов офиолитовых поясов - источники крупных жадеитовых и нефритовых россыпей, а также россыпей хризолита и демантоида; 3) миароловые гранитные пегматиты, являющиеся источником богатейших комплексных россыпей ЮПК (берилла, топаза, аметиста, мориона, цветного турмалина), и апогранитные грейзены как источники небольших аквамариновых россыпей - в ядрах антиклинорных поднятий и выступах древнего основания; 4) гидротермальные плутогенные и телетермальные месторождения, за счет которых формируются россыпные скопления аметиста, цитрина, редко изумруда: 5) андезито-базальты и андезит-дацит-риолиты андезитоидной формации - источники богатых агатовых россыпей; 6) щелочные базальты, продуцирующие россыпи корунда-сапфира, циркона и хризолита.

В мезозое и кайнозое в пределах складчатых областей местами возникали условия для формирования первичных янтареносных и костеносных россыпеобразующих формаций, содержащих скопления сырья биогенного происхождения. С кайнозойскими - палеогеновыми и плейстоценовыми осадками чехла древних и молодых платформ связаны специфические биогенные россыпеобразующие формаций. Таковыми являются древние почвы и торфяники площадей распространения таксодиевых лесов с первичными скоплениями янтаря, а для остаточных россыпных скопления ископаемой мамонтовой кости - ледоволессовидные образования "едомной свиты", содержащие костные остатки мамонтовой фауны.