МГУ им Ломоносова Кафедра полезных ископаемых 2013 г

МГУ им. Ломоносова Кафедра полезных ископаемых 2013 г.

Гидротермальные месторождения представляют собой промышленные минеральные скопления, созданные циркулирующими под поверхностью земли горячими, обогащенными полезными компонентами газово-жидкими растворами.

Современными аналогами палеогидротермальных систем являются: § Эксгаляционные процессы срединноокеанических хребтов § Узун-Гейзерная система на Камчатке (As, Sb, Hg, Zn, Pb, Cu). § Минерализованные источники Красного моря, п. /о Челекен, Ю. Калифорнии и др. регионов (Ag, Cu, Pb, Zn).

Связь месторождений с магматическими породами 1. генетическая (плутоногенное оруденение) 2. парагенетическая (характерно для вулканогенных образований) 3. агенетическая месторождения и интрузии образовались в различные эпохи 4. амагматическая отсутствуют видимые связи с магматизмом § 3 типа даек: 1. дорудные, предрудные (кислого состава); 2. интрарудные; 3. послерудные (диабазовые).

Гидротермальные изменения и оруденение § Установлено запаздывание в десятки-сотни тыс. лет рудоотложения относительно метасоматических преобразований на величину длительности стадий рудоотложения. § Под стадией гидротермального минералообразования мы понимаемь часть периода минерализации, когда из потока растворов сначала происходят околорудные изменения, а затем рудоотложение.

Критерии стадийности (скачкообразные изменения) § Прямые (инверсия параметров флюидов) 1) кислотности, 2) окислительно востановительного состояния, 3) агрегатного состояния, 4) химического состава, 5) концентрации растворенных компонентов. § Косвенные 1) изменение структурного плана и стиля деформаций, 2) внедрение внутриминерализованных даек § Вспомогательные 1) пересечение жил, брекчирование и цементация, 2) различие составов и пространственная разобщенность, 3) резкие инверсии в тенденции изменения Т и Р флюидов, 4) повторное образование некоторых минералов или парагенетических ассоциаций минералов.

Гидротермально-метасоматические изменения. Производят три главных типа природных растворов: I. Умеренно кислые калиевые растворы Ⅱ. Хлоридно - борнокислотные растворы Ⅲ. Хлоридно-сульфатно-бикарбонатный

Гидротермальнометасоматические изменения. Умеренно кислые калиевые растворы, содержат углекислоту и серу; температуры 200 400 ºС Березиты (Q + Ser + Ank+ Py), 2) гумбеиты(Q + Ksp + Dol+ Cc, Py + Chl), 3) аргиллизиты (Q + Kl + Chl + Py), 4) QSer, Py и 5) Q-Ksp, Py метасоматиты. § Березиты представляют собой парагенезис кварца, серицита, анкерита и пирита (Т=260 -325 ºС, XСО 2>0, 05).

§ Наличие или отсутствие анкерита (индикаторный минерал) в средних зонах колонок позволяет отличить березиты от Q-Ser метасом. , а гумбеиты от Q-Ksp метасомат. § При одинаковых Т, Р и XСО 2, главными факторами являются соотношение активностей К+ и Н+ § γ= К+ /Н+ § Возрастание γ приводит к смене: § аргиллизитов→ березитами→ затем гумбеитами. Аналогичная последовательность наблюдается при повышении Т.

§березиты и гумбеиты: не выше 350 370 ºС и X СО 2= 0, 1 0, 2 – большая доля СО (достаточно высокое) 2 § Широкое распространение в природе Q-Ser метасом связано с преобладанием в растворах низких парциальных давлений СО 2 (<20 25 бар). § С понижением Т возрастает количество карбонатов и Ру.

Ⅱ Хлоридно - борнокислотные растворы. § Плутогенные гидротермальные м ния. Кварцевый и сульфидный парагенезис (м ния Q касситеритовой и Sf касситеритовой рудных формаций). § Кварц-турмалиновые метасоматиты образуются под воздействием на гранодиориты хлоридно- борнокислых растворов, температуры 300 600 ºС, Р= 1 кбар. § В растворе: борная кислота (10 3 → 2, 5 m H 3 BO 3), хлориды натрия (10 3 1, 5 m Na. Cl), калия (0, 1 1, 0 m KCl), железа (10 3 – 10 1 m Fe. Cl 2, 10 2 m Fe. Cl 3), магния (5× 10 2 10 1 m Mg. Cl 2). §

§ Колонка 1. Гранодиорит 1) Tu развив. по § Amph и Chl 2. Q +Pl + Ksp + Bi + Am 3. Q + Pl + Amph + Bi + Chl 2)Psp замещается Ab 4. Q + Ab + Am + Chl 5. Q + Tu + Ab турмалин (шерл. – дравит) § Особо активна реакция с хлоридами Fe и Mg (T = 500ºС; P = 1 кбар; раствор 1, 0 m H 3 BO 3 + 0, 1 m Na. Cl + 0, 1 m Fe. Cl 2 + Si. O 2 [ Q]) § 1. Гранодиорит § 2. Q + Tu + Pl + Chl § 3. Q + Tu + Chl § 4. Q + Tu § В условиях повышенной кислотности для образования Q -Tu метасоматитов необходимы высокие концентрации H 3 BO 3 (от 0, 5 m (моль) при 600 ºС до 20 m при 300 ºС )

Ⅲ. Хлоридно-сульфатно-бикарбонатный флюид. § Поздние сопряженные кислотные и щелочные изменения (заключительный этап ортомагматического гидротермального процесса). § Площадная аргиллизация § Околотрещинная адуляризация, хлоритизация, карбонатизация, оруденение § А. Ранний этап (кислотный). § Кислые условия р. Н = 1 -1, 5 § Сопутствующие изменения

§ Сопутствующие изменения 1. Березиты [Q, Ser, Ank, Py] по кислым породам 2. Листвениты [Карб, Q, Тальк, Ру] по основным породам 3. Серицитолиты 4. Аргиллизиты § Сопряженные с гранитами изменения кварцы→ алунит→ Q, ярозит, опал 5. Алуниты, сольфатары 6. Кварциты

§ Б. Поздний щелочной этап → (халцедон, адуляр) ортоклаз K[Al. Si 3 O 8] § жидкий водный флюид, § хлоридно-сульфатно-бикарбонатный § Р фл ≷ Pгидp. § H 2 O>CO 2, Na+, K+, Cl ( Ca 2+, Mg 2+, HCO 3, CO 32 , HS , S 2 ) § Щелочные условия, р. Н = 5, 5 13 7. Адуляриты 8. Альбититы 9. Хлоритолиты 10. Карбонатные метасоматиты

§Ряд дифференциальной подвижности компонентов, возникающий в различной обстановке. §Для кислых и близнейтральных условий K, Na, Ca, Mg, Fe, Si, Al, Ti §В щелочной среде K, Na, Fe, Si, Al, Ca, Mg, Ti §В условиях высокой щелочности Fe, Si, Al, Ti, K, Na, Ca, Mg

Зональность гидротермальных месторождений Ⅰ. Де Лоне (француз, 1900 г. ) 1. Sn Bi Mo; 2. Pb Zn Ag Ni Co; 3. Au Hg Ⅱ. В. Эммонс (англичанин, 1924 г. ) русс. пер. 1933 г. Снижение Т отлож. минер. в порядке обратном их растворимости (16 зон): Q, Sn, W, As, Bi, Au, Cu, Zn, Pb, Ag, Au, Sb, Hg Скепсис: Лингрен, Ферсман, Обручев III. Смирнов С. С. пульсационная при понижения Т. IV. Смирнов В. И. : 1. Первого рода (стадийная) 2. Второго рода (фациальная)

Физико-химические и термодинамические условия рудообразования § Движение рудоносных растворов, находящихся в форме взвесей, коллоидов и молекулярных соединений, контролируется пористостью, проницаемостью, температурой и давлением среды рудообразования. § Ⅰ. Пористостью называется совокупность пространств, между твердой фазой сухой породы. Различают общую (абсолютную), эффективную и дифференцированную ее разновидности.

§ Общая - представляет собой всю пустотность породы - открытые и закрытые поры. § Эффективная - составляет часть порового пространства, в котором при заданных условиях происходит циркуляция жидкостей и газов. § Дифференцированная пористость характерное количество (объем) пор различных размеров § В порах размером < 10 -2 см при обычных поверх. условиях движения жидкости не происходит. § Ⅱ. Проницаемость- свойство пород пропускать жидкости, газы и их смеси благодаря перепаду давления. Она оценивается при помощи коэфф. (в см 2; м 2). Практич. единицей является дарси или милидарси (м. Д).

Гидродинамические условия формирования гидротермальных месторождений. Согласно закона Дарси: V= -(K/ƞ) grad p, где проницаемость (K), скорость фильтрации (V), вязкость флюида (ƞ), гидродинамическое давление (p). Можно выделить три типа гидродинамических моделей гидротермальных рудообразующих систем: § с вынужденной конвекцией § свободной конвекцией § гравитационной конвекцией

1. С вынужденной конвекцией. § Это течение флюидов, обусловленное действием внешних сил. Она бывает вызвана: 1) генерацией растворов при кристаллизации и дегидратации при диагенезе и метаморфизме; 2) вытеснение растворов при уплотнении. § Образуются трещины гидроразрыва § А) Растворы магматического происхождения. Прочность гранитов при 600 800 ºС на разрыв 2 4 Мпа, а проницаемость трещин пропорциональна квадрату их раскрытия.

Б) Метаморфические растворы. Общий удельный объем системы при метаморфогенной дегидратации увеличивается, а давление растворов близко к литостатическому. § В) Растворы уплотнения. Поровое давление повышается до литостатического. Оно вызывает восходящее движение растворов вплоть до области их разгрузки на земную поверхность. Средний градиент давления grad ~ 10 МПа / км. 2. Со свободной конвекцией растворов. § Два типа: тепловая (главная) и концентрационная (только при образовании стратиформных м ний)

Тепловая конвекция. § Параметры: перепад граничных температур (∆ Т), вертикальная протяженность (Н) и проницаемость (К) области конвекции (0, 01 м. Д). § Для гидротермальных месторождений: ∆ Т = 200 ºС, Н = 5 км, К = 0, 01 м. Д § Главное значение трещинная проницаемость. Она на много порядков выше породной. § Плотность флюидов (рф) по данным включениям 500 -1000 кг/м 3. § Приведенные данные позволили определить средний градиент гидродинамического давления равным grad p ≈0, 5 - 1, 0 МПа/км.

3. Гравитационная конвекция (инфильтрация) grad р ≈ рф ∙ g ∙ (∆h / I) § где: длина пути (1), перепад выс. отметок движ. раствора (∆h). Реальные системы: ∆h = 4 км, 1= 40 80 км, рф = 1000 кг/ м 3 § grad р ≈ 0, 5 – 1, 0 МПа /км § Есть еще вынужденная конвекция, вызванная разуплотнением (по А. Г. Бетехтину). Происходит «всасывание» растворов. Ее недостаток. Она не обеспечивает сквозного движение гидротерм через область рудоотложения.

Степень гидродинамического сосредоточения растворов § При фильтрации через обл. рудоотл. концентрация раствора уменьшается на 0, 05 г/кг. Запасы крупных м ний цветных металлов 106 т. Для образования крупных месторождений необходимо ≈ 1010 т. раствора. § Гидростатический напор. § Тектонический стресс (фильтр. прессинг) § Термический градиент (тепловая конвекция) § Vист. /Vруд = 104, 103, 102

Отложение веществ из растворов Причины: § обменные окислительно-восстановительные реакции § изменение р. Н § коагуляция коллоидов § распад комплексных ионов § фильтрационный эффект-просачивание через п/прон. среды § сорбция § естественные электрические поля § изменение температуры растворов § изменение давления

Температура § Гидротермальный процесс протекает в интервале 700 25 ºС активно при 400 100 ºС. § На образование среднего м ния 8× 105 к. Дж тепловой энергии. Это в несколько тыс. раз превышает средний тепловой поток в земной коре. Нужны аномальные тепловые поля. Методы опред. Т→ 1) включения минералов, 2) эл ты примеси, 3) изотопный анализ и 4) диаграммы равновесий минераль. ассоциаций. § Давление. Гидростатическое столб воды § Литостатическое столб породы; отличие в 2, 7 раза § М ния формируются в интервале десятки- 500 МПа. Продуктив. стадии – 150 -200 МПа

§ Мантийные флюиды Кс = 0, 1– 5, 0 – вплоть до солевых расплавов. § Атмосферные Кс » 100, слабо минерализ. много Н 2 О § Поровые. Средние и высокие концентрации солей. Преобладают в составе вкл. СО 2, гидрокарбонаты и сульфаты Са, Mg, иногда Fe. § Морские воды и хлоридно натриевые рассолы соляных толщ. Содержание СО 2 = 1 3 г/л, Кс может достигать 400 и более, мало Н 2 S; концентр. солей < 100 г/л. § Метаморфогенные. Для них характерны Кс = 0, 4 – 18 (до 50). В условиях гранулитовой и эклогитовой фаций высокоплотн. сжиженные СО 2 и N 2 разнообразные. § Выделяются флюиды кислых магм. В них Кс = 15 -20 -50, концентр. солей от низких до высоких.

Источники минерального вещества § Ювенильный, базальтоидный, подкорковый Fe, Mn, Ti, V, Cr, Ni, Cu, Pt § Асимиляционный, гранитоидный, коровый Sn, W, Be, Li, Nb, Ta § Фильтрационный, внемагматический Si, Ca, Mg, K, Cl; Fe, Mn; Zn, Pb, Au, Ni, Co и др. § Известны четыре формы переноса вещества 1. истинные растворы 2. Коллоиды 3. простые ионные соединения 4. комплексные ионно-молекулярные соединения

Комплексные ионномолекулярные соединения § они хорошо растворимы § чувствительны к физико-химическим условиям и реагируют на их изменения § легко распадаются на простые ионы и образуют труднорастворимые соединения. § Ядро комплекса-катион. Оно представлено Ме 2, 3, 4 и состоить из одного или нескольких элементов. § Лиганды обрамляют ядро; образуются отрицательно заряженными ионами или молекулами. Максимальное число ионов соответствует максимальному координационному числу центрального катиона.

Различают комплексы по составу лиганд: § Хлоридные § Сульфидные § Уран-карбонат-фосфатные, - хлоридные, - фторидные, - силикатные и др. Формы переноса и отложения рудного вещества. По данным газово жидких включений в рудных и сорудных минералах и теоретических расчетах. § Ведущие компоненты флюидов хлориды щелочных металлов, углекислота и углеводороды.

§ Факты: Cu-порф. м-ния 70 80% экв. Na. Cl в зонах калишпатизации. Полим. и флюор. м-ния → 30 40% экв. Na. Cl в карб. толщах (<200 ºС). Колчеданные м-ния 5% Na. Cl с морской воды (0, 5 моль/кг Н 2 О) Перенос и отложение определяются режимом кислотности растворов 1. Осаждение из растворов с кислой реакцией при повышении р. Н; из щелочных - при понижении р. Н. 2. При высоких Т растворы имеют высокую концентр. хлоридов щелочных металов и кислую реакцию.

3. При Т ниже 250 -300 ºС, растворы обладают умеренной и низкой концентрацией хлоридов и реакцией близкой к нейтральной. 4. Растворимость сульфидов в хлоридных растворах очень мала при низких Т, но быстро возрастает с ее повышением. 5. Перенос и отложение рудных минералов определяется также содержанием в растворах сульфидной серы. § Хлоридная форма переноса характерна для полиметаллов при тем рах > 200 -250 ºС, где она является господствующей.

§ В интервале от 500 -400 до 200 -300 ºС растворимость сульфидов тяжелых металлов понижается на два порядка. § При > 200 ºС перенос Fe, Cu, Zn, Pb, Ag - в виде хлоридных комплексов. § Концентрация металлов в растворах важнейший фактор определявший запасы м ний и содержаний в руде полезных компонентов. § Во всех случаях осаждение сульфидов халькофильных элементов начиналась из растворов, в которых содержание металлов измерялось сотнями мг/кг Н 2 О.

Ликвационная концепция А. А. Маракушева. § Ⅰ. Рудные расплавы, обогащенные Li, F и др. летучими компонентами, отщепляются от флюидных гранитных магм. II. От этих расплавов при снижении давления отделяются гидротерм. растворы с кислотными компонентами. § Ⅲ. Взаимодействие расплавов и растворов проходит в две стадии: высоко (≈ 350 ºС) и низкотемпературные. § Происходит распределение компонентов между рудными расплавами (в них концентрируются щелочные соединения, в. ч. и Na 2 WO 3, Na 2 Mo. O 4, Na 2 Sn. O 3 и др. ) и равновесными с ними гидротермальными растворами.

§ Образуются крупные залежи богатых руд. § При переходе к низко Т стадии происходит распад растворов (< 350 ºС) на две фазы: § 1. водную полярную жидкость с щелочами Na(OH), K(OH) и др. § 2. смесь неполярных компонентов (кислотные компоненты –H 2, HCl, H 2 S, CO 2, N 2 и др. ) § В высоко и низкотемпературные стадии возникают зональные ореолы гидротермально метасоматических изменений.

Режим серы и кислорода определяет ход рудного процесса: § Высокий потенциал серы → возникают сульфиды; Низкий S и высокий O → сульфаты и окислы Сродство Me к S; Ряд Zn, Mo, Sn, Fe, Pb, Cu, . . Sb, Нg § Ряд Me по сниж. сродству к 0 при 300 ºС: Be, Mg, Li. Nb, Mn, Cr, . . Sb, Pb, Hg, Ag. § Режим 0 меняется в пространстве (снизу-вверх): сульфиды сменяются сульфатами и затем окислами. § В ходе процесса концентрация S сначала увеличивается, а к концу понижается.

Классификация гидротермальных месторождений § до ⅩⅩ впласты, линзы, жилы А. Бэтман –замещения, выполнения, смешанные М. Усов и Г. Шнейдерхен –глубинность магматических фаций § Х. Абдуллаев и Е. Захаров – относительно изверженных пород § П. Ниггли магматические породы и температуры образования § И. Магакьян и др. по тектоно магматическим комплексам В. Лингрен – по температуре и глубине. 3 класса. 1. Гипотермальный – большая глубина, высокое давление и высокая температура (500 300 ºС) 2. Мезотермальный – (300 200 ºС) промежуточные параметры 3. Эпитермальный – небольшие глубины и давление, низкая температура (50 200 ºС)

§ Американцы ее дополнили: § лептотермальный – средние глубины, низкая Т § телетермальный – малая глубина, низкая Т § ксенотермальный – малая глубина, высокая Т П. Татаринов и И. Магакьян. Два класса. § Умеренных и больших глубин (> 1 км) § Малых глубин и приповерхностные (< 1 км) § Каждый класс разделяется на три подкласса: § высокотемпературный (> 300 ºC) § среднетемпературный (300 200 ºС) § низкотемпературный (< 200 ºС) Общий недостаток: температура и глубина. Недостаточно информативные параметры. Их трудно оценить, да и рудный процесс развивается в широком диапазоне Р Т условий.

Современная классификация Учитывает 4 главных признака: 1. Связь с магматическими формациями 2. Состав руд 3. Физико-химические условия образования 4. Геолого-геохимические параметры В. И. Смирнов разделил на 3 класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный. § Фактические материалы и теоретические разработки последних лет показали, что их целесообразно разделить иначе: 1. Плутоногенный гранитоидный 2. Вулканогенный андезитоидный 3. Вулканогенно-осадочный, базальтоидный

Гидротермальные месторождения Плутоногенные гидротермальные м-ния продолжают магматогенную серию и тесно, по геолого-генетическим условиям связаны с альбитит-грейзеновыми и скарновыми группами м-ний. Они ассоциируют с гранитоидным магматизмом и формировались от архея до неогена в различной геотектонической обстановке, но всегда на континентальной коре.

§ Плутоногенный класс разделяют на три подкласса: высоко-, средне- и низко-температурные, каждый из которых состоит из нескольких рудных формаций. § Высокотемпературные месторождения формировались на гипабиссальных глубинах (1 -5 км) при температурах 500 -300°С. Ведущий минерал жильного выполнения кварц. Рудные формации : кварц молибденовая, кварц халькопиритовая (Чукикамата, Браден, Чили; Коунрад, Казахстан); кварц арсенопирит золоторудная (Качкарь, Урал); кварц золотая (Березовское, Урал); кварц турмалин золотая (Дмитриевское, Ключевское, Забайкалье); кварц касситеритовая (Онон, Забайкалье); кварц энаргитовая (Бьютт, США); кварц висмутиновая (Адрасман, Ср. Азия) и др.

§Медно-молибден-порфировые м-ния в основном формировались в Kz эпоху, продуктивность которой по Mo(91, 1 тыс. т/млн. л) и Cu (З, 8 млн. т/млн. л) в 20 -30 раз превосходит по этим параметрам все другие эпохи. Три рудных периода: палеоценовый, эоцен-олигоценовый и миоцен-плиоценовый. Из порфировых м ний (рудные формации кварц молибденовая и кварц халькопиритовая) получают половину мировой добычи Cu и треть Mo. § Гидротермальные системы генетически связанны с монцонитовыми, диоритовыми и гранитными комплексами.

§Рудные участки располагаются в зонах эндо и экзоконтактах интрузий; сложены вкр. халькопирит молибденитовыми рудами. Крупные м ния ( >200 млн. т) ассоциируют с небольшими массивами. В полифазных плутонах руды приурочены к более кислым разностям. §Гидротермально-метасоматические изменения образованы магматическими флюидами (30 60% экв. Na. CI) и метеорными водами (<15% экв. Na. CI), создавшими зональное строение ореолов.

§ В центре ореолов безрудное кварцевое ядро с калишпатом и биотитом. § Зона филлизитизации с серицитом, кварцем и пиритом. § Ее сменяет зона аргиллизации с алунитом, каолином и пиритом. § Все это обрамляют поля пропилитизированных пород (хлорит, эпидот, кальцит и пирит). § Рассекая все зоны в ореоле развиваются системы кварцевых жил. § Оруденение на границе кварцевого ядра и филлизитовой зоны.

Три генетические модели: монцонитовая, диоритовая и гранитоидная. 1. Монцонитовую образуют медно молибден порфировые м ния, локализованные в малых интрузиях вулкано плутонических дуг зон субдукции. Монцониты поздние дериваты полифазных комплексов. 2. Диоритовая модель характерна для обогащенных золотом м-ний в островодужных структурах Японского типа. Они связаны с диоритовыми интрузиями; имеют зональное строение. Безрудное кварцевое ядро обрамляется кварц-серицитбиотит-мусковитовым чехлом с молибденовой вкрапленностью. Далее зона медных руд с пиритом, халькопиритом, борнитом и халькозином. Во внешнем ореоле гнезда и вкрапленность пирита, магнетита и гематита.

3. Гранитоидная модель Ассоциирует с интрузиями богатых щелочами риолитов и гранит-порфиров. Они возникли в пределах активизированных областей кратонов. Каждое м ние расположено над интрузивным куполом и представлено чашеобразным телом штокверковых молибденовых руд, повторяющих форму интрузивного контакта. Многократному внедрению магмы соответствуют стадийные рудные тела. Давление магмы было вертикальным. Это выразилось в образовании систем концентрических и радиальных даек, жил, сбросов и других структурных элементов.

§ Флюиды выделялись из магмы под давлением >литостатического на 1, 5 -2, 5 МПа. Это был рассол (65% экв. Na. CI) с Т = 500°С. § Две стадии. В первой две автономные флюидные системы - магматическая и метеорная. Во второй при равенстве Рлитост. и Рфлюид. гидроразрывы и рудоотложение. В пределах интрузива возникли 4 зоны метасоматоза (от центра к флангам): калишпатовая, кварц-серицит-пиритовая, аргиллизитовая и пропилитовая. На ранней стадии и эндогрейзены магнетит топазовые и гранатовые. Поздние кварцевые жилы.

Выводы: § Рудоносные магмы предельно дифференцированные расплавы, возникшие при фракционном плавлении мафических и средних минеральных образований нижней части коры. § На глубинах 600 -3000 м в куполе магмы с силой отделялись рудообразующие флюиды. §От давления возникала штокверковая гидравлическая система трещин, вместившая эндогенную минерализацию с концентрациями молибдена 0, 1 -0, 3%.

Среднетемпературные месторождения § М ния с жильными компонентами, помимо кварца, сульфидами и сульфасолями. Образовались при Т 350 -200°С. В подклассе 4 группы рудных формаций: 1. Полиметаллическая: галенит сфалерит халькопиритовая (Садон, Згид, С. Кавказ); галенит сфалерит баритовая (м ния Салаира); галенит сфалеритовую (Кадая). 2. Сурьмяно-мышьяковая: арсенидная и сульфоарсенидная Ni Co Fe (Буаззер, Марокко), арсенопиритовая (м ния Забайкалья), золото антимонитовая; ферберит антимонитовая (Ноцара, Грузия). 3. Редкометальная: касситерит галенит сфалеритовая (Хапчеранга, Забайкалье), касситерит хлорит пирротиновая (Омсукчан, Д. Восток). 4. Ураноносная: сульфидно настурановая: галенит сфалеритовая, молибденитовая, халькопиритовая, марказитовая с урановой смолкой (Шинколобве, Заир; Ц. массив, Франция), пятиэлементная формация (Co Ni Bi Ag U)) с рудами из арсенидов кобальта и никеля, самородного серебра, сульфидов висмута и уранинита (Фрайберг, Пшибрам, Восточная Европа).