УДК: 552.11+551.21+553.412

Изучение распределения газовой составляющей рудоносных расплавов, заключенной в биотитах (F, Cl) и лейкократовых минералах (H₂, N₂, CH₄, CO, CO₂, H₂O) рудоносных кислых пород Велолныкского вуланического поля Корякско-Камчатского вулканического пояса (эоцен-олигоценовый серебро-золотоносный, олово- и сереброносный уннейваямский комплекс) и Южной зоны Восточно-Камчатского вулканического пояса (плиоцен-раннеплейстоценовый золото-сереброносный жировской комплекс) показало, что их кристаллизация осуществлялась при значимо различных параметрах флюидного режима.

Формирование умеренно-кислых и кислых пород уннейваямского комплекса происходило в существенно восстановительных условиях (ильменитовая серия). Для заключительных этапов существования кислых расплавов показательны низкие температуры, относительно повышенные давления воды и высокие значения фугитивности фтора. На стадии отложения серебро-золотых руд (месторождение Аметистовое) имел место сдвиг параметров флюидного режима в окислительную область.

Условия формирования средних и кислых интрузивных пород жировского комплекса в момент начала их кристаллизации соответствовали умеренно-окислительной обстановке (магнетит-ильменитовая серия). На позднемагматической стадии произошла инверсия флюидного режима и остаточный расплав кристаллизовался в окислительных условиях (магнетитовая серия). Одновременно, во флюиде возросла активность хлора.

Каждая из изученных флюидно-магматических систем достаточно своеобразна по характеру рудной нагрузки. Различие Аметистового (возраст оруденения 38 млн лет) и Родникового (0,6-0,3 млн лет) месторождений проявилось по целому ряду типоморфных минералогических и геохимических признаков (величины Au/Ag, содержания Te, Se и др.), а также по составу газовой фазы флюидных включений в рудоносном кварце.

The study of distribution of gas component of ore-bearing melts, enclosed in biotite (F, Cl) and leucocratic minerals (H₂, N₂, CH₄, CO, CO₂, H₂O) from ore-bearing acid rocks of the Velolnyksky volcanic field of the Koryak-Kamchatka volcanic belt (Eocene-Oligocene silver-gold-bearing, tin and silver-bearing Unneyvayamsky complex) and Southern zone of the East-Kamchatka volcanic belt (Pliocene-Early Pleistocene gold-silver-bearing Zhirovskoy complex) showed that they had been crystallized under rather different parameters of fluid regime.

Moderate-acid and acid rocks of the Unneyvayamsky complex were formed under essentially reduction conditions (ilmenite series). The final stages of acid melt crystallization are characterized by low temperatures, higher water pressure, and high fluorine fugacity. At the stage of silver-gold ore deposition (the Ametistovyi deposit), the shift of the fluid regime parameters to the oxidation field took place.

The conditions of intermediate and acid intrusive rocks of the Zhiroskoy complex at the initial stage of their crystallization corresponded to the moderate-oxidation environment (magnetite-ilmenite series). At the late magmatic stage, the inversion of the fluid regime happened, and the residual melt was crystallized under the oxidation conditions (magnetite series). At the same time, in the fluid, chlorine activity increased.

Each of the fluid-magmatic systems studied is rather specific in the pattern of ore charge. Difference between the Ametistovyi (38 m.y.) and Rodnikovyi (0.6-0.3 m.y.) deposits is manifested by a set of typomorphic mineralogical and geochemical features (Au/Ag values, Te, Se content, and others), as well as by the gas phase composition of fluid inclusions in ore-bearing quartz.

Значимость влияния флюидного режима на масштабы плавления горных пород, состав выплавляющихся магм и направление их эволюции, а также на рудную специализацию поздне- и постмагматических процессов, обусловливает неослабевающий интерес к этой проблеме многих исследователей.

Общеизвестна решающая роль флюидной фазы расплава в установлении окислительного потенциала магматической системы через соотношения летучестей окисленных и восстановленных форм газовых компонентов, определяющих уровень фугитивности кислорода (Маракушев, Перчук, 1974; Летников и др., 1977; Никольский, 1978; и др.). Весьма существенна роль флюидов и в переносе щелочей, кремния, глинозема и тяжелых металлов (Мархинин и др., 1980; Эпельбаум, 1980; Sakuyama, Kushiro, 1979; и др.).

Для выявления зависимости петрогеохимических особенностей вулканических комплексов, а также их рудной специализации от состава флюида, важны данные о так называемом “первичном“ флюиде, ценную информацию о котором дают непосредственные определения состава газовой фазы, окклюдированной в лейкократовых минералах магматических пород, прежде всего, ее высокотемпературной составляющей, которая, как показано рядом исследователей (Каржавин, 1975; Летников и др., 1977), наиболее соответствует составу первичного флюида.

Исследованиями последних десятилетий установлена также важная роль биотита как индикатора кислотности-щелочности, температурных условий и окисленности-восстановленности среды минералообразования. Высокая петрологическая информативность железо-магнезиальных слюд обусловлена отчетливой зависимостью их компонентного состава от термодинамических условий и химизма расплава (Маракушев, 1965; Иванов, 1970; Коренбаум и др., 1973; Бушляков, Холоднов, 1986). Помимо этого, посредством учета активностей аннитовой и флогопитовой компонент в биотите по методике, предложенной (Munoz, Swenson, 1981) и разрабатываемой рядом исследователей (Аранович, 1989; Валуй и др., 1991), могут быть получены данные о режиме галогенов на магматической и позднемагматической стадиях формирования вулканогенных комплексов (Сахно, 1994; и др.).

Сказанное объясняет наш выбор исследовать биотиты и состав газовой фазы из породообразующих лейкократовых минералов кислых магматитов, а также из кварца золото- и сереброносных гидротермальных жил некоторых эпитермальных месторождений Корякско-Камчатского региона, с целью получения данных о флюидном режиме золото-сереброносных и существенно сереброносных комплексов. В данном случае характеризуются металлоносные уннейваямский вулкано-плутонический комплекс Велолныкского вулканического поля Камчатско-Корякского вулканического пояса и жировской вулкано-плутонический комплекс Южной зоны Восточно-Камчатского вулканического пояса.

Общее геолого-петрографическое описание характеризуемых магматических комплексов имеется в работах предшественников (Шеймович, Патока, 1989; Петренко, Большаков, 1991; Иванов и др., 1997; Поздеев, 1972; Рожков, 1979; Хворостов, Зайцев, 1983; и др.) и здесь приводится реферативно, в объеме, лишь необходимом для понимания обсуждаемого материала, но с учетом полученных авторами новых данных.

Позднепалеогеновые магматические образования, выделяемые нами в уннейваямский комплекс, относятся к корякской вулкано-плутонической ассоциации и слагают Велолныкское вулканическое поле (Поздеев, 1972) (оно же – Ичигин-Уннейваямский вулканический район, по: Хворостов, Зайцев, 1983), являющееся фрагментом палеогенового Пенжинско-Западно-Камчатского вулканогенного пояса (Лебедев и др., 1979), по-иному, Корякского (Митрофанов и др., 1979) или Камчатско-Корякского (Филатова, 1988).

В состав корякской ассоциации входят среднеосновные, умеренно-кислые и кислые покровные вулканиты велолныкской (ичигиннываямской) свиты и кислые магматиты уннейского интрузивного комплекса. Некоторые исследователи выделяют здесь два вулкано-плутонических комплекса: уннейский, кислого состава, и ичигинский, среднеосновный (Хворостов, Зайцев, 1983). Нами эти образования рассматриваются как единый уннейваямский вулкано-плутонический комплекс, андезит (диоритовый порфирит) – риолитового (гранитного) состава. В его объеме выделяются две крупные группировки пород: дациандезит – андезитовая и риодацит (гранодиорит) – риолитовая (гранитная), что позволяет относить комлекс к разряду бимодальных ассоциаций.

Рис. 1. Схематическая геологическая карта централь-ной части Велолныкского вулканического поля (адаптиро-вано по: В.Н. Полунин и др., 1975 г.)

1 - нерасчлененные четвертичные отложения; 2 - субвулканические тела неоген-четвертичных андезитоидов берингийской провинции; 3-8 - эоцен-олигоценовый уннейва-ямский вулкано-плутонический комплекс. 3 - пятая фаза вулка-но-плутонизма: покровные фации риолитов и риодацитов (а); субвулканические тела (б) и гипабиссальные интрузии (в) риолитов и гранит-порфиров. 4 – четвертая фаза: субвулканические тела дацитов и дациандезитов. 5 – третья фаза: покровные фации андезитов и дациандезитов (а), субвулканические тела тех же пород. (б). 6 – вторая фаза: покровные фации дацитов и риодацитов (а); субвулканические тела дацитов (б). 7 – первая фаза: пирокластические покровные фации риолитов и риодацитов; 8 – позднемеловые вулканогенно-осадочные и осадочные породы комплекса основания вулканогенного пояса; 9 – тектонические нарушения достоверные (а), предполагаемые (б) и скрытые под более молодыми отложениями (в).

Формирование этого комплекса, по данным В.Н. Полунина с соавторами (1975г.), протекало в пять этапов, которым соответствуют следующие интервалы радиологических возрастов: 70-57, 58-46, 46-39 млн лет – для первых трех этапов, – и 38-29 млн лет – для пятого; для пород четвертого (дайково-субвулканического) этапа сведений об абсолютных датировках нет, олигоценовый их возраст принят условно. Калий–аргоновые возраста (43-31 млн лет и 48-29 млн лет), приводимые в работах (Рожков, 1969; Поздеев, 1972, соответственно), значительно омолаживают возраст комплекса, свидетельствуя об эоцен- олигоценовом времени его формирования. В целом подавляющее большинство определений абсолютного возраста пород велолныкской свиты укладывается в интервал 60-30 млн. лет. По материалам фитостратиграфических исследований, становление уннейваямского комплекса имело место в дат-олигоценовое (Полунин и др., 1975 г.), либо эоцен-олигоценовое (Рожков, 1969; Поздеев, 1972) время. По мнению Н.И. Филатовой (1988), наиболее вероятен позднеэоценовый-олигоценовый возраст велолныкской свиты.

Согласно данным (Рожков, 1969; Поздеев, 1972), в истории формирования вулканических накоплений велолныкской свиты выделяется три фазы: нижняя (риолиты, в подчинении андезиты и их туфы), средняя (дациты, в меньшей мере – андезиты и базальты) и верхняя (риолиты, их игнимбриты и туфы, с потоками пехштейновых риолитов).

По принимаемой нами схеме магматизма, разработанной В.Н. Полуниным с соавторами (1975г.), первый этап становления комплекса ознаменовался формированием контрастной толщи андезибазальт–риолитового состава, с резко подчиненным количеством продуктов умеренно-кислого состава. Андезибазальты представлены лавовой фацией, кислые образования – игнимбритами больших объемов. В ходе второго этапа образуется существенно пирокластическая толща риодацит–дацитового состава. Третий этап характеризуется излияниями лав андезитового и дациандезитового составов, пароксизмальные извержения в это время редки. В ходе четвертого (предрудного) этапа внедрялись небольшие субвулканические, экструзивные тела и дайки диоритовых порфиритов и дацитовых порфиров. В завершающей фазе становления уннейваямского комплекса образуется мощная линзовидно-слоистая лаво-пирокластическая толща преимущественно кислого (до ультракислого) состава и происходит внедрение многочисленных гипабиссальных тел и даек кислых и умеренно-кислых магматитов. С вулкано-плутонизмом последнего этапа, вероятно, связано становление большей части сереброносных и серебро-золотых жил.

Рис. 2. Разномасштабные схе-мы геологического строения района рудоносной Вилючинской вулкано-тектонической структуры (по: Вакин и др., 1986, Lattanzi et al., 1995; с до-полнениями и изменениями).

I.. 1 - флювиальные четвертич-ные отложения; 2 - нерасчлененные четвертичные вулканиты; 3-плейстоценовые (?) габбродиориты; 4 - нерасчлененные миоцен-плио-це-но-вые вулканиты (N1-N2); 5 - оли-гоцен-миоценовые грани-тоиды (P3-NI); 6 - кальдерные структуры; 7 - действующие вулканы; 8 - Мутновское гео-термальное поле; 9 - разломы установленные (а) и предпола-гаемые (б); 10 - характеризуе-мые рудные поля; 11 - главные рудные зоны и жилы; 12 - прочие рудные объекты
II. 1 - флювиальные чет-вертичные отложения; 2-5 вул-каногенные четвертичные обра-зования: 2 - базальты, андези-то-базальты, андезиты Мутнов-ского вулкана (Q3-4); 3 - игним-бриты и пемзокластические туфы дацитового состава Мут-новского вулкана (Q3); 4 - экс-трузии андезитов, дацитов, риодацитов, риолитов (Q2-3); 5 - игнимбриты и пемзокластические туфы андезитодацитового состава вулкана Горелый (Q2); 6-8-вулканогенные образования жировского комплекса (N2-QI): 6 - базальты, андезито-базальты, андезиты Жировского вул-кана (QI); 7 - интрузивные массивы, сложенные диоритами, кварцевыми диоритами, грано-диоритами и габбро (QI); 8 - лаво-пирокластические образования базальт-риолитового соста-ва (N2); 9 - отдельные экструзии риолитового и дацитового состава (N2); 10 - вулканогенно-осадочные и вулканогенные палеоген-неогеновые образования (P3-NI); 11 кратеры и кальдеры древних вулканов 12 - кратеры действующих вулканов; 13 - тектонические нарушения дос-товерные (а), предполагаемые (б) и скрытые под более молодыми отложениями (в); 14 - ха-рактеризуемые рудные поля; 15 - главные рудные зоны и жилы

Суммарная мощность стратифицированных образований, по разным авторам, составлят 1200 или 1600 -1700 м.

Вулканические образования уннейваямского комплекса характеризуются большой изменчивостью состава и мощности как по вертикали, так и по латерали. Преобладают в их составе породы лавовых фаций; коэффициент эксплозивности стратифицируемых образований не превышает 15 процентов. Интрузивные фации широко распространены на восточных флангах Велолныкского поля, и относительно редки – на западных. Представлены они плагиогранит-порфирами, гранодиорит- и гранит-порфирами, гранитами и гранодиоритами. Субвулканические фации образованы риолитами, дацитами, андезитами, базальтами, диоритовыми порфиритами.

Эффузивные и субинтрузивные породы кислого и умеренно-кислого составов, – как правило, порфировые и порфировидные, среди средних пород порфировые разности редки. В минеральном составе всех пород преобладает плагиоклаз (основность его в разноосновных магматитах варьирует от андезиновой до лабрадоровой), на втором месте по распространенности стоят биотит и гиперстен, в средних и умеренно-кислых породах встречаются клинопироксен и железо-магнезиальный (альмандиновый) гранат. Среди акцессориев обычны ильменит, апатит, лейкоксен и циркон; отмечаются сфен, ортит, альмандин и касситерит. Петрографические признаки кислых пород уннейваямского комплекса позволяют отнести их к флюидопорфировым образованиям, в понимании Е.Б. Яковлевой (1979). Риолиты, гранит-порфиры и риодациты характеризуются особо высоким содержанием интрателлурической минеральной фазы (40-60%), представленной полевыми шпатами, кварцем, гиперстеном, биотитом, рудным минералом. В акцессорных количествах встречаются ортит, флюорит, альмандин, касситерит. Рудный минерал представлен исключительно ильменитом. Кислые породы начальных этапов становления комплекса отличаются малыми количествами или полным отсутствием калишпата, ортопироксена, ортита; породы пятой фазы магматизма выделяются двуполевошпатовыми с ортопироксеном, ортитом и гранатом парагенезисами. В то же время, в лейкогранитах и лейкориолитах завершающего цикла пятой фазы полностью отсутствует биотит.

Интрателлурическая минеральная ассоциация дацитов и дациандезитов характеризуется постоянным присутствием пироксенов и частой встречаемостью акцессорного железистого граната, при отсутствии калишпата и малой роли биотита.

Типоморфной чертой всех железо-магнезиальных силикатов кислых пород уннейваямского комплекса является их весьма высокая железистость (табл. 1).

В петрогеохимическом плане, породы рассматриваемого комплекса имеют щелочноземельный характер, для них характерна пересыщенность кремнекислотой, преобладание натрия над калием, пересыщенность глиноземом и высокие содержания магнезии. Все породы комплекса принадлежат к единой известково-щелочной серии среднекалиевого типа, приближающейся к известковистой, т.е. характеризуются умеренной щелочностью и повышенной известковистостью. В абсолютном большинстве они являются весьма высокоглиноземистыми, соответственно, корундово-нормативными.

Оловянное, серебро-золотое и серебряное оруденение Велолныкского вулканического поля – месторождения Айнаветкинское (Sn), Аметистовое (Ag-Au), Тклаваямское (Ag), рудопроявления Оммего, Иволга и другие рудные объекты – размещено в разнофациальных магматитах уннейваямского комплекса. Для получения информации о возрасте и флюидном режиме рудного процесса нами изучены жильные минералы серебро-золотого месторождения Аметистовое.

Аметистовая рудно-магматическая система центрального типа, площадью более 25 км², характеризуется многоэтапным становлением. Четко картируемую блоковость вулкано-тектонической структуры (ВТС) определяют, по меньшей мере, три группы тектонических нарушений, включая рудовмещающие (рис. 1). В различно ориентированных кварцево-жильных зонах, как отражение многостадийности дизъюнктивной тектоники и гидротермального процесса, рудные тела не выдержанны по морфологии и элементам залегания, в том числе, характеризуются обратными падениями. Особенности геологии и локализации рудных тел этого крупного месторождения региона освещены в публикациях (Поздеев, 1972; Хворостов, 1983; и др).

Согласно аргон-аргонового датирования жильного адуляра из руд месторождения Аметистовое, возраст золото-серебряно-адуляр-кварцевой минерализации приходится на поздний эоцен – 38 млн лет (В.В.Иванов и П.Лейер, 1994 г.), что согласуется со временем формирования пород уннейваямского комплекса. Как и на рассматриваемых ниже южно-камчатских объектах, на Аметистовом месторождении жильное выполнение крутопадающих рудных тел текстурно многообразно (ритмичные, кокардовые, брекчиевые и другие текстуры) и несет признаки внутрирудных тектонических подвижек. К особенностям состава руд принадлежит сравнительно высокое содержание хлорита в первичных ассоциациях лентовидно-полосчатых жильных агрегатов. Следует подчеркнуть и широкие вариации коэффициента сульфидности данных руд, вплоть до появления устойчивых мало- и среднесульфидных ассоциаций, когда на долю пирита, галенита и сфалерита приходится до 35 % объема некоторых частей гетерогенных жил. Минералы благородных металлов на Аметистовом месторождении представлены электрумом, кюстелитом, аргентитом, сульфоантимонидами и сульфоарсенидами серебра (пираргирит, миаргирит, стефанит, фрейбергит, стибиопирсеит и др.), реже – селенидами и др. Они в целом и определяют серебро-золотой тип (Au/Ag в среднем равно 1/3) и теллур-селеновый подтип описываемого оруденения.

Жировской вулкано-плутонический комплекс

Жировской комплекс развит в одноименной плиоцен-плейстоценовой вулкано-тектонической структуре 2-го порядка (см. рис. 2). В свою очередь, она расположена в центральной части Вилючинской гетерогенной ВТС 1-го порядка (Лоншаков, 1979), диаметром около 55 км. Морфологически Жировской палеовулкан выражен глубоко расчлененным горным массивом, с эрозионно-тектонической кальдерой в центре. Здесь породы жировского комплекса более известны как “алнейская серия” верхнемиоцен-плиоценового возраста (Апрелков, Шеймович, 1964; Лоншаков, 1979). Совместно с вышележащими отложениями четвертичных вулканов (Мутновский, Горелый, Вилючинский и др.) изученный нами комплекс образует верхний структурный ярус Вилючинской ВТС. Ее нижний ярус сложен вулканогенными и вулканогенно-осадочными, а также субвулканическими и интрузивными образованиями олигоцен-миоценового возраста, состав которых варьирует от риолитов до базальтов, и от гранитов – до габбро.

Согласно опубликованным и оригинальным материалам, жировской комплекс включает эффузивно-пирокластические, субвулканические и дайковые, а также – интрузивные образования. Основную часть постройки Жировского палеовулкана слагает линзовидно-слоистая лаво-пирокластическая толща среднего состава. Среди вулканитов преобладают маломощные потоки базальтов и андезибазальтов, чередующиеся с горизонтами туфобрекчий и туфоконгломератов того же состава. В верхних частях разреза, как правило, превалируют основные эффузивы. Здесь же встречаются единичные потоки андезитов и дациандезитов. В центральной части палеовулкана присутствует маломощная пачка туфов дацитового и риолитового составов, составляющая незначительную часть изученного комплекса.

Интрузивные и субвулканические породы (от габбро до диоритов и от базальтов до риолитов) широко распространены в центральной части Жировского палеовулкана. Имеющийся здесь одноименный интрузивный массив сложен, в основном, диоритами, габбро-диоритами и, частично, габбро. В его пределах и локализовано главное рудное тело Мутновского золото-серебро-полиметаллического месторождения.

Другой, несколько более сложный – Вилючинский – массив жировского комплекса, расположенный в верховьях р. Вилюча, сложен преимущественно диоритами и кварцевыми диоритами, в подчиненных количествах присутствуют габбро, гранодиориты и лейкограниты, отвечающие заключительной фазе становления массива. Имеющееся здесь золото-серебряное оруденение локализовано в эндоконтактовой части интрузива (месторождение Родниковое).

Согласно палеомагнитным данным формирование лаво-пирокластической толщи Жировского палеовулкана происходило в эпоху Матуяма, в период от 2,46 до 0,7 млн лет (Петренко, Большаков, 1991). Верхние части разреза сформировались, вероятно, в раннеплейстоценовое время. Радиологический возраст габбро-диоритового массива, по данным (Шеймович, Карпенко, 1996), соответствует раннему плейстоцену–эоплейстоцену (0,5 ± 0,4 млн лет).

Минеральный состав диоритов и кварцевых диоритов жировского комплекса представлен плагиоклазом, ромбическим и моноклинным пироксенами, калишпатом, кварцем, биотитом и роговой обманкой. С учетом соотношений темноцветных минералов можно выделить пироксен-роговообманковые и биотит-пироксеновые разности. В акцессорных количествах встречаются магнетит, ильменит, апатит, сфен, циркон и гранат. Из вторичных минералов присутствуют хлорит, актинолит, эпидот, карбонат и пирит.

Габбро образовано плагиоклаз-двупироксеновым парагенезисом. В малых количествах встречаются кварц и калишпат. Среди акцессориев известны апатит и рудные минералы; вторичные представлены хлоритом и карбонатом.

Для гранодиоритов и лейкогранитов характерна кварц-плагиоклаз-калишпатовая ассоциация породообразующих минералов. В гранодиоритах отмечены и весьма редко встречаемые биотит и магнетит (см. табл. 1).

По материалам петрохимического изучения (табл. 2) большая часть вулканических пород жировского комплекса относится к умеренно-калиевой известково-щелочной серии. Базальты и андезибазальты принадлежат к группе высокоглиноземистых пород натрового ряда, а дациандезиты и дациты приближаются к весьма высокоглиноземистым разностям калий-натриевой серии. Габбро, диориты и кварцевые диориты Жировского и Вилючинского массивов относятся к породам нормальной щелочности известково-щелочного ряда. По ряду других критериев, они могут быть отнесены к высокоглиноземистому типу калиево-натриевого ряда. Гранодиориты и лейкограниты принадлежат к породам повышенной щелочности высококалиевой известково-щелочной серии, высокоглиноземистым и весьма высокоглиноземистым (корундово-нормативным).

Эпитермальное благороднометалльное оруденение локализовано в различных стратифицированных и интрузивных образованиях как нижнего, так и верхнего структурных ярусов Вилючинской ВТС первого порядка (включающей Жировскую ВТС).

Во внутренней части Жировской ВТС проявилась золото-серебро-полиметаллическая минерализация Мутновского рудного поля (см. рис. 2) Здесь прожилково-жильное оруденение приурочено к плиоцен-раннеплейстоценовым разнофациальным отложениям и прижерловому телу габбро-диоритов. Некоторые жилы тяготеют к эндоконтактам даек кислого и среднего состава. Кварцевые и кварц-карбонатные гидротермалиты данной площади насыщенны простыми сульфидами железа, цинка и свинца (до 30-50%), играющими в ритмичных агрегатах заметную текстурообразующую роль. По данным Лоншакова с соавторами (1977), для этого мало- и среднесульфидного оруденения характерно многообразие минеральных форм серебра (сульфосоли, сульфиды и др.) и марганца (карбонаты, сульфиды и др.).

В северо-западном секторе Вилючинской ВТС проявилась иная, убогосульфидная золото-серебряная минерализация Верхне-Паратунского рудного поля, где она развита среди вулканогенно-осадочных накоплений олигоцен-нижнемиоценового (участок Вилюча) и среднемиоценового (участки Быстринский, Рогатка и Южный) возрастов, а также – в эндоконтакте Вилючинского габбро-диоритового массива (участок Родниковый). Возраст гидротермального санидина, типоморфного для полосчатых руд месторождения Родниковое, – средне-позднеплейстоценовый (0,6-0,3 млн лет), что установлено по трем пробам методом Ar-Ar датирования (В.В. Иванов и П.Лейер, 1994 г.). Вероятно, аналогичный возраст имеют и руды Мутновского месторождения. С учетом K-Ar возрастов (И.Д. Петренко и Н.М. Большаков, 1991 г.) субвулканических пород Жировского палеовулкана (0,84-0,50 млн лет) и полученного нами возраста руд месторождения Родниковое, возможно предположение об общности колонны тепломассопереноса в этих рудно-магматических системах. Гидротермальный кварц, результаты хроматографического анализа флюдных включений из которого обсуждаются ниже, отобран на участке Родниковом, характеризующемся мощными карбонат-(халцедон)-кварцевыми жилами ритмичного и брекчиевого сложения с тонковкрапленной рудной нагрузкой. Наряду с полигенерационностью минералов кремнезема и многих металлов, в жилах фиксируется многократное отложение кальцита, доля которого составляет местами 25-50 %. Кальцит месторождения Родниковое отличается пониженным содержанием тяжелого изотопа кислорода (d ¹⁸О от
–4,5 до 0,0 ‰ SMOW) по сравнению с жильным кальцитом из эпитермальных Au-Ag месторождений других регионов Востока России, для которых характерны, как правило, положительные значения этого показателя (Ivanov et al., 1995).

К числу минералого-геохимических особенностей руд месторождение Родниковое относится также теллуровая и селеновая специализация некоторых из входящих в них сульфидов, сульфосолей и других халькогенидов.

Для оценки состава флюидной фазы на магматической, постмагматической и гидротермальной стадиях развития исследуемых комплексов, методом газовой хроматографии выполнен анализ газов, закапсулированных в породообразующих минералах и рудном кварце. Анализ выделяющейся газовой смеси проводился на газовом хроматографе ЛХМ-8МД (аналитик – Н.П. Коновалова) по методике Ф.А. Летникова и Т.А. Шкарупы (1977). Извлечение газов из лейкократовых породообразующих минералов осуществлялось путем длухступенчатого нагрева их монофракций в атмосфере чистого гелия до температур 600, 1000, 1100⁰С, с последующим охлаждением и анализом полученной газовой смеси. Режим нагрева выбирался, исходя из температур, полученных по природным геотермометрам, с учетом модальных минеральных парагенезисов. Нагрев навески рудоносного кварца проводился в интервале температур 300 – 500°С. Конкретные температуры нагрева определялись по данным предварительной декрепитации дубликатов монофракций этого минерала.

Результаты хроматографического анализа газовой фазы из лейкократовых минералов пород уннейваямского комплекса показывают, что преобладающими компонентами газовой смеси являются вода, водород и окись углерода. Доля углекислого газа в ней не превышает трех объемных процентов. Второстепенными компонентами газовой смеси выступают метан и азот (табл. 3). Использование последней версии компьютерной программы "Селектор-С" (И.К. Карпов и др., 1995 г., Институт геохимии СО РАН) позволило получить расчетные оценки фугитивности кислорода для условий кристаллизации изученных минералов. Установлено, что кристаллизация лейкократовых минералов из кислых и умеренно-кислых пород этого комплекса происходила в условиях низкой фугитивности кислорода. Рассчитанные значения окислительного потенциала соответствуют интервалу между буферами кварц-железо-фаялит и вюстит-железо (-lg fO₂^co= = 17.92-16.92; T=850-950⁰C). Оценки фугитивности водорода, полученные на основе данных о величинах активности аннитовой составляющей в биотитах из сереброносных магматитов, также позволяют считать, что образование железо-магнезиальных слюд происходило в восстановительной обстановке (табл. 4, рис. 3). Другой особенностью формирования кислых пород уннейваямского комплекса является высокая активность в расплавах фтора на позднемагматической стадии их развития (табл. 4, рис. 4), минералогически выраженная присутствием в вулканитах и экструзивных породах флюорита.

Судя по соотношениям величин железистости и глиноземистости (табл. 4), с учетом данных геотермометрии, кристаллизация биотитов ун-

нейваямского комплекса осуществлялась при низкой температуре, в условиях повышенного потенциала воды в высокоглиноземистом расплаве.

Рис. 3. Фугитивность водорода по активно-сти аннитовой составляющей в биотитах из пород уннейваямского и жировского комплексов.

1-3 - породы жировского комплекса: 1 - диориты; 2- кварцевые диориты; 3 - гранодиори-ты; 4-6 - породы уннейваямского комплекса: 4 - туфы риолитов; 5 - гранит-порфиры; 6 -риолиты; цифры у линий - активность аннита.

Наблюдаемая в уннейваямском комплексе прямая корреляция железистости биотитов с кремнекислотностью пород и их железистостью свидетельствует, на наш взгляд, об отсутствии буферирования кристаллизующегося расплава отсадкой окисных фаз железа, что сопряжено с высокой кислотностью расплава и низкой фугитивностью кислорода в нем.

Вышеуказанные черты флюидного режима находят свое отражение в присутствии в породах уннейваямского комплекса таких характерных минералов, как железистый гранат (альмандин; f = 78.4-82.2), ильменит, железистый ортопироксен (феррогиперстен; f = 53,6-65,6) и высокожелезистый биотит (f = 71,3 –
– 76,8), что служит критерием принадлежности этих образований к типичной ильменитовой серии.

Анализ газовой фазы включений в рудном кварце серебро-золотого месторождения Аметистовое показал, что главными компонентами флюидной фазы (без учета воды) являются СО₂ и СО, при низком содержании азота и, в некоторых пробах, водорода. В целом отложение руд происходило в более окислительных условиях, чем это характерно для кристаллизации пород уннейваямского комплекса. В частности, полученные с помощью программы “Селектор-С “ расчетные оценки fO₂ для условий отложения рудного кварца приближаются к буферу магнетит-железо (магнетит-ильменитовая серия) (табл. 3, рис. 5).

Характеризуя диориты, кварцевые диориты, гранодиориты и лейкограниты жировского комплекса, отметим, что они более флюидонасыщены (примерно в 1,5 раза) относительно дацитов, риолитов и гранит-порфиров уннейваямского комплекса. Для них установлены и иные содержания газовых компонентов. Прежде всего, это выражается в довольно низких концентрациях Н₂, СН₄ и СО, при высоких содержаниях СО₂. Из результатов расчета газовых анализов с помощью программы "Селектор-С" следует, что на раннемагматической стадии кристаллизация минералов средних и кислых пород Вилючинского и Жировского массивов происходила в умеренно-окислительной обстановке, характерной для магнетит-ильменитовых серий.

Рис. 4. Диаграмма: Отношение (хF/xCl) - флогопитовая составляющая (xMg) в биотитах кислых магматических пород уннейваямского и жировского комплексов.

1 - поля фигуративных точек биотитов из рудоносных интрузивных массивов Дальнего Востока и США (Сахно, Матюнин, Чащин, 1994); 2 - линии равных отношений lg(fHF/fHCl), рассчитанных на основе активности аннитового минала биотита и соотношения фтора и хлора в гидроксильной группе биотитов; 3-5 - породы жировского комплекса: 3 - диориты, 4 - квар-цевые диориты, 5 - гранодиориты; 6-8 - породы уннейваямского комплекса: 6 - туфы риоли-тов (пятая фаза), 7 - гранит-порфиры (пятая фаза), 8 - риолиты (пятая фаза); 9 - магматиче-ские серии: Ilm-ильменитовая; Ilm+Mt-ильменит-магнетитовая; Mt-магнетитовая.

Фигуративные точки этих пород попадают в поле, ограниченное кривыми железо-вюститового и магнетит-вюститового равновесия (рис. 5). На относительно низкую фугитивность кислорода косвенно указывает и ильменит-магнетитовый парагенезис в диоритах и кварцевых диоритах. Вместе с тем, газовая смесь, принимающая участие в формировании лейкогранитов, имеет менее восстановленный характер по сравнению с флюидной фазой, участвующей в процессе кристаллизации диоритов и гранодиоритов. Согласно полученным значениям, окислительный потенциал газовой фазы лейкогранитов соответствует кварц-магнетит-фаялитовому буферу
(-lgfO₂^СО=9,9; Т=1100^оС). Минералогическим подтверждением этой оценки служит широкое развитие в гранодиоритах и лейкогранитах магнетита, при полном отсутствии ильменита.

Отмеченная инверсия флюидного режима подтверждается также особенностями составов биотитов из кварцевых диоритов и гранодиоритов. В частности, полученные на основе данных об активности аннитового минала в биотитах расчетные оценки фугитивности водорода указывают на довольно высокую степень окисленности равновесного с расплавом флюида (рис 3). Наблюдаемое при этом понижение фугитивности водорода в позднемагматическую стадию сопровождалось увеличением активности хлора в расплаве (табл. 4, рис. 4).

Рис. 5. Диаграмма: lgfO2-T для пород уннейва-ямского и жировского комплексов.

1-5 - породы жировского комплекса: 1 - габб-ро, 2 - диориты, 3 - кварцевые диориты, 4 - грано-диориты, 5 - лейкограниты; 6-7 - породы уннейваям-ского комплекса: 6-туфы риолитов, 7 - гранит-порфиры. Штрих-пунктирные линии - положение буферных равновесий при Р = 1 бар: НМ - гематит-магнетит; QMF - кварц-магнетит-фаялит; MW - магнетит-вюстит; WI - вюстит-железо; QIF - кварц-железо-фаялит; MI - магнетит-железо.

Из соотношений величин железистости и глиноземистости в биотитах (табл. 4) следует, что кристаллизация умереннокислых пород жировского комплекса, в сравнении с аналогичными породами уннейваямского комплекса, происходила в условиях более высоких температур и активностей калия и более низких химических потенциалов воды в расплавах. Последний фактор подтверждается довольно высоким содержанием фтора в биотитах из пород жировского комплекса, что является признаком “сухости” системы, а следовательно, и низкого потенциала воды в ней.

Изучение газовой фазы, окклюдированной в кварце рудных жил месторождения Родниковое, показало, что гидротермальное минералообразование протекало в более окислительных условиях по сравнению с кристаллизацией диоритов и гранодиоритов, но в сравнительно более восстановительных, чем – лейкогранитов. Рассчитанные по программе “Селектор-С” значения фугитивности кислорода для рудного кварца являются промежуточными между таковыми для минеральных буферов “кварц-магнетит-фаялит” и “магнетит-железо”, и соответствуют: –lgfO₂^CO=26.0-27.15 при Т=500^°С. Это несколько выше значений фугитивности кислорода для условий образования рудоносного кварца с месторождения Аметистовое (-lgfO₂^CO=27,3-28,0 при Т=500°С).

Формирование умереннокислых и кислых пород уннейваямского комплекса, с которым ассоциирует серебро-золотое, оловянное и серебряное оруденение, в сравнении с близкими по основности породами золото-сереброносного жировского комплекса, происходило в более восстановительных и низкотемпературных условиях, при активном участии фтора. Выявленные характеристики флюидного режима уннейваямского комплекса, согласно существующим представлениям (Моисеенко, Сахно, 1982; Максимов, 1982; и др.), являются индикаторными для оловоносных или потенциально оловоносных магматических комплексов, что объясняет тесную парагенетическую связь с породами уннейваямского комплекса рудных тел не только серебро-золотого Аметистового месторождения и существенно серебряного – Тклаваямского, но и оловорудного Айнаветкинского месторождения (Лугов и др., 1974; Хворостов, Зайцев, 1983; и др.).

Кристаллизация интрузивных массивов жировского комплекса, с которыми ассоциирует золото-серебряное оруденение, на раннемагматической стадии происходила в высокотемпературных условиях, при умеренно-окислительной обстановке, отвечающей условиям формирования магнетит-ильменитовой серии. В позднемагматическую стадию, т.е. в предгидротермальный период, имела место инверсия флюидного режима, и остаточные расплавы кристаллизовались в более окислительных условиях (магнетитовая серия), при возросшей активности хлора в расплаве. Вместе с тем, флюидная фаза, принимающая участие в формировании рудоносного кварца месторождения Родниковое, не наследует параметры заключительной фазы флюидного режима магматической системы. Это, по-видимому, связано с тем, что в гидротермальный этап большое воздействие на флюид могут оказывать внешние факторы (например, взаимодействие с вмещающими породами, обогащенными углерод-содержащими соединениями различного происхождения, и др.), которые приводят к смещению параметров флюидного режима в более восстановительную область относительно таковых у конечного дифференциата – лейкогранитного расплава.

Выявленная коррелируемость между флюидным режимом формирования петрогеохимически различных магматитов и особенностями ассоциирующей с ними благороднометалльной минерализации служит расчетно подтвержденным примером эмпирического соответствия уже известной и теоретически обоснованной зависимости. К сожалению, подобные предметные наработки для эпитермальных систем являются еще немногочисленными, хотя в решении проблемы "связь оруденения с магматизмом" значение количественной оценки влияния летучих компонентов и элементов-минерализаторов на эволюцию и специфику рудоносности магматических расплавов остается весьма важным.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 98-05-65326).

Апрелков С.Е., Шеймович В.С. Древний вулкан Юго-Восточной Камчатки с современными гидротермальными проявлениями // Бюлл. вулканол. станций. М.: Наука. 1964. № 36. С. 48-60.

Аранович Л.Я. Минеральные равновесия и геобарометрия глиноземсодержащих пород // Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. /Черноголовка, 1989. 32 с.

Бушляков Н.И., Холоднов В.В. Галогены в петрогенезисе и рудоносности гранитоидов. М.: Наука. 1986. 191 с.

Вакин Е.А., Пилипенко Г.Ф., Сугробов В.М. Общая характеристика Мутновского месторождения и прогнозная оценка ресурсов // Геотермические и геохимические исследования высокотемпературных гидротерм. М.: Наука. 1986. С. 6-41.

Валуй Г.А., Авченко О.В., Кирюхина Н.И. Генезис магнезиальных биотитов в малоглубинных гранитоидах // Докл. АН СССР. 1991. Т. 139, № 2. С. 461-465.

Иванов В.С. О влиянии температуры и химической активности калия на состав биотита в гранитоидах // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. № 7. С. 20-30.

Иванов В.В., Чащин А.А. Лейер П.У., Кроу Д.Е., Зиньков А.В., Игнатьев А.В., Багмут И.Н., Афанасьева Т.Б. Новые данные по золото-серебряным рудно-магматическим системам Южной Камчатки // Тр. ДВГТУ. Вып. 118, сер. 4. (горно-геол.). Изд-во ДВГТУ. 1997. С. 13-20.

Коренбаум С.А., Валуй Г.А., Стрижкова А.А., Лаговская Е.А., Славкина С.П. Распределение глинозема в биотитах и генетические особенности некоторых гранитоидных массивов Приморья // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1973. № 5. С.37-51.

Каржавин В.К., Дудкин О.Б., Припачкин В.А. Газовая фаза некоторых природных образцов апатита // Докл. АН СССР. 1975. т 222. № 4. С. 942-946.

Лебедев М.М., Апрелков С.Е. и др. Системы островных дуг Корякско-Камчатской складчатой области // Вулканология и сейсмология. 1979. № 5. С. 30-36.

Летников Ф.А., Шкарупа Т.А. Методическое руководство по хроматографическому анализу воды и газов в горных породах и минералах. Иркутск, 1977. 25 с.

Лоншаков Е.А. Ряды вулкано-тектонических структур и структурно-вещественные парагенезы Южно-Камчатского района // Бюлл. вулканол. станций. М.: Наука. 1979. № 57. С. 79-92.

Лоншаков Е.А., Вакин Е.А., Богарова Т.И., Округин В.М. Вулканогенные рудные жилы Юго-Восточной Камчатки // Геология рудн. месторожд. 1977. № 6. С. 121-123.

Лугов С.Ф., Рожков Ю.П., Иванов А.А. Геологические особенности оловянного оруденения Корякского нагорья и его перспективы // Геология рудных месторождений. 1974. Т. 16. № 3. С. 27-39.

Моисеенко В.Г., Сахно В.Г. Глубинные флюиды, вулканизм и рудообразование Тихоокеанского пояса. М.: Наука. 1982. 191 с.

Максимов С.О. Петрология магматических комплексов Баджальской вулканической зоны // Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук /Дальневост. геол. ин-т: ДВНЦ АН СССР. 1982. 24 с.

Маракушев А.А., Перчук Л.Л. Термодинамическая модель флюидного режима Земли // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука. 1974. Вып. 4. С. 102-130.

Мархинин Е.К., Ураков В.А., Подклетнов Н.Е. Газы и металлы базальтов Толбачинского извержения // Вулканогенное оруденение на Дальнем Востоке. Владивосток. 1980. С.96-100.

Митрофанов Н.П., Подольский А.М и др. Корякский вулкано-плутонический пояс // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1979. № 7. С. 23-35.

Никольский Н.С. Термодинамика минеральных равновесий базитов. М. Наука. 1978. 177 с.

Петренко И.Д., Большаков Н.И. Структурная позиция и возраст золото-серебряного оруденения Южной Камчатки на примере Мутновского месторождения // Тихоокеанская геология. 1991. № 5. С. 100-111.

Поздеев А.И. Позднепалеогеновый наземный вулканизм Корякского нагорья и его металлогенические особенности // Советская геология. 1972. № 7. С. 35-46.

Рожков Ю.П. О золото-серебряных рудопроявлениях бассейна реки Уннейваям // Материалы по геологии и полезным ископаемым Корякского нагорья. Петропавловск-Камчатский. 1969. С. 21-41.

Сахно В.Г. Позднемезозойские континентальные вулканические пояса Востока Азии // Автореф. дис. докт. геол.-мин.наук / Дальневост. геол. ин-т. Владивосток ДВО РАН. 1994. 91 с.

Сахно В.Г., Матюнин А.П., Чащин А.А. Магматизм Широкопадинской рудномагматической системы (Южное Приморье) // Тихоокеанская геология. 1994. № 4. С. 74-91.

Хворостов В.П., Зайцев В.П. Рудоносные магматические комплексы Ичигин-Уннэйваямского района (Корякское нагорье) // Тихоокеанская геология. 1983. № 2. C. 42-48.

Хворостов В.П. Условия локализации рудных тел золото-серебряного месторождения // Колыма. 1983. № 3. C. 24-32.

Шеймович В.С., Патока М.Г. Геологическое строение зон активного кайнозойского вулканизма. М.: Наука. 1989. 204 с.

Шеймович В.С., Карпенко М.И. K-Ar возраст вулканизма на Южной Камчатке // Вулканология и сейсмология. 1996. № 2. С. 86-100.

Эпельбаум М.Б. Силикатные расплавы с летучими компонентами М.: Наука. 1980. 254 с.

Ivanov V.V., Ignatyev A.V., Crowe D.E. Stable isotope studies of hydrothermal gold deposits in the North-West Pacific: Sources of carbon, and oxygen and implications for the mineralization processes // Water Rock Interaction. Proc. of the Symposium on WRI-8. Rotterdam; Brookfield: Balkema, 1995. P. 191-193.

Lattanzi P., Okrugin V.M., Corsini F., Ignatiev A., Okrugina A., Tchubarov V., Livi S. Geology, mineralogy and geochemistry of base and precious metal mineralization in the Mutnovsky area, Kamchatka, Russia // SEG NEWSLETTER. 1995. N. 20. P. 6-9.

Munoz J.L., Swenson A. Chloride-hydroxyl exchange in biotite and estimation of relative HCl/HF activities in hydrothermal fluids // Econom. Geol. 1981. Vol. 76. № 8. Р. 2212-2221.

Sakuyama I., Kushiro I. Vesiculation of hydrous and andesitic melt and transport of alkalies by separated vapor phase // Ibid. 1979. V.71 p. 61-66.