Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 2, стр. 107-133

ВВЕДЕНИЕ

Месторождение Валунистое расположено в Арктической зоне России на территории Анадырского района Чукотского автономного округа (ЧАО), в 237 км к северо-востоку от окружного центра – г. Анадырь и в 218 км по автодороге от ближайшего морского порта Эгвекинот (фиг. 1).

Фиг. 1.

Положение месторождения Валунистое в региональных структурах, на основе схемы В.Ф. Белого (1994). Месторождения: 1 – Au–Ag эпитермальные; 2 – Au-кварцевые; 3 – Au-сульфидные, вкрапленные; 4 – оловорудные; 5 – медно-порфировые; 6 – Амгуэмо-Канчаланская металлогеническая зона.

Месторождение открыто в 60-х годах прошлого века геологами Анадырской экспедиции, геологоразведочные работы периодически проводились до 1996 г. (Шабалин и др., 1995ф, 2000ф). По результатам этих работ, балансовые запасы С₁ + + С₂ составили 17.5 т Au со средним содержанием в 5.9 г/т и Ag – 178 т, со средним содержанием 59.6 г/т.

В 1999 в результате аукциона права на разведку и эксплуатацию месторождения получила артель старателей “Чукотка”. В 2011 году контроль над Валунистым перешел кипрской компании Aristus Holdings Limited, аффилированной с компанией Millhouse, а в конце 2018 г. месторождение приобрела компания Highland Gold.

Всего с 1999 по 2017 г. включительно на месторождении тремя карьерами было добыто более 18 т Au и 157 т Ag. В 2017 году, по данным администрации ЧАО, из руд месторождения Валунистое извлечено: Au – 862.53 кг и Ag – 7.506 т. По данным компании Highland Gold (www.highlandgold.com), обеспеченность запасами рудника Валунистый более 10 лет.

В конце прошлого века геологическое строение Амгуэмо-Канчаланской металлогенической зоны, включающей месторождение Валунистое, было рассмотрено в ряде научных и региональных работ: петрология, геохимия, геодинамика вулканно-плутонических ассоциаций (Полин, 1990); прогнозно-металлогеническая карта масштаба 1 : 500 000 ОЧВП (Бочарников, 1980ф¹¹), отчет по ГДП-200 (Романов, 2002ф) и др.

В период 2000–2019 гг. непосредственно на рудном поле и месторождении Валунистое проводились поисково-оценочные и разведочные работы, направленные на поиски новых рудных тел и оперативный прирост запасов, в начале артелью “Артика” (Шабалин и др., 2006ф), затем – ООО “Артель старателей "Чукотка” (Ляшкевич и др., 2008ф; Полквой и др., 2011ф), ООО “Региональная горнорудная компания” (Филонов и др., 2014ф) и ООО “ГеоСолюшинс” (Козлова и др., 2018ф).

С 2012 по 2019 гг. в ИГЕМ РАН периодически изучались минералого-геохимические и термобарогеохимические особенности руд месторождения Валунистое: в начале, в рамках выполнения договорных работ с ООО “Рудник Валунистый”, затем – проекта Российского научного фонда (№ 14–17–00170), а в 2018–2019 гг. по проекту РФФИ (грант № 18-05-70001).

Главная цель выполненных нами исследований заключалась в анализе и обобщении имеющихся данных по геологии месторождения и выявлении минерально-геохимической специализации золоторудных кварцевых жил, с помощью которой можно оценить степень их продуктивности. Отметим также, что изучение состава и параметров рудообразующих флюидов с целью установления их природы на протяжении многих десятков лет остается одной из центральных проблем в теории эндогенного рудообразования (Бортников, 2006; и др.). В настоящей статье подводятся итоги комплексного изучения месторождения.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В ИГЕМ РАН собрана достаточно представительная коллекция эпитермальных руд и метасоматитов месторождения Валунистое – 35 образцов, большая часть которых (25) представлена фрагментами керна скважины VD-12-1301 (рудная зона Новая), а остальные – отобраны из жильных тел в карьерах № 1 и № 2 (рудная зона Главная).

Химический состав минералов изучался на электронно-зондовом микроанализаторе JXA-8100 фирмы JEOL в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН (аналитик И.Г. Грибоедова). Анализ осуществлялся при ускоряющем напряжении 20 kV, токе на цилиндре Фарадея 20 nA, диаметре зонда 3–5 мкм. Время экспозиции на основные элементы – 10 с. Использовались стандарты компании JEOL.

Для диагностики хлорита и каолинита применялся рентгенофазовый анализ на дифрактометре D/MAX-2200 японской компании Ridaku, оснащенном современными программами получения и обработки данных эксперимента. Исследования проведены в рентгеновской группе лаборатории кристаллохимии ИГЕМ РАН.

Определение концентрации породообразующих и отдельных примесных элементов в пробах выполнено методом рентгенофлуоресцентного анализа на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны), модель Axios mAX производства компании PANalytical (Нидерланды 2012 г. www.panalytical.com). При калибровке спектрометра использованы отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава горных пород. Анализ выполнен по методике 439-PC НСАМ ВИМС, обеспечивающей получение результатов по ОСТ РФ 41-08-205-04 (аналитик А.И. Якушев).

Измерения микроэлементов (ICP-MS) проводили на масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно-связанной плазме X-Series II (аналитик Я.В. Бычкова). Пределы обнаружения элементов составляли от 0.1 нг/г для тяжелых и средних по массе элементов с возрастанием до 1 нг/г для легких элементов. Погрешность анализа составляла 1–3 отн. %. Содержания Au и Ag в пробах определялись методом атомно-абсорбционной спектрометрии с электротермической атомизацией на спектрометре Spectr AA220Z (аналитик В.А. Сычкова).

Микротермометрические исследования индивидуальных включений проведены в лаборатории геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН с использованием измерительного комплекса, созданного на основе микротермокамеры THMSG–600 фирмы Linkam (Англия), микроскопа Olimpus B51, снабженного набором длиннофокусных объективов, видеокамеры и управляющего компьютера. Комплекс позволяет в режиме реального времени производить измерения температур фазовых переходов внутри включений в температурном интервале от –196 до 600°С, наблюдать за ними при больших увеличениях и получать электронные микрофотографии.

Состав солей, преобладающих в водных растворах флюидных включений, оценивался по результатам измерения температур плавления эвтектики (Борисенко, 1977). Суммарная концентрация солей в двухфазовых флюидных включениях оценивалась по температурам плавления льда на основе экспериментальных данных для системы NaCl–H₂O (Bodnar, Vityk, 1994). Оценки концентраций солей и плотностей флюида проводились с использованием программы FLINCOR (Brown, 1989).

Валовый состав флюидных включений изучен в аналитической лаборатории ЦНИГРИ (аналитик – Ю.В. Васюта) комплексом методов, включающим газовую (хроматограф Agilent 6890) и ионную (хроматограф ЦВЕТ 3000) хроматографию, а также ICP MS (прибор “ЭЛАН 6100”, фирма “Перкин-Элмер”), по методике, опубликованной в работе (Кряжев и др., 2006).

ПОЛОЖЕНИЕ В РЕГИОНАЛЬНЫХ СТРУКТУРАХ

Месторождение Валунистое расположено на западном замыкании Восточно-Чукотской фланговой зоны Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП) (Белый, 1994; Сидоров и др., 2009), перекрывающей Корякско-Камчатскую складчатую область (фиг. 1). Здесь вулканиты ОЧВП слагают прогиб северо-восточного простирания (шириной 30–100 км), прослеживающийся от р. Танюрер на западе, до р. Амгуэма на востоке (Романов и др., 2002ф). Складчатым основанием прогиба служат дислоцированные отложения палеозойского возраста.

Основное рудоконтролирующее значение в районе имеют вулкано-купольные структуры – Правогорненская, Жильнинская, Шахская, Валунистая, Шалая, Оранжевая, диаметром 3–6 км, образующие цепочку, вытянутую в северо-восточном (СВ) направлении, вдоль Канчаланской зоны разломов (фиг. 2); в геохимическом поле они подчеркиваются контрастными вторичными ореолами рассеяния Au, Ag, Mo и других сопутствующих элементов (Шабалин и др., 1993ф). К этим структурам приурочены несколько Au–Ag эпитермальных месторождений (Валунистое, Горное, Жильное) и перспективных рудопроявлений (Огненное, Шах, Оранжевое и др.).

Фиг. 2.

Геологическая карта Амгуэмо-Канчаланского вулканического поля (составлена на основе геологической карты масштаба 1 : 200 000 Q-60, XV, XVI, Романов и др., 2002ф). 1–5 – возраст пород: 1 – ранний палеоген, 2 – ранний мел, 3 – поздний мел, 4 – карбон, 5 – девон; 6–9 – вулканические породы: 6 – риолиты, 7 – дациты, 8 – андезиты, 9 – базальты; 10 – песчаники, 11 – глинистые сланцы; 12 – метаморфические породы. Интрузивные породы: 13 – сиениты, граносиениты, 14 – граниты, гранодиориты, 15 – диориты, монцониты, 16 – габбро; 17 – субвулканические тела риолит-дацитового состава; 18 – крупные разломы; 19 – вулкано-купольные структуры: 1 – Жильнинская, 2 – Шахская, 3 – Оранжевая, 4 – Валунистая, 5 – Шалая, 6 – Правогорненская; 20 – Au–Ag эпитермальные месторождения.

Канчаланская зона разломов северо-восточного простирания прослеживается в складчатом основании вулканитов на 300–320 км. На юго-западе она перекрывается палеогеновыми базальтами, а на северо-востоке трассируется до р. Амгуэма (Романов и др., 2002ф). В центральной части ширина Канчаланской зоны разломов (главной рудоконтролирующей структуры территории) 12–30 км, генеральное простирание – СВ 65° (фиг. 2). В ее пределах сосредоточены все выявленные перспективные объекты Au–Ag формации.

Верхнемеловые породы кислого состава – наиболее древние образования и развиты только в северо-восточной части района (фиг. 2). Завершают разрез вулканитов базальты, субщелочные базальты, андезитобазальты с редкими прослоями туфов. U–Pb-возраст, полученный для вулканических и субвулканических пород Амгуэма-Канчаланского вулканического поля, находится в диапазоне от 67.0 до 88.2 Ма (Сахно и др., 2010).

Вулканогенные толщи (среднего состава) слагают пологие вулканоструктуры, просадки и валообразные купольные поднятия северо-восточного простирания (фиг. 2). Углы падения пород не превышают 30°, а палеогеновых эффузивов – 20°. Наиболее распространены дайки андезито-базальтов и базальтов, которые встречаются в верхнемеловых толщах. Меньшее развитие имеют дайки дацитов и риолито-дацитов, характерные только для пород кытыпнайваамской свиты (Романов и др., 2002ф).

Выходы палеозойской (нижний карбон) сильно метаморфизованной карбонатной толщи известны в 30 км западнее и юго-западнее месторождения Валунистое (фиг. 2). Валанжинские полимиктовые песчаники, известняки, углисто-глинистые и углистые сланцы с угловым несогласием перекрывают палеозойские породы (Романов и др., 2002ф).

Наиболее протяженные и выдержанные разломы имеют СВ простирание, совпадающее с общим направлением вулканоструктур (фиг. 2). Вертикальные смещения по ним составляют более 400 м. Разломы часто сопровождаются мощными линейными зонами брекчирования, в которых обломки вмещающих пород сцементированы красно-бурым дорудным кварцем. Ширина брекчированных зон по отдельным канавам достигает 100 м. Они, как правило, имеют четкие контакты с вмещающими породами (Романов и др., 2002ф).

Более поздние разломы субмеридионального простирания делят район месторождения на ряд мелких блоков, характеризующихся различной степенью смещения друг относительно друга, что влечет за собой различную степень эрозии блоков. Субмеридиональные нарушения сопровождаются базальтовыми дайками и кварцевыми жилами протяженностью до 300 м. По разломам этого направления происходит смещение с амплитудой до 10 м более ранних северо-восточных нарушений (Романов и др., 2002ф).

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

По современным преставлениям, Валунистое рудное поле площадью 26 км² приурочено к двум сближенным вулкано-купольным структурам – Валунистой и Шалой (фиг. 2), в надинтрузивной части массива леурваамского гранодиорит-гранит-лейкогранитового комплекса позднего мела (Шабалин и др., 2006ф).

Валунистая вулкано-купольная структура диаметром 4 км в плане круглая и ограничена кольцевым разломом (фиг. 2). В разрезе вулканитов ОЧВП, слагающих структуру, установлены породы амгеньской толщи, экитыкинской и леурваамской свит мощностью до 650–800 м. Вулканиты залегают в целом периклинально, углы падения варьируют в широких пределах (30°–50°), что связано с приразломными дислокациями (Шабалин и др., 1995ф).

Субвулканические образования леурваамского комплекса (79.9 Ма, Сахно и др., 2010) занимают не менее 30% поверхности структуры (фиг. 3), а также развиты в ее обрамлении. Среди них преобладают трахириодациты леурваамского комплекса. Многочисленные радиальные и сквозные нарушения различных простираний (северо-западного, близширотного, близмеридионального) обусловили мозаично-блоковое строение структуры (фиг. 3). Амплитуда перемещения отдельных блоков варьирует от нескольких метров до 200–300 м (Шабалин и др., 1995ф).

Фиг. 3.

Схематическая геологическая карта месторождения Валунистое (по материалам Анадырской ГРЭ и рудника Валунистого). 1 – современные отложения: аллювиальные галечники, валуны, гравий, пески и супеси; 2–4 – экитыкинская свита: 2 – верхняя толща: андезиты, андезибазальты с маломощными прослоями туфов с углефицированным детритом, 3 – средняя толща: разнообломочные туфы среднего состава, 4 – нижняя толща: туфопесчаники, адезиты, базальты, маломощные прослои пепловых туфов; 5 – Леурваамский субвулканический комплекс: тела риолитов и риодацитов; 6 – Ильмынейвеемский субвулканический комплекс: тела и дайки андезибазальтов, андезитов и базальтов; 7 – разломы; 8 – продуктивные кварц-адуляровые жилы; 9 – контуры жильных зон: I – Главной, II – Новой; 10 – положение разреза (фиг. 5). Р.т. 14 – рудное тело № 14.

Наиболее широко на месторождении распространены вулканиты экитыкинской серии (фиг. 3), состав которых очень пестрый – игнимбриты, лавы и туфы, туфобрекчии от риолитового до базальтового состава, линзы и прослои осадочных пород, субвулканические тела и дайки андезитов, базальтов, дацитов (фиг. 4).

Фиг. 4.

Вмещающие породы месторождения Валунистое (геологический музей Магаданнедра, коллекция И.С. Раевской). а – тонкополосчатые туфы. Канава 175; б – предрудная гидротермальная брекчия с обломками флюидально-полосчатых риолитов, сцементированных пирит-кварцевым материалом. Зона Новая. Канава 113; в – туфобрекчия с обломками риолитов и андезитов. Зона Главная. Скважина 91.

Отложению жильных и рудных минералов на месторождении предшествует формирование эксплозивных брекчий из остроугольных обломков вмещающих пород, сцементированных ранним тонкозернистым безрудным кварцем (фиг. 4б). Практически все рудные тела сопровождаются брекчиями (Шабалин и др., 2006ф).

Рудоносные гидротермальные образования представлены крутопадающими кварцевыми и кварц-адуляровыми жилами, локализованными в зонах интенсивной метасоматической переработки пород, развитых вдоль нарушений различного плана и ориентировки. Мощность жильных зон колеблется от нескольких метров до десятков метров. По простиранию они состоят из нескольких кулис различной длины. Мощность жил в зонах изменяется от 0.1 до 24.7 м, преобладают жилы мощностью до 1 м. Длина жил варьирует от 30 до 400 м. Большинство жил месторождения сопровождаются зонами дробления и брекчирования. На отдельных участках кварцевые жилы разделены интервалом (до 10 м) ненарушенных вмещающих дацитов, что говорит о разновременном их образовании. Контакты жил обычно четкие. Жилы повсеместно сопровождаются многочисленными апофизами. Руды месторождения Валунистое – комплексные золото-серебряные. Коэффициент корреляции Au и Ag сравнительно высок – 0.85 (Шабалин и др., 1995ф).

Формирование рудных тел Валунистого приходится на поздний мел (79 ± 2 Ма), судя по определениям абсолютного возраста адуляра (Лейер и др., 1997; Ньюберри и др., 2000), и синхронизировано по времени с излияниями платобазальтов, которые экранировали гидротермальные растворы.

На площади Валунистого рудного поля выявлено 12 рудоносных жильных зон (Шабалин и др., 1995ф). Из них наиболее детально изучены зоны Главная и Новая (фиг. 3).

Жильная зона Главная прослежена в северо-восточном направлении на 1600 м при ширине 40–80 м. Падение ее крутое (70°–85°) юго-юго-восточное. Большинство жильных тел зоны Главной локализованы в пределах субвулканического тела флюидальных риодацитов сложной формы (фиг. 3). Жилы сгруппированы в 4 кулисы, которые состоят из 1–3 основных жил, сопровождающихся короткими близпараллельными и оперяющими жилами. Мощность основных жил колеблется от 0.6 до 11.0 м, длина от 200 до 540 м, оперяющих соответственно 0.2–2.0 и 50–200 м (Шабалин и др., 1995ф, 2006ф). Преобладают жилы выполнения открытых трещин с параллельными резкими контактами. Редко встречаются жилы замещения с извилистыми неотчетливыми границами. Простирание и падение жил такое же, как у зоны Главной.

Оруденение в жилах неравномерное. Содержание Au и Ag колеблется в пределах 0–474 и 0–3794 г/т соответственно (по данным опробования). Максимальные содержания в жилах, по штуфному опробованию бонанц, составляют: Au – 1969 г/т, Ag – 22108 г/т (Шабалин и др., 2006ф). В гидротермально измененных породах, вмещающих рудные жилы, содержания Au и Ag менее 0.5 г/т и 10 г/т соответственно, и лишь местами они увеличиваются до первых граммов на тонну для Au и первых десятков граммов на тонну для Ag. Au/Ag отношение в рудных телах зоны Главная изменяется от 1 : 65 до 10 : 1, при среднем значении 1 : 10. Средняя пробность самородного Au составляет 600‰, а размеры его выделений варьируют от 0.01 до 2 мм, редко более.

Жильная зона Новая прослежена в меридиональном направлении на 850 м при длине 1500 м и мощности 100–200 м (фиг. 3). Она состоит из серии близкопараллельных кварцевых, редко адуляр-кварцевых жил мощностью от 0.2–0.9 до 5–8 м и длиной до 500–600 м. Во вторичных ореолах рассеяния зона Новая фиксируется контрастной аномалией, интенсивностью до 10 г/т Au и до 50 г/т Ag (Шабалин и др., 2006ф). Содержания Au и Ag в жилах варьируют в пределах 3.4–135.7 и 33.0–1238.2 г/т соответственно. Падение жил крутое (70°–85°), западное (фиг. 5). Вертикальный размах оруденения по данным бурения достигает 200 м (фиг. 5).

Фиг. 5.

Геологический разрез в крест простирания Р.т. № 14 жильной зоны Новой (по материалам Анадырской ГРЭ и рудника Валунистого). 1 – четвертичные отложения: пролювиально-делювиальные супеси, щебень. 2 – экитыкинская свита верхнемелового возраста, нижняя толща: туфопесчаники, андезиты, базальты, пепловые туфы (до 200 м); 3 – верхнемеловые риодациты леурваамского субвулканического комплекса; 4 – околожильная адуляризация и серицитизация; 5 – рудное тело № 14 (кварц-адуляровая жила); 6 – кальцитовая жила; 7 – второстепенные разломы; 8 – колонковые скважины.

МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД

Среди метасоматических изменений отчетливо выделяются два типа: первый – низко-среднетемпературная пропилитизация по туфолавам порфировых андезитов; второй – калишпатизация. Зоны развития метасоматического КПШ не имеют резких границ, постепенно сменяясь серицитизированными породами. КПШ представлен сплошными мелкозернистыми агрегатами адуляра, ассоциирующими с кварцем во внутренней зоне и с серицитом во внешней. Околожильная адуляризация – сравнительно локальный процесс, не распространяется более чем на 10 м от жил.

Пропилиты месторождения Валунистое относятся к эпидот-хлоритовой (фиг. 6а) и в меньшей степени низкотемпературной хлорит-альбитовой фации (фиг. 6б), проявленной в верхних частях разреза. Состав эпидотов приведен в табл. 1. Следует отметить, что общая характерная черта пропилитов – отсутствие или очень ограниченное распространение метасоматического кальцита. Хлориты из пропилитов (фиг. 6б), по данным микрозондового анализа и по результатам дифрактометрии, относятся к клинохлору (табл. 2).

Фиг. 6.

Микрофотографии метасоматических пород месторождения Валунистого. а – формы развития метасоматического эпидота в плагиоклазах пропилитизированных базальтов, николи Х; б – метасоматический хлорит, целиком замещающий вкрапленники темноцветных минералов и, частично, основную массу андезито-базальта, николи ||; в – кварц-серицитовый агрегат без реликтов исходной породы, николи Х; г – замещение серицитом вкрапленников калишпата, николи Х; д – кварц-адуляровый прожилок в пропилите, не затронутый серицитизацией; е – замещение полевых шпатов каолинитом и смектитом. Qtz – кварц; Kfs – калиевый полевой шпат в псевдоморфозах по плагиоклазу; Ser – серицит; Chl – хлорит; Ep – эпидот; Pl – плагиоклаз; Adl – жильный адуляр; Sm – смектит; Kln – каолинит.

В изученных образцах все плагиоклазы, по данным микрозондового и оптического анализа, замещены альбитом не выше № 8–10, а содержание СаО в них не превышает 0.56 мас. %. Повсеместно происходит интенсивное замещение альбитизированного плагиоклаза калиевым полевым шпатом, часто до формирования полных псевдоморфоз. Новообразованный КПШ представлен почти чистой калиевой разностью (Na₂O не более 0.25 мас. %).

В геологической литературе неоднократно описывался процесс замещения альбита в пропилитах калиевым полевым шпатом при приближении к поверхности и падении температур (Русинов, 1989; и др.). Многие авторы подчеркивают частую приуроченность зон калишпатизации к зонам повышенной проницаемости, связанным с разломами (Набоко, Главатских, 1970; Keite et al., 1978).

На пропилиты накладываются более поздние серицитизация и аргиллизация (фиг. 6в–е), повсеместно наблюдается пересечение их кварц-адуляровыми прожилками с сульфидами (фиг. 6д). При этом прожилковый адуляр остается совершенно незатронутым серицитизацией (фиг. 6д), что, несомненно, указывает на его более позднее происхождение относительно метасоматического КПШ во вмещающей породе (фиг. 6г).

Процесс серицитизации, относящийся к типу кислотного метасоматоза, – неотъемлемая часть общего гидротермального цикла на всех Au–Ag месторождениях в вулканических породах (Русинов, 1989; и др.). Особенность месторождения Валунистое – относительно слабое развитие серицитовых метасоматитов, которые распространены спорадически и не обнаруживают связи с рудной минерализацией. Очевидно лишь их предпочтительное развитие по вулканитам кислого состава.

Процессы аргиллизации развиваются явно позже основной жильной минерализации. В пределах кварцевых и кварц-адуляровых рудных жил часто наблюдаются мелкие скопления каолинита, присутствие которого подтверждается рентгеновской дифрактометрией. В единичных случаях отмечалось интенсивное замещение полевых шпатов глинистыми минералами (фиг. 6е).

Следует также отметить слабое проявление поверхностных гипергенных изменений, судя по хорошей сохранности основной массы сульфидов и по наличию гетитовых пленок и корочек вокруг пиритовых зерен в кварцевых жилах и вмещающих породах, вскрытых канавами.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

В составе изученных руд месторождения Валунистое преобладает SiO₂ (77.00–94.62%), присутствуют заметные концентрации CaO (0.11–10.48), Al₂O₃ (1.23–2.07), К₂O (0.22–5.14), а также Fe₂O₃ (0.14–1.37) (табл. 3), иногда F (0.4–15.2). Для руд характерны низкие и очень низкие значения Na₂O, TiO₂, P₂O₅ и MnO. Содержание сульфидов в изученных рудах низкое (S_общ – от 0.07 до 1.25%), что типично для эпитермальной минерализации (Сидоров, 1978).

Руды обогащены достаточно широким спектром элементов (Au, Ag, Sb, Cd, Pb, Cu, Zn, Se, Mo, Te, Cr) (табл. 4, фиг. 7), по сравнению со средними значениями верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Коэффициенты обогащения варьируют от нескольких раз (Se, Mo, Te, Cr) – до десятков (Cd, Pb, Cu, Zn), сотен (Sb) и до десятков и сотен тысяч раз (Au, Ag) (фиг. 7), что свидетельствует о геохимическом родстве некоторых микроэлементов и их синхронном участии в рудообразовании. Судя по табл. 5 и фиг. 8, в изученных рудах и вмещающих породах преобладают легкие “гидрофильные” РЗЭ цериевой группы (Жариков и др. 1999; Минеев, 1974).

Фиг. 7.

Распределение основных микроэлементов в эпитермальных рудах Au–Ag месторождения Валунистое, нормированных по отношению к средним значениям для верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Фиг. 8.

Распределение РЗЭ, нормированных по хондритам (Anders, 1989): в эпитермальных рудах (а), вмещающих породах (б), безрудных кварцевых жилах (в), гидротермальных брекчиях (г), флюорите (д), кальцит-содержащих жилах (е) Au–Ag месторождения Валунистое; ж – распределение средних значений РЗЭ перечисленных выше образований. Номера проб см. в табл. 8–10 .

Вмещающие породы, представленные в основном базальтами и трахидацитами, часто брекчированными и рассеченными разнообразными прожилками, имеют аномально отрицательный тип распределения РЗЭ (фиг. 8б), с близкими значениями ∑REE_N – (180–531), но с более значительным диапазоном величин Eu/Sm_N, изменяющимся от 0.53 до 1.2 (табл. 6).

Пробы из эксплозивных брекчий состоят из обломков различных пород: базальтов, андезито-базальтов, трахидацитов, трахилипаритов и т.д., часто остроугольной формы, которые сцементированы тонкоперетертой массой и кварцем, а также рассечены тонкими прожилками гипса. Для них обычны отрицательный тип распределения лантаноидов, высокие значения ∑REE_N – (170–439) и отрицательные аномалии Eu (табл. 6, фиг. 8д).

Пробы из разнообразных по составу жил – адуляр-кварц-кальцитовых, флюорит-кварц-кальцитовых до существенно кальцитовых – характеризуются различными содержаниями Au от фоновых до первых грамм на тонну, при низких фоновых концентрациях Ag. При этом рудные пробы, представляющие собой сложные брекчии (обр. В-71) или андезито-базальты с многочисленными прожилками адуляр-кварцевого и флюорит-кварцевого состава (обр. В-78), имеют высокие величины ∑REE_N (99–298), отрицательный тип распределения лантаноидов и субхондритовые значения Eu/Sm_N, равные 0.62–0.9 (табл. 6, фиг. 8в, е, ж).

Жилы с преобладанием кальцита и аномальными содержаниями Au существенно отличаются по уровню содержаний и характеру распределения РЗЭ (фиг. 8ж). Жильные брекчии, со значительным количеством обломков измененных вмещающих пород, имеют повышенные (до 293) величины ∑REE, отрицательный тип распределения РЗЭ, а также субхондритовые значения Eu/Sm_N (табл. 6). Достаточно чистые их разности отличаются весьма низкими величинами ∑REE_N – (2.1–33.0) и примерно равными содержаниями легких и тяжелых лантаноидов и относительно низким уровнем средних лантаноидов (табл. 6). Следует при этом подчеркнуть присутствие в них положительных Eu-аномалий, типичных для богатых рудных проб из адуляр-кварцевых жил (фиг. 8ж).

На месторождении Валунистое встречены пробы с преобладанием Y над легкими РЗЭ или с примерно равными их содержаниями, которые преимущественно соответствуют жилам кварц-кальцитового или существенно кальцитового состава с субхондритовым типом распределения лантаноидов (фиг. 8ж).

Таким образом, полученные данные свидетельствуют об относительной однотипности распределения РЗЭ в большинстве жил и вмещающих пород. Последнее обусловлено, прежде всего, сравнительно высоким содержанием РЗЭ во вмещающих породах с характерным отрицательным типом распределения и со значениями, варьирующими от хондритовых величин до отрицательных Eu-аномалий в зависимости от химического состава пород.

ТЕКСТУРНО-СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ КВАРЦЕВЫХ ЖИЛ

В рудоносных кварцевых жилах месторождения Валунистое установлено широкое развитие брекчиевой, жеодово-брекчиевой, брекчиевидной, каркасно-пластинчатой, ритмично-полосчатой, колломорфно-зональной текстур, типичных для близповерхностного рудообразования (фиг. 9а–в).

Фиг. 9.

Текстурно-структурные особенности рудоносных жил месторождения Валунистое. а – адуляр-кварцевая жила коломорфной и каркасно-пластинчатой текстуры. Зона Главная. Канава 106 (коллекция И.С. Раевской); б – адуляр-кварцевая жила ритмично-полосчатой текстуры. Зона Главная. Канава 106 (коллекция И.С. Раевской); в – гингура (фестончатая структура, полоски минералов серебра и электрума в адуляр-кварцевой жиле. Зона Главная (коллекция музея МГГРУ); г – брекчиевая текстура (флюорит, цементирующий обломки перистого кварца и адуляра); д – радиально-лучистый кварц; е – микробрекчия, содержащая обломки адуляра и кварца, секущая адуляровую полоску в жиле.

В жилах преобладают жеодово-брекчиевые текстуры. В небольших пустотах развиваются мелкие друзы кварца. Осевые части жил иногда занимают прожилки друзовидного аметиста мощностью до 6 см. Редко аметистовые прожилки фиксируются непосредственно в гидротермально измененных породах.

Ранний мелкозернистый и криптокристаллический кварц в жилах, иногда халцедоновидный с участками зарождения крупнозернистого перистого кварца, сменяется более крупными индивидами. Поэтому ясных пересечений со следующей разновидностью крупнозернистого кварца не выявлено, и разделение двух генераций кварца (мелко- и крупнозернистого) не вполне отчетливое.

В крупнозернистом радиально-лучистом, сферолитовом и перистом кварце (фиг. 9д) встречены многочисленные темные микровключения, расположенные зонально и иногда секториально. Большая часть этих микровключений, по-видимому, относится к газово-жидким, но присутствуют и мелкие вростки рудных минералов, которые придают кварцу неравномерную замутненность. Временны́е соотношения сферолитового и перистого кварца скорее указывают на более раннее появление первой разновидности.

Разнозернистый (с ромбическим сечением) и ксеноморфный адуляр образует близодновременные с кварцем выделения, но иногда встречается и в зальбандах тонких прожилков кварца. После появления адуляра наблюдается катаклаз и внутрижильное дробление (фиг. 9е).

Отметим, что обогащенные Au и Ag участки жил обычно в той или иной степени на макро- и микроуровнях демонстрируют признаки метаколлоидных текстур. При этом рудные минералы приурочены к параллельным полосчатости полосам скрытокристаллических агрегатов кварца и адуляра, выделяющимся в образцах серым цветом (фиг. 9в).

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

Главные жильные минералы руд месторождения – кварц и адуляр, они составляют 98–99% жильной массы. Количество адуляра редко превышает 5–7%, но местами достигает 30% и более. Реже встречаются кальцит, хлорит, флюорит, серицит, пирофиллит, каолинит, монтмориллонит, гипс, эпидот. Хлорит (в количестве до 3–5%) отмечается на средних и нижних глубинных уровнях рудных тел и не характерен для верхнего уровня.

К важной минералогической особенности относится широкое распространение поздних жильных минералов – кальцита, флюорита и гипса. При этом проявления гипса отчетливо тяготеют к приповерхностным уровням минерализации. Ниже в кварцевых жилах интенсивно развиты крупнокристаллический кальцит и флюорит.

Распределение Au и Ag в рудных телах крайне неравномерное и носит гнездовой характер. Количество рудных минералов в жилах обычно не превышает 0.5%, в редких случаях достигает 5%. Рудные минералы представлены самородным золотом (электрум), пиритом, халькопиритом, акантитом, самородным Ag, агвилларитом, штромейритом, сульфосолями Ag, и в резко подчиненном количестве галенитом и сфалеритом. Рудная минерализация встречается: 1 – в колломорфных адуляр-кварцевых полосах; 2 – в адуляризированных обломках боковых пород; 3 – в адуляровых корочках; 4 – на границе скоплений адуляра и кварца, а также 5 – в метасоматически измененных породах.

На нижних горизонтах жил (в 100 м от поверхности) увеличивается роль халькопирита, галенита и сфалерита (Шабалин и др., 1995ф). В сфалерите появляется эмульсионная вкрапленность халькопирита, отсутствующая на верхних горизонтах жил. Золото-акантитовая минерализация на глубине сменяется Au-халькопиритовой. Особенность руд заключается в многообразии минеральных форм Ag, равномерном распределении Se-минерализации, наличии сульфосолей Ag и Bi.

В рудах и вмещающих породах изученных участков к настоящему времени, учитывая результаты предшествующих исследований (Брызгалов, Кривицкая, 1998; Новоселов и др., 2009; Шабалин и др., 1995ф), диагностировано более 50 минеральных видов (табл. 7). Из более 30 гипогенных рудных минералов около 20 (минералы Au и Ag) – объекты промышленного интереса. Ниже приведена характеристика основных рудных минералов.

Пирит неравномерно развит в виде кристаллов и их сростков, размером до 0.1 мм, кристаллы в основном корродированы. Как уже отмечалось, пирит может содержать микровключения самородного Au, а также сульфидов и сульфосолей Ag, в одном случае в нем отмечено тонкое включение галенита. В нескольких случаях пирит более поздней генерации встречен в виде каемок по периферии акантита.

Халькопирит образует довольно редкие ксеноморфные выделения размером преимущественно в сотые доли мм (фиг. 10а), также встречается в виде тонких, извилистой формы реликтов, замещаемых акантитом. Иногда по халькопириту развиваются очень тонкие прерывистые каймы борнита.

Фиг. 10.

Основные рудные минералы месторождения Валунистое. а–в – снимки в обратно-рассеянных электронах, г – микрофотография. а – большое количество мелких выделений самородного Au в халькопирите (Cp) в адуляровой матрице; б – выделение самородного Ag на контакте срастания тетраэдрита (Trd) и сфалерита во флюоритовой матрице; в – агрегат полибазита (Pol) и самородного Ag в акантитовой (Ac) матрице; г – самородное Ag в агвиларите. Qtz – кварц, Ksh – адуляр, Chl – хлорит.

Сфалерит – редкие изометричные включения, размером в первые сотые доли мм, часто на контакте с халькопиритом, иногда срастается с тетраэдритом (фиг. 10б).

Самородное золото наблюдается как в халькопирите и пирите, так и в жильных минералах – адуляре, кварце и флюорите, образует выделения преимущественно изометричной округлой формы (фиг. 10а), а также – удлиненные неправильной формы. В одном случае самородное Au встречено в кальците. Кроме того, каемчатые и более сложные образования самородного Au наблюдались в срастании с самородным Ag. Размер выделений колеблется от 1 до 80 мкм. Для самородного Au характерны удлиненные формы, с более высокой пробностью – до 763, при средней пробности по всем имеющимся образцам месторождения Валунистое – 608 (значения изменяются от 588 до 736‰, табл. 8). Иногда содержит ртуть (до 7 мас. %) и медь (0.04–0.80 мас. %) (табл. 8).

Самородное Ag обнаружено в срастании с халькопиритом и науманнитом в пределах флюоритовых прожилков или на контакте адуляра и кварца с флюоритом и в пределах агрегатов минералов Au и Ag (фиг. 10б–г). По распространенности в рудах месторождения самородное Ag значительно уступает самородному Au, поскольку локализовано только в участках проявления флюорита. Состав самородного Ag приведен в табл. 8. Как видно из анализов, содержание Hg в нем колеблется от 5.6 до 11.8 мас. %, имеются примеси Cu (0.13–0.58 мас. %) и Bi (0.30–0.35) (табл. 8). Выделения самородного Ag имеют как четкие, так и расплывчатые контакты с самородным Au. Форма выделений – изометричная, размер – 10–100 мкм (фиг. 10б–г). Пробность самородного Ag изменяется от 0 до 377‰ (табл. 8).

Науманнит Ag₂Se встречен в двух случаях в пределах халькопиритовых выделений, локализованных во флюорите или на контакте флюорита с адуляром и кварцем. Размер выделений науманнита не превышает 12 мкм. Состав минерала приведен в табл. 9.

Акантит выполняет трещины мощностью в первые мкм в кварц-адуляровом агрегате и образует мелкие выделения в срастании с самородным серебром и полибазитом (фиг. 10в). Акантит образует две генерации. Первая генерация, видимо, предшествует самородным минералам (и, вероятно, может содержать Se), вторая – не содержит Se, образует сплошные и прерывистые каймы на ранее выделившихся минералах Ag, а также выполняет трещины в кварце. Состав минерала приведен в табл. 9.

Полибазит наблюдается в виде изометричных, но чаще удлиненных включений в акантите, самородном Ag и самородном Au (фиг. 10в). Размер выделений от первых мкм до 90 мкм. Замещается самородным серебром. Состав минерала приведен в табл. 9.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ

При визуальном изучении флюидных включений в кварце и кальците руд месторождения Валунистое по их наполнению можно выделить один тип включений: двухфазовые газово-жидкие включения слабоминерализованных растворов с газовым пузырьком, составляющим 5–20 об. % от общего объема включения. (фиг. 11а–г). Для термо- и криометрических исследований выбирались прежде всего флюидные включения, расположенные в зонах роста или равномерно распределенные по объему отдельных зерен кварца и отнесенные нами к первичным включениям.

Фиг. 11.

Фотографии флюидных включений в кварце (а, б) и кальците (в, г), диаграмма “температура – концентрация солей” (д) и состав минералообразующих флюидов (е) месторождения Валунистое.

Результаты термо- и криометрических исследований более 100 индивидуальных флюидных включений в кварце и кальците месторождения Валунистое (табл. 10 , фиг. 11д) показали, что в составе растворов двухфазовых флюидных включений преобладали хлориды Na и K. Об этом свидетельствуют эвтектики растворов включений в температурном интервале от –25 до –33°С. Полная гомогенизация флюидных включений происходит в кварце при температурах от 203 до 284°С, и в кальците – от 174 до 237°С, а концентрация солей составляет от 0.2 до 0.7 мас. %-экв. NaCl для включений в кварце и кальците (табл. 10 ). Плотность флюида изменяется от 0.90 до 0.73 г/см³. Отметим, что флюиды месторождений Валунистое и Купол имеют очень близкие физико-химические параметры (Волков и др., 2012).

Валовый химический состав флюидов из включений в кварце месторождения Валунистое приведен на диаграмме (фиг. 11е). Во флюиде среди катионов главную роль играют (г/кг H₂O): K (2.26) и Na (0.94), а Mg (0.04) находится в подчиненном количестве. Установлены заметные количества таких компонентов, как (г/кг H₂O): ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$ (3.11), CO₂ (5.4) и CH₄ (0.07). Кроме того, в составе флюида выявлены микрокомпоненты (мг/кг H₂O): As (128), Li (18.0), B (41.8), Rb (1.1), Cs (0.24), Sr (4.1), Sb (22.0), Cu (3.2), Zn (26.7), Cd (0.02), Pb (2.1), Bi (0.09), Th (0.01), Ga (0.05), Ge (0.18), Mn (13.1), Fe (104), Co (1.35), V (0.09), Y (0.01), Zr (0.36), Sn (0.07), Ba (1.4), W (0.003), Tl (0.03) и REE (0.05). Основные показатели состава флюида составляют: CO₂/CH₄ = 76.57, Na/K = 0.41, а K/Rb = 238.9.

Месторождение Валунистое по составу флюидов сходно с близкорасположенным месторождением Жильное (Елманов и др., 2018). Кроме того, состав флюидов Валунистого имеет некоторое сходство с флюидами месторождений Купол и Двойное (Волков и др., 2012). Однако месторождение Купол отличается относительно большей минерализацией флюидов.

Низкие концентрации солей и температуры формирования руд аналогичны флюидам эпитермальных низкосульфидизированных месторождений (Simmons et al., 2005, Bodnar et al., 2014; и др.). Учитывая исключительно низкую минерализацию флюидных включений в кварце, растворы, формировавшие кварцевые жилы, наиболее вероятно, представляли собой сконденсированный пар, отделявшийся от гидротермального флюида в результате вскипания при резком перепаде давления.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Важная структурная особенность месторождения Валунистое – формирование золото-сереброносных жильных зон – контролируется субвулканическими телами флюидальных риодацитов (см. фиг. 3). Вторая важная в промышленном отношении особенность структуры месторождения – значительная протяженность рудоносных зон по простиранию (более 1.5 км). По-видимому, эти особенности обусловлены формированием рудных зон месторождения в жерловых фациях палеовулканической постройки. В пользу такого вывода говорит также наличие в рудных телах месторождения большого количества брекчий и мегабрекчий с кокардовыми текстурами обрастания обломков различного петрографического состава халцедон-адуляровым агрегатом (с золото-серебряной минерализацией), а также разнообразие брекчий, маркирующих рудные зоны (см. фиг. 4б, в). Отметим, что аналогичные геолого-структурные особенности характерны для крупных месторождений Купол и Двойное Чукотского отрезка ОЧВП (Волков и др., 2012; Волков и др., 2018).

В результате текстурно-структурного анализа общую последовательность отложения жильных минералов можно представить в следующем виде: 1 – тонкозернистый и криптокристаллический кварц, безрудный и часто входящий в состав цемента эксплозивных брекчий (см. фиг. 4б); 2 – ранний мелкозернистый и среднезернистый кварц и адуляр с вкрапленностью рудных минералов; 3 – крупнозернистый радиально-лучистый, перистый и гребенчатый кварц (фиг. 9д) с многочисленными темными микровключениями, расположенными зонально и иногда секториально; 4 – мелкозернистый, до тонкокристаллического, адуляр, наблюдающийся в жилах полосчатого сложения, обычно с ромбической конфигурацией кристаллов или ксеноморфный (фиг. 9е); 5 – флюорит, образующий секущие прожилки или заполняющий кавернозные пустоты в агрегатах крупнозернистого кварца (фиг. 9г); 6 – дробление внутрижильное и развитие прожилков и жил крупнозернистого и пластинчатого кальцита и тонких прожилков безрудного мелкозернистого кварца; 7 – поздние прожилки гипса (селенита). Последовательность минералообразования показана на фиг. 12.

Фиг. 12.

Последовательность минералообразования.

В обогащенных Au и Ag адуляр-кварцевых жилах отложение начинается с мелкозернистого кварца и мелкого адуляра и первичного концентрирования в этом агрегате микрозернистой рудной минерализации. Слабая раскристаллизация этих агрегатов свидетельствует, скорее всего, о большой скорости их осаждения. Возможно, это определило предпочтительную локализацию части минералов Au и Ag вдоль эндоконтактовой части жил. Отложение рудных минералов начинается с сульфидов (пирита, халькопирита, галенита и сфалерита), затем акантита, полибазита и самородного Au, которые находятся в виде вростков в сульфидах. Самородное Au в этой последовательности, скорее всего, более позднее, поскольку нередко локализовано в трещинах в халькопирите, на контактах сульфидов (пирита и халькопирита) и акантита.

Далее, в зависимости от степени открытости полостей и трещин, идет разрастание кварца и адуляра, местами происходит их зональная сегрегация в отдельные прослои (полосы). При этом возможна незначительная перекристаллизация и укрупнение рудных минералов. В частности, иногда отмечается Au–Ag-минерализация в крупнозернистом адуляре, а также в интерстициях кристаллов относительно крупнозернистого перистого кварца. Возможно, именно в это время появляются Se-разновидности минералов Ag.

В пострудный этап на месторождении происходит формирование кальцитовых жил и прожилков (см. фиг. 5). Кальцит обычно не содержит рудных минералов, а редко наблюдающиеся в нем сфалерит и самородное Au, скорее всего, – реликтовые, а не переотложенные. Иногда кальцит рассекается непротяженными извилистыми прожилками плохо раскристаллизованного кварца, содержащего тонкий пирит и хлорит.

Гипергенные изменения руд проявлены относительно слабо, однако их следы в виде гетита, ковеллина, борнита, самородной Cu, англезита или оксида Pb, глинистых минералов встречаются в образцах как с поверхности, так и в скважине. По минералам Ag иногда развиваются акантит и самородное Ag. Предшествующими исследованиями отмечено также высокопробное самородное Au гипергенного происхождения (Шабалин и др., 1995ф).

Выполненное изучение пространственно-временных и физико-химических условий образования кальцита позволило подчеркнуть его важную роль в формировании рудных тел месторождения Валунистое. Масштабное распространение кальцита в рудных жилах – специфическая его особенность, по сравнению с другими эпитермальными месторождениями Чукотского отрезка ОЧВП. В частности, на месторождениях Купол и Двойное карбонатные минералы практически отсутствуют (Волков и др., 2012; Волков и др., 2018). В фондовых материалах по месторождению Валунистое, как и в последующих публикациях (Волков и др., 2006; Стружков, 2010), упоминается лишь о присутствии кальцита в кварцевых жилах без каких-либо сведений о масштабах и особенностях его развития, а также о пострудном (наряду с гипсом и флюоритом) его образовании.

Установлено весьма широкое распространение крупнозернистого и пластинчатого кальцита как в собственных, так и в кварц-адуляровых и кварц-флюоритовых жилах рудных тел месторождения Валунистое, а также выявлены основные особенности его образования, одной из которых представляется способность кальцита частично или почти полностью заполнять жильное пространство, ранее сложенное кварц-адуляровым агрегатом различной морфологии, т.е. по существу замещать (разубоживать) последний с сохранением в виде реликтовых обломков различного размера. Судя по данным, полученным при изучении керна скважины VD-12-1301, количество кальцита в адуляр-кварцевых жилах явно возрастает с глубиной. При этом собственно в кальците рудная минерализация редко встречается.

Отметим, что отложению кальцита довольно часто предшествовало образование преимущественно бесцветных флюоритов, которые пересекали, цементировали и выщелачивали брекчированные кварц-адуляровые жилы, что может указывать на активное участие F-содержащих флюидов в разрушении и последующем замещении кварцевых жил кальцитом. Подобное предположение хорошо согласуется с широко известной из неорганической химии способностью растворов с высокой концентрацией HF при повышенных температурах порядка 150–200°C переводить кварц в летучее соединение SiF₄, а также с тем, что углекислые растворы слабоагрессивные по отношению к кварцу в этих условиях (Реми, 1963).

Таким образом, в формировании Au–Ag оруденения месторождения Валунистое выделяются два самостоятельных, разновременных этапа. Эти этапы существенно различаются по характеру жильной минерализации и метасоматических изменений пород в околожильном пространстве, по минеральному составу руд и их геохимическим свойствам.

На первом этапе были образованы типичные кварц-адуляровые жилы и прожилки разнообразной морфологии с широким распространением брекчий, в том числе и эксплозивных. Формирование их сопровождалось хлорит-эпидотовыми изменениями пород, что хорошо согласуется с достаточно высокой температурой их образования (до 350°C, по данным изучения флюидных включений в кварце).

Cостав эпидота пропилитов может служить индикатором глубинности процессов минералообразования (Русинов, 1989). Условия пропилитизации месторождения Валунистое, судя по составу эпидота из образцов керна скважины (см. табл. 1), отвечают средне-низкоглубинному уровню (Русинов, 1989).

Первый этап завершался отложением преимущественно тонкопрожилковой рудной минерализации в ассоциации с мелкозернистым кварцем. Последняя представлена акантитом и самородным Au (Ag > 50%), а также Ag-содержащими сульфосолями и сульфидами Zn, Pb и Cu, с доминированием двух первых элементов. Для руд характерны высокие значения индикаторного отношения Au/Ag (1 : 50–1 : 70 до более 1 : 100), т.е. явное преобладание Ag в их составе.

Второй этап рудообразования выделяется, в основном, по широкому развитию кальцита и существенно меньшему – флюорита в кварц-адуляровых жилах. При этом после внутрижильного дробления происходило частичное, до почти полного, вытеснение или замещение первичного кварц-адулярового агрегата кальцитом, а также отложение тонковкрапленной рудной минерализации в ассоциации с колломорфным и гребенчатым кварцем и буровато-зеленым железистым хлоритом (см. табл. 2).

В околожильном пространстве наряду с пропилитизацией развиты иные, более низкотемпературные, процессы метасоматического изменения пород: калишпатизация, серицитизация и аргиллизация. Им соответствует и более низкая температура образования кальцита (до 240°C) установленная по данным микротермометрического изучения флюидных включений.

Au–Ag минерализация второго этапа представлена самородным Au при значительно меньшем количестве акантита и Ag-содержащих сульфосолей, а также самородным Ag, Sb- и Se-содержащими сульфосолями и Hg-содержащим самородным Ag и Au. В отличие от первой минеральной ассоциации, для нее характерны низкие значения индикаторного отношения Au/Ag (менее 1 : 10), т.е. доминирование Au в рудах, а также появление бонанц с высокими содержаниями Au (более 70 г/т).

Следует также отметить еще одну специфическую особенность месторождения Валунистое – при интенсивном внутрижильном развитии кальцита Au–Ag оруденение как бы вытесняется в околожильное пространство, сложенное брекчированными метасоматически измененными породами с густой сетью кварц-адуляровых и других прожилков. При этом пробы из крупных кальцитовых жил содержат незначительное количество Au (до 0.59 г/т, образец В-88), очевидно за счет редких реликтов кварц-адулярового состава. В свою очередь, это указывает на переотложение рудных компонентов с возможным пространственным их разобщением и образованием в благоприятной обстановке богатых бонанцовых руд с доминированием Au.

Появление флюорита на поздних стадиях связано с возгоном F из оловоносных интрузий при постинтрузивной вулканической деятельности, а образование минералов Sb и Hg-содержащего самородного Ag и Au может быть обусловлено металлогенической специализацией района. Цементирование флюоритом ранних минеральных парагенезисов указывает на то, что этот минерал маркирует пострудную тектонику и при этом оказывает метаморфизующее воздействие на минералы Ag и перераспределение рудного вещества.

Таким образом, Au–Ag руды месторождения Валунистое были сформированы в результате пространственного совмещения гидротермальных процессов, существенно разорванных во времени и, по-видимому, связанных с разновозрастными этапами вулканической деятельности в ОЧВП (Акинин, 2011). Данный вывод имеет не только теоретическое, но и существенное практическое значение для оценки продуктивности жил.

Известно, что микроэлементы и РЗЭ реагируют на окислительно-восстановительную среду природных обстановок, что позволяет использовать их в качестве геохимических индикаторов источников вещества и для оценки условий формирования вулканогенного оруденения.

Отношение U/Th в богатых рудах месторождения Валунистое (см. табл. 4, 5) значительно больше, чем 0.75 (варьирует от 1.12 до 4.26), что свидетельствует о восстановительной среде их образования (Jones, Manning, 1994).

Величина отношения Co/Ni в рудах (табл. 6) варьирует от 0.066 до 0.22, что характерно для смешения средне- и низкотемпературных гидротермальных флюидов метеорного происхождения и высокотемпературного магматического флюида (Kun et al., 2014).

Кроме того, руды явно обогащены легкими и обеднены тяжелыми РЗЭ, имеют значения Hf/Sm, Nb/La и Th/La меньше 1 (см. табл. 6). Следовательно, рудообразующие флюиды принадлежали NaCl–H₂O гидротермальной системе, обогащенной Cl относительно F (Oreskes, Einaudi, 1990), что корреспондирует с результатами изучения флюидных включений в рудном кварце (см. выше).

Отношение Y/Ho в рудах варьирует от 25.27 до 33.59 (см. табл. 6), что отвечает интервалу отношений современных гидротермальных флюидов задуговых бассейнов (Bau, 1991; Jones, Manning, 1994; Monecke et al., 2002).

Для руд месторождения Валунистое установлены достаточно низкие значения ∑REE (от 2.88 до 20.07 г/т) (табл. 6, 7). Аналогичные значения характерны для эпитермальных руд многих месторождений: Кураминского хребта (Узбекистан) и района Банска-Штьявница (Словакия) (Винокуров и др., 1999), месторождений Северо-Востока России (Двойное, Кубака, Биркачан и др.) (Волков и др., 2017).

Eu- и Cе-аномалии обычно рассматриваются как маркеры окислительно-восстановительного потенциала среды рудообразования (Бортников и др., 2007; Горячев и др., 2008). В пробах из руд месторождения Валунистое значения Eu/Eu* – положительные (>1), а Ce/Ce* – отрицательные, близкие к 1, при ∑REE_N (>20) (табл. 7), за исключением богатых проб (В-1, В-22) с обратным соотношением, при ∑REE_N (<5). Первое сочетание Eu/Eu* и Ce/Ce* указывает на окислительные условия в процессе рудоотложения, а второе (характерное для богатых руд) – на восстановительные. Очевидно, что ∑REE_N и характер распределения лантаноидов в жилах, имеющих преимущественно брекчиевую текстуру, находится в прямой зависимости от наличия и количества обломков вмещающих пород, т.к. собственно кварцевые жилы отличаются очень низкими концентрациями РЗЭ. Следовательно, можно предположить, что вмещающие породы могли служить источником РЗЭ и других микроэлементов для рудообразующих флюидов, сформировавших это месторождение.

Следует заметить, что повышенные содержания РЗЭ в кварцевых и карбонатных прожилках могут быть связаны с присутствием их во флюидных включениях и/или в виде микровключений редкоземельных минералов – монацита и ксенотима (Новгородова и др., 1984; Винокуров и др., 1999).

Наличие положительных Eu-аномалий в жилах различного состава указывает на глубинный источник растворов, по крайней мере нижнекоровый (Винокуров, 1996), а также рассматривается в качестве индикатора высокой продуктивности руд эпитермальных месторождений (Винокуров и др., 1999; Волков и др., 2018).

Сравнительный анализ усредненных геохимических спектров типичных руд трех крупных Au–Ag месторождений ОЧВП (Валунистого, Купола и Двойное) показал их заметное отличие друг от друга, как по набору микроэлементов, так и по коэффициентам обогащения (фиг. 13), что свидетельствует о различной геохимической специализации районов месторождений. Месторождение Валунистое отличается от Купола и Двойного отсутствием As в рудах, присутствием Se и повышенными содержаниями халькофильных элементов – Ag, Cu, Pb, Zn и Cd (фиг. 13).

Фиг. 13.

Распределение основных микроэлементов в эпитермальных рудах Au–Ag месторождений Валунистое, Купол и Двойное, нормированных по отношению к средним значениям для верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Приведенная в статье информация имеет практическое значение для региональных прогнозно-металлогенических построений, поисков и оценки эпитермальных Au–Ag месторождений.

Полученные результаты позволяют обоснованно отнести месторождение Валунистое к низкосульфидизированному эпитермальному классу, предполагать развитие продуктивных эпитермальных жил до глубины 400 и более метров. Подобный диапазон оруденения установлен на практически аналогичном Валунистому по геологическому строению месторождении Купол, где глубина распространения рудных жил – более 450 м (Волков и др., 2012).

Минералого-геохимические и термобарогеохимические особенности руд указывают на смешение рудоносных флюидов с высокоаэрированными метеорными водами, низкий уровень эрозионного среза и на связь с медно-порфировой рудообразующей системой. Крупный масштаб последней позволяет прогнозировать в пределах Валунистого рудного поля открытие новых богатых рудных тел (в том числе и не выходящих на поверхность).