Месторождение Битум-Сдвиг (Флюоритовое)

Месторождение Битум-Сдвиг, входящее в состав Урультунского рудного поля, - типовой объектстратиформной флюорит-свинцово-цинковой формации (рис. 7.78). Оно детально охарактеризовано в монографии (Шпикерман, 1998), из которой ниже приводится характеристика месторождения. Месторождение приурочено к нижнедевонской (верхнеэмской) битумской свите карбонатных пород.

Рис. 7.78. Стратиграфический разрез месторождения Битум-Сдвиг в северной части Урультунского рудного поля (Шпикерман, 1998).

1 - известняки; 2 - доломитизированные известняки; 3-8 - доломиты: массивные (3), тонкослоистые (4), с включениями кремней (5), унаследованно-органогенные (коралловые) (6), брекчиевые и брекчиевидные (7), глинистые (8); 9 - доломиты; 10 - мергели; 11 - оруденелые горизонты (доломиты с флюорит-галенит-сфалеритовой минерализацией); 12 - разрывные нарушения; 13 - места находок конодонтов и номера проб; 14 - места отбора макрофауны; 15 - номера слоев (на разрезе); 16, 17 - проекции и номера: скважин (16), канав (17); 18 - элементы залегания слоистости; 19 - направление профиля разреза

Месторождение является северным участком крупного рудного поля (25×5 км), известного как флюорит-свинцово-цинковое месторождение Урультун (Шпикерман, 1998). Это значительный по запасам объект со средними содержаниями в руде около 3 % Pb, 7 % Zn и 10 % флюорита и с высокими средними концентрациями некоторых редких элементов.

На всех разрезах рудная минерализация приурочена к верхней части доломитов, перекрытых глинистыми отложениями. Доломиты - рудовмещающая среда, а глинистые породы играют роль литологических экранов. Рудовмещающие доломиты нижнего девона представлены четырьмя основными разновидностями: тонкозернистыми, мраморовидными, «зебра-доломитами» и доломитовыми брекчиями. Тонкозернистые доломиты - наиболее распространенный тип рудовмещающих пород. Они залегают в виде стратифицированных толщ и пачек. Это, как правило, темно-серые до черных тонкокристаллические породы массивной или брекчиевидной текстуры, часто с унаследованной органогенной структурой. Под микроскопом видно, что такие доломиты представляют собой мозаичный агрегат зерен размером от 0,01 до 0,1 мм, обычно имеющих правильные ромбоэдрические сечения либо одно-два идиоморфных ограничения. Содержащиеся в породах остатки кораллов нацело перекристаллизованы и сложены крупнозернистым доломитовым агрегатом с реликтовыми зернами кальцита. По всей массе породы равномерно рассеяна тонкодисперсная глинисто-органическая примесь. Это типичные диагенетические доломиты, которые являются одной из главных составных частей карбонатной рифогенной формации нижнего девона (Шпикерман, 1998).

Формация представлена грубослоистыми толщами серых пелитоморфных и органогенных (коралловых и строматопоровых) известняков и доломитов. Причем доломитизируются на диагенетической стадии преимущественно органогенные известняки, превращаясь в итоге в доломиты с унаследованной органогенной структурой (Шпикерман, 1998).

Большая часть органогенных известняков и доломитов имеет обломочную биоморфную структуру, где в качестве биокластов выступают обломки отдельных кораллитов, форма которых, как правило, хорошо сохраняется, а признаков окатанности обычно не устанавливается, что свидетельствует о близости источников сноса (рифов, коралловых лагун и т. п.). Другими признаками рифовой природы части пород являются пористость, кавернозность, химическая чистота и отсутствие терригенной примеси. Поры и каверны распространены главным образом в доломитах. Самые крупные каверны часто инкрустированы по стенкам кристаллами кальцита. Средний химический состав рудовмещающих доломитов (по 8 пробам, %) следующий: SiO₂ - 0,80, Al₂O₃ - 0,46, FeO - 0,08, F^Os - 0,07, MgO - 20,63, CaO - 30,63 и CО₂ - 46,19, а среднее содержание терригенной примеси в тех же породах составляет всего 0,9 %. В геохимическом отношении рассмотренные карбонатные породы не обнаруживают какой-либо специализации, что мы обсудили подробнее.

Светло-серые мраморовидные доломиты наиболее развиты в верхних частях рудовмещающих пачек. Им не свойственна отчетливая стратификация. Внешне это кавернозные яснозернистые пятнистые породы. Предполагается, что они образовались под воздействием глубинных гидротермальных растворов и относятся к гидротермально-катагенетическому типу (Шпикерман, 1998).

«Зебра-доломиты» отчетливо полосчатые благодаря ритмичному чередованию белых и черных полос. Черные полосы - это реликты первичных диагенетических доломитов, а белые сложены перекристаллизованным крупнозернистым агрегатом, ромбоэдрических зерен молочно-белого доломита (Шпикерман, 1998).

Доломитовые брекчии состоят из обломков 0,5 до 2 см, изредка до 10 см вмещающих доломитов, сцементированных осветленным тонкозернистым доломитовым гидрогенно-карстовым агрегатом (Шпикерман, 1998). Пласты глинистых пород над минерализованными горизонтами являются локальными литологическими экранами, под которыми находятся флюорит-свинцово-цинковое и ртутное оруденение урультунского комплекса.

*Таблица 7.11*
Минералы по распространенности	Рудные		Нерудные
Минералы по распространенности	в первичных рудах	в окисленных рудах	Нерудные
Главные	Сфалерит Галенит Флюорит	Смитсонит Церуссит
Второстепенные	Пирит	Англезит Пироморфит Плюмбоярозит Каламин Гидроокислы железа	Кварц Хлорит Гидрослюда Барит Каолин и другие глинистые минералы
Редкие	Арсенопирит Халькопирит Касситерит Рутил Гематит Ильменорутил	Малахит Азурит	Турмалин Лейкоксен Халцедон Эпидот Амфибол Биотит

Состав флюорит-свинцово-цинковых руд и их текстурно-структурные особенности были изучены ранее (Шпикерман, 1998). Перечень минералов руд по степени их распространенности приведен в табл. 7.11. Для каждой стадии установлена соответствующая парагенетическая минеральная ассоциация. Самая ранняя, доломит-сфалеритовая, ассоциация сформировалась, вероятно, еще на стадии седиментогенеза. Перекристаллизованные агрегаты этой стадии встречаются редко и только в рудах с сохранившейся слоистой текстурой. Столь же редка и пирит-галенитовая ассоциация, образующая диагенетические микровкрапленные руды. Резко доминируют явно эпигенетические руды. Они образованы двумя разновременными минеральными ассоциациями: сфалерит-флюоритовой и галенит-флюорит-кальцитовой. Первая из них слагает тонковкрапленные и гнездовые руды. Обильный флюорит этой ассоциации темно-фиолетовый и агрегатами своих зерен как бы пропитывает вмещающие доломиты. В таких рудах иногда устанавливаются деформации еще не полностью литифицированного осадка (Раткин, Шпикерман, 1994). Температура гомогенизации газово-жидких включений во флюорите сфалерит-флюоритовой ассоциации 200-260 °С (Шпикерман, 1998).

Галенит-флюорит-кальцитовая ассоциация более низкотемпературна (t°_гом.ГЖВ = 110-170 °С). Минералы этой ассоциации образуют прожилки, инкрустируют полости и цементируют обломки доломитов и рудных минералов ранних стадий.

Зона окисления на флюорит-свинцово-цинковых месторождениях распространяется до глубины 160 м. На поверхности сфалеритовые руды встречаются редко из-за почти полного их окисления и превращения во вторичные смитсонитовые руды.

Геохимические черты флюорит-свинцово-цинковых руд урультунского комплекса контрастны. Цинк почти всегда преобладает над свинцом. Среднее отношение Pb:Zn = 1:2,5. Характерна высокая германиеносность сфалерита (в среднем 90 г/т, редко до 0,5 %). Серебра в галените обычно около 5 г/т, а висмут, сурьма и мышьяк не характерны. Основные элементы - индикаторы оруденения - Pb, Zn, Cu, Ba. Первичные ореолы рассеяния встречаются в породах как подстилающих, так и перекрывающих рудные тела.

--Boris 10:52, 16 мая 2016 (VLAT) В.И. Шпикерман

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"