Изучаемый район находится на территории республики Саха (Якутия), входит в состав Средне-Мархинского алмазоносного района Якутской Кимберлитовой провинции и представляет собой северо-западный участок Накынского кимберлитового поля.
Экономически район работ не освоен, изредка встречаются "зимовья". Ближайшим населенным пунктом является город "Мирный", расположенный в 350 км на юго-запад от района работ. Этот город основан после открытия в 1954 году крупной алмазоносной кимберлитовой трубки с одноименным названием ". Тяжелой промышленности в городе нет, так что практически вся инфраструктура города зависит от разработки этого месторождения. К настоящему времени отработка практически закончена.
Из-за плохих климатических условий невозможно проложить дороги на большие расстояния, все грузы вывозятся и доставляются воздушным транспортом. В городе имеется крупный аэропорт способный круглосуточно принимать самолеты таких классов как : Ту-134, Ан-12, Ан-24, Ан-30. В пределах района грузоперевозки осуществляются тракторами, вездеходами, полноприводными грузовыми автомобилями и вертолетами.
На изучаемой территории района имеется рабочий поселок Ботуобинский. Поселок был основан после открытия алмазоносной кимберлитовой трубки Б. Население составляет чуть более 80 человек, в основном это вольнонаемные рабочие, обслуживающие шахту, буровые установки и прочее.
Цель создания поселка - детальная разработка и последующая отработка ближайших алмазоносных кимберлитовых трубок Б. и Н.
Климат района резкоконтинентальный, характеризуется суровой и длительной зимой, коротким и довольно холодным летом. На всей территории распространена вечная мерзлота. Морозный период продолжается с октября по апрель, весна начинается в мае, а осень в конце августа.
Распределение осадков по месяцам крайне неравномерно, это же относится к температурам воздуха. В зимнее время температура воздуха достигает минус 50 градусов. Значительные снегопады бывают не только зимой, но и в первых числах июня. Окончательно снежный покров сходит в первых числах июля и ложится во второй декаде сентября. Октябрь характеризуется промерзанием водотоков, устойчивым снежным покровом и температурой минус 10 градусов (средняя). Общая сумма осадков 302 мм.
Растительность сосредоточена на всей территории, представлена в основном лиственной. Вдоль рек произрастают ели, ивы, кормовые травы.
Единственным видом древесины пригодной на временное строительство является деурская лиственница.
Животный мир разнообразен. Из млекопитающих - волки, лисицы, медведи, пушной зверь. Из парнокопытных - лоси, олени. В реках водятся щуки, окуни, таймени, сиги, ленки и др. В озерах - караси.
На проектной территории населенных пунктов нет(1998 г.). Набор рабочей силы, запас продовольствия, оборудования осуществляется Ботуобинской геологоразведочной экспедицией.
Первые сведения о геологическом строении бассейна нижнего течения р. Марха (до устья р. Хання) были получены в результате маршрутных исследований в 1853-1854 г.г.. В настоящее время они представляют лишь исторический интерес.
В 1915 году долину р. Марха (от устья до устья р. Хання) исследовал А.Г. Ржонсницкий. Из его данных следует, что здесь развиты породы кембрия, силура и юры.
Затем район работ в разное время с различными целями посещали А.А. Григорьев (1925 год), С.С. Кузнецов (1929 год) - геологогеоморфологические исследования; Г.Э. Фришенфельд (1930 год) - поиски месторождений фосфоритов и другие исследователи. Результаты этих работ дали в общих чертах представление о геологическом строении, геоморфологии, тектонике района.
Находки алмазов на р, Вилюй и установление алмазоносности руслового аллювия р. Марха (1950 год) послужили толчком для постановки в этом районе планомерных работ, включающих в себя геологосъемочные, поисково-разведочные, геофизические и тематические исследования. Эти работы связаны с двумя этапами изучения района. Первый этап, во временном отношении охватывает период с 1950 по 1959г.г.
В 1950 году маршрутные исследования по долине р. Марха проводила партия 129 Амакинской экспедиции, возглавляемая Беловым В.Г., Пастуховым В.Е. и Усовым В.П. Результатом этих работ было составление маршрутных геологической и геоморфологической карт масштаба 1:200 000, установление алмазоносности руслового аллювия р. Марха и ее правого притока р. Моркоки.
В том же году по р. Марха проводил маршрутные исследования сотрудник ВСЕГЕИ В.М. Морозов. Основной целью проведенных работ являлось определение перспектив нефтегазоносности бассейна р. Марха. В этом отношении район оценен как бесперспективный. В результате работ составлена маршрутная геологическая карта долины р. Марха масштаба 1:500000.
В 1951г. на р. Марха (от устья до устья р. Моркоки) проводили исследования траппов сотрудники Сибирского филиала АН СССР Гоньшакова В.И. и Ляхович В.В. в траппах на р. Мастах (приток р. Мархи) ими был найден ксенолит глауконитового песчаника юрского облика, на основе чего был установлен мезозойский этап траппового вулканизма.
В 1953-1955 годах в бассейне среднего течения р. Мархи проводилась геологическая съемка масштаба 1:200000. Работы провели партии Вилюйской экспедиции ВАГТа ( Всесоюзный Аэрогеологический Трест). В результате этих работ было проведено расчленение, развитых в этом районе, отложений, указаны объемы выделенных толщ, пачек и их площади распространения, также была дана оценка в отношении алмазоносности. Из-за ряда объективных причин (плохая обнаженность, отсутствие четких дешифровочных признаков, недостаточная обоснованность возраста выделенных толщ) авторы не смогли выработать единую стратиграфическую схему расчленения.
Рассматривая перспективы алмазоносности района, они опирались, в основном, на общегеологические гипотезы по этому вопросу и на разрозненные данные, полученные в результате специализированных работ.
Все это, естественно, свидетельствует о явной недостаточности проведенных работ. В этом отношении в деле целенаправленного изучения района более значительными по своим выводам являются тематические исследования, проводившиеся на обширной площади междуречья Мархи и Тюнга партией 9 Центральной экспедиции ВСЕГКИ в течение 1957-1961 годов. Основными задачами, поставленными перед исследователями, являлись выяснение пути транспортировки алмазов и их минералов-спутников в бассейне среднего течения р. Мархи, определение их промежуточных коллекторов и указание участков, наиболее перспективных для поисков коренных месторождений алмазов. Основное внимание при этом уделялось изучению кластических образований мезозойского и кайнозойского возраста. В частности, следует выделить изучение "верхних галечников", возраст которых имеет широкий диапазон К - Q. Им удалось выделить среди них и генетические типы отложений: аллювиальные и озёрные отложения, а также аллювиальные образования коры выветривания. Поводом для столь тщательного изучения "водораздельных галечников" послужило повышенное содержание в них парагенетических спутников алмазов. В результате исследований, авторы пришли к выводу о присутствии коренных источников алмазов в районе Средней Мархи. Было выделено два участка, которые рекомендовались как первоочередные для поисков коренных месторождений алмаза. Один участок расположен в верховьях р. Конончан и на междуречье р.р. Конончан-Накын, второй - междуречье р.р. Чилпи-Тююкээн. по их мнению эти участки в настоящее время, видимо, погребены под более молодыми отложениями в Накыно-Орготтоохской депрессии и современной гидросетью не размываются. Также авторами высказано предположение о том, что в истории развития района были моменты, а именно на протяжении позднего мела - палеогена, палеогена и раннего неогена, когда древняя гидросеть непосредственно размывала местные кимберлитовые трубки.
Выводы и рекомендации, сделанные авторами этой работы, легли в основу при составлении поисковых и съемочных работ второго этапа, и , в основном, имеют отношение к сопредельным с юга и юго-востока районам рассматриваемой площади. Что же касается бассейна р. Хання и нижнего течения р. Накын, то этот район охарактеризован, как бесперспективный.
Поисково-разведочные работы первого этапа были начаты и производились в районе сотрудниками Амакинской экспедиции еще до постановки геологической съемки масштаба 1:200 000, т.е. до 1963 года и были окончены в 1959 году. Результаты работ этого этапа были сообщены в 1963 году в основном отчете партии 129 Амакинской экспедиции за 1951-59 годы. По мнению авторов этой обобщающей работы, содержащей не только все сведения о ранее разведанных месторождениях алмазов в бассейне р. Мархи, но и примерную оценку запасов алмазов по различным возрастным группам галечников, в бассейне Средней Мархи существуют коренные источники алмазов.
Основные выводы выше перечисленных работ о перспективах алмазоносности района Средней Мархи послужили основанием для продолжения и направления поисково-съемочных работ второго этапа. Началом его можно считать работы, производимые в 1971-1972 годах. Накынской партией Амакинской экспедиции. С этого времени комплекс исследований включает в себя поисковые маршруты масштаба 1:100000, сопровождающиеся шлиховым и мелкообъемным опробованием, проходкой шурфов, ручным обогащением и наземной крупномасштабной магнитной съемкой. С 1973 года к указанному комплексу работ было подключено и бурение. На отдельных перспективных участках проводятся поиски масштаба 1:25000, сопровождающиеся большим объемом различных видов опробования.
В 1971-1972 годах поисковыми работами были охвачены бассейны р. Накын (низовье) и р. Марха (от устья Накын до устья Даныра ). В результате этих работ были выявлены участки с повышенным содержанием пиропа , пикроильменита в нижнем течении р. Накын. В целом же по площади была дана отрицательная оценка россыпной алмазоносности. Все выявленные наиболее перспективные участки расположены за пределами рассматриваемой территории. В 1974 г. Средне- Мархинская партия проводила поисковые работы масштаба 1:100000 в бассейне нижнего течения р. Хання и в верховье рек Накын и Чили, а также детальные поиски масштаба 1:25000 на ранее выделенных перспективных участках. Все выводы и рекомендации о перспективной алмазоносности по результатам этих работ, к сожалению, имеют отношение к участкам, которые расположены за пределами рассматриваемой площади.
В 1976-1980 годах Мархинской партией была выполнена групповая геологическая съемка масштаба 1:50 000 на площади, примыкающей с юга и юго-востока к рассматриваемому району. В процессе этих работ был собран и обобщен большой фактический материал, при этом использовался большой комплекс поисковых, опробовательских работ, включая бурение, которое и дало возможность получить новый материал по мезозойским отложениям, слагающим северо-западный борт Вилюйской синеклизы. Основное внимание уделялось изучению кайнозойских отложений, представленных террасовым комплексом р. Мархи и ее крупных притоков - р. Конончан и Накын и аллювиальных образований ("Водораздельных галечников") неогенового возраста. По рекомендациям предыдущих исследователей проводились детальные работы на выделенных перспективных участках. В результате анализа полученного фактического материала можно отметить направление сноса парагенетических спутников алмаза с запада, северо-запада, т. е. с междуречья р.р. Хання -Накын и возможно с более западных районов.
Геофизическая изученность
Геофизические исследования на рассматриваемой площади можно разделить на два раздела, которые тесно связаны с вышеуказанными этапами геологических работ.
Они начались в 1953 г., когда для изучения геомагнитного поля широко стала применяться аэромагнитная съемка.
В 1953-1954 г.г. партия Якутской Центральной комплексной экспедиции проводила на обширной территории (Оленекско-Вилюйское междуречье ) , включая рассматриваемый район, аэромагнитную съемку масштаба 1: 100 000. По результатам этой съемки составлены карты магнитного поля, по которым были получены первые сведения о составе и структуре фундамента и мощности перекрывающей его осадочной толщи. Были выявлены региональные магнитные аномалии меридионального и северо-западного простирания.
В течение 1956-1958 г.г. территория Оленёкско-Вилюйского водораздела была охвачена аэромагнитной съемкой масштаба 1:200 000. По результатам съемки выделены основные типы магнитных полей, составлена тектоническая схема строения фундамента, выявлена и прослежена Вилюйско-Жиганская зона глубинных разломов северо-восточного простирания.
В этот же период в связи с предполагаемой коренной алмазоносностью бассейна среднего течения р. Марха в комплексе поисковых работ на алмазы начала применять крупномасштабную аэромагнитную съемку.
В 1956 г. съемку масштаба 1:25 000 проводила Восточная экспедиция Западного геофизического треста, а в 1957-1958 г.г. продолжила Амакинская экспедиция МГУ. Съемочные работы выполнялись станцией АСГМ-25. В результате было подтверждено наличие региональной Вилюйско-Жиганской зоны разломов, проявившейся в виде куполообразно расположенных цепочек линейно-вытянутых аномалий даечного типа, выделены участки сложно дифференцированного магнитного поля, соответствующего интрузиям траппов и выявлено 156 локальных аномалий трубочного типа, из которых впоследствии многие были отбракованы как дайки траппов, а часть не подтвердилась совсем. Большое количество локальных аномалий "трубочного типа" объясняется недостатком опыта в проведении такого рода работ, низкой чувствительностью применявшейся аппаратуры и визуальной привязкой маршрутов.
Начиная с 1956 года с целью поисков кимберлитовых тел наряду с аэромагнитной съемкой применяются наземные магниторазведочные работы. В период с 1956-1961 г.г. проводилась наземная магнитная съемка масштабов 1:10 000, 1:5 000, 1:2 000 на перспективных площадях, рекомендованных геологами, а также по проверке аэромагнитных аномалий . Положительных результатов не было; кимберлитовые тела не обнаружены.
В 1958-1959 г.г. Мархинская гравиметрическая партия ЯТГУ произвела в районе среднего течения р. Марха гравиметрическую съемку масштаба 1:1000000. Получен богатый материал для тектонического районирования фундамента. Выделенный ими Усть-Моркокинский разлом связывается с Вилюйско-Жиганской зоной глубинных разломов, проходящей вдоль северо-западной окраины Вилюйской синеклизы.
После значительного перерыва, с 1971 года начинается новый (второй) период геофизических исследований района, который характеризуется применением высокоточных магнитометров (АМП-7) с фотопривязкой съемочных маршрутов.
В 1971-1972 г.г. вся площадь была покрыта аэромагнитной съемкой масштаба 1:25 000 с целью поисков кимберлитовых тел и в помощь геологическому картированию. В результате этих работ было выделено 156 аномалий интенсивностью от 5 до 60 гамм, из них 85 на рассматриваемой площади.
В период 1971-1972 г.г. Накынской партией АЭ ЯТГУ была проведена наземная съемка масштаба 1:10 000 на аэромагнитных аномалиях в пределах рассматриваемого района ( в бассейнах левых притоков р.Марха- р.р.Хання- Дьюхтар-Юреге,Накын) и на смежных площадях. Общая площадь наземных магниторазведочных работ составила 79,3 км2.
В этот же период на северной части района и прилегающей площади была проведена гравиметрическая съемка масштаба 1:200000. В результате этих работ ещё раз подтвердились данные о блоковом строении кристаллического фундамента, а также влияние этих блоков на развитие средне-верхне-протерозойских структур осадочного чехла.
С 1977 г. после локализации перспективных участков на сопредельной с юга площади, возникла необходимость в опробовании широкого комплекса геофизических методов, включая гравиразведку, магниторазведку и электроразведку методом ВЭЗ (Вертикальное электрозондирование ).
Начиная с 1980 года на обширной площади , включая исследованный район, проводились сейсморазведочные работы ПГО "Ленанефтегазгеология".
В 1994 г., в связи с открытием трубки Ботуобинская, непосредственно вокруг нее на площади 1 км2 проведена наземная магнитная съемка масштаба 1:2000 (сеть 25х25 м) и гравиметрическая съемка масштаба 1:5 000 (сеть 50х40 м), а площадь в 0,4 км2 покрывается сетью (100х100 м) точек МПП ( Метод переходных процессов ) с размерами установки 100х100 м. Ни одним из этих методов кимберлитовая трубка не выделяется. Во всех пробуренных скважинах проведен широкий комплекс ГИС (Геофизический метод исследования скважин), который дал представление о магнитности, плотности, электропроводности в широком диапазоне частот, радиоактивности кимберлитов, вмещающих и перекрывающих пород. По большинству скважин проведено РВП (Радиоволновое просвечивание). Кимберлитовое тело выделяется аномальным затуханием радиополя.
В ближайшем окружении трубки Ботуобинская на площади 100 км2 в настоящее время проведена наземная магнитная съемка масштаба 1:5 000, а междуречье р.р. Хання-Накын (800 км2) покрывается аэромагнитной съемкой масштаба 1:10 000.
В настоящее время, на этой территории, уже выделено ряд перспективных магнитных аномалий трубочного типа.
Геохимическая изученность
Планомерных геохимических исследований района не проводилось. Геохимические методы исследований являются составной частью геологосъемочных работ масштаба 1:50 000 -1:200 000 и проводились, преимущественно, с целью изучения геохимии малых элементов осадочных и магматических пород.
Геохимические работы выполнялись здесь по методике поисков по вторичным и погребенным вторичным ореолам рассеяния типоморфных элементов кимберлитов (Cr, Ni , Co, Mn, Nb) и по литохимическим потокам рассеяния ( Ni,Zn,Cr) и были ориентированы, равно как и весь комплекс поисковых методов, практически на выявление раннемезозойских кимберлитов.
Главным методическим недостатком геохимических поисков является их постановка в пределах заведомо аномальных площадях без учета параметров регионального геохимического фона, его местных вариаций, недоучет возможности обнаружения среднепалеозойских кимберлитов и, соответственно, односторонняя, тенденциозная интерпретация результатов.
Более того, при обработке исходных данных, механически привлекались разнообразные комплекты программ, составленные для решения специальных задач изучения рудных месторождений полиметаллического и золоторудного типов по методике первичных ореолов. В частности, исследование программы В.И. Евдокимовой (ИГУ) многомерных полей при обработке результатов литохимических поисков по потокам рассеяния явилось главной причиной и пропуска аномалий трубки Ботуобинская и , в целом, неправильной оценки перспектив всего района.
В этот же период геохимические работы выполнены без подготовки соответствующей интерпретационной основы и проводились без ландшафтно-геохимических исследований современного геохимического поля почв и природных вод, не изучены фоновые региональные наблюдения за параметрами местного геохимического фона в различных геоландшафтных условиях , не учтены особенности состава и строения, развития региона в целом.
Обработка геохимической информации сведена к механическому, формальному соблюдению требований вариационной статистики без учета специфических особенностей формирования слабо-среднеконтрастных геохимических ореолов и потоков рассеяния кимберлитов. Были допущены отклонения и в методике обработки разных видов исследований, с нарушениями стадийности ведения работ.
Учитывая вышеизложенное, можно констатировать, что территория бассейна р.р. Марха-Хання геохимически не охарактеризована. Проведенные здесь работы фрагментарны, являются не кондиционными и не отвечают уровню современных требований при проведении геохимических работ масштаба 1:200 000 - 1:50 000.
Выполненные подготовительные работы масштаба 1:200 000 комплексом геолого-геохимических методов призваны восполнить существующие пробелы на региональном уровне исследований.
В геологическом строении района участвуют терригенно-карбонатные породы верхнего отдела кембрия представленные мархинской свитой (Е3 mr ) , нижнего отдела ордовика ( олдондинская свита ( О1 ol )), терригенная толща юрской системы включает тюнгскую свиту ( J1 tn ) и сунтарскую свиту ( J1-2 sn ).
Широким распространением пользуются кайнозойские образования, представленные, главным образом, комплексом разновозрастных осадков озерно-болотных, озерно-аллювиальных и аллювиальных фаций.
Верхний отдел. Мархинская свита (Е3 mr ). Отложения этой свиты распространены в западной части района. Разрез свиты представлен мергелями, известняками, реже доломитами (мергелистыми, песчанистыми, редко - глинистыми ), линзовидными прослоями плоскогалечных известняковых конгломератов, оолитовых известняков и доломитов, песчаников.
Подробно свита описана в долинах рек Марха и Хання. Мархинская свита согласно залегает на подстилающей её Чукукской свиты (Е2-3 ck) средне-верхнего отдела кембрийской системы. Залегание свиты моноклинальное с углами падения порядка 10-25о. На северо-восточном и западном участках своего распространения мархинская свита (Е3 mr ) перекрывается с стратиграфическим несогласием тюнгской свитой ( J1 tn ), а в остальных участках, где не выходит на дневную поверхность, олдондинской свитой ( O1 ol ).
Фауна представлена находками трилобитов Kuraspis obscura N. Tchern в долине р.Марха. Общая мощность данной свиты - 306 ,4 м.
Нижний отдел. Олдондинская свита ( О1 ol ). Развита в северной, западной, юго-западной части района. Разрез свиты представлен доломитами, известняками, красноцветными мергелями и иногда оолитовыми, и водорослевыми толщами. Также отмечаются линзовидные прослои плоскогалечных конгломератов , песчаников, аргиллитов и алевролитов.
Мархинская свита ( E3 mr ) подстилает олдондинскую свиту (O1 ol), на которой , стратиграфически несогласно, залегают осадочные отложения нижней юры, представленной на данном участке района тюнгской свитой ( J1 tn ), в северной - центральной части нижне-средне юрские отложения сунтарской свиты ( J1-2 sn ) и повсеместно четвертичные отложения долин рек.
Подошва проводится по исчезновению в разрезе красноцветных мергелей. Возраст этой свиты установлен по находкам фауны, найденным на соседней территории в районе течения р. Накын в аналогичных отложениях и представленным Thysanoboius sp. Общая мощность свиты составляет 135 ,6 м.
Нижний отдел. Тюнгская свита ( J1 tn ). В основном распространена в северной, северо-западной, центральной и юго-западной области района. Разрез представлен песками , песчаниками, алевролитами с линзами и прослойками аргиллитов, известняков. В песчаниках обнаружено наличие линз мелкогалечных конгломератов.
Залегание пластов субгоризонтальное с углами падения в первые градусы. Несогласно подстилается олдондинской свитой ( O 1 ol ). Перекрывается стратиграфически несогласно залегающей сунтарской свитой (J1-2 tn ), а в местах её размыва четвертичными отложениями.
В разрезе свиты повсеместно содержатся остатки ископаемой фауны разной сохранности. Aguilerella tiungensis (Kosch). Мощность свиты до 10,7 м.
Нижний - средний отделы. Сунтарская свита ( J1-2 sn). Пользуется наиболее широким распространением и слагает практически всю восточную часть района. Представлена аргиллитами, алевролитами, песками, песчаниками, алевритами с маломощными прослоями слабо сцементированных среднегалечных конгломератов и известняков.
Стратиграфически несогласно залегает на отложениях олдондинской свиты ( O1 ol ) и тюнгской свиты ( J1 tn ). В участках выхода на дневную поверхность частично размывается и на отдельных участках перекрывается четвертичными отложениями.
Фауна представлена: Camptonectes sp. Ind, Tancredia sp. Ind, Dactyomya intlata (Ziet).
В основании свиты залегает пачка аргиллитов мощностью от 2,4 до 38,0 м. Мощность свиты до 80,0 м.
Миоцен. (N1 ). Распространена, лишь на юго-западном участке района в пределах бассейна р. Марха. К ней отнесены образования аллювиальных равнин, которые, по времени формирования, рассматриваются как осадки четвертой террасы р. Марха и её притоков.
Разрез имеет двухчленное строение. Верхняя часть представлена фациями поймы, сложена суглинками или илами ; нижняя русловыми фациями - пески с редкой галькой и гравием, галечниками.
Залегает горизонтально на олдондинской свите и в центральных участках перекрывается четвертичными отложениями. Мощность осадков колеблется от 1,5 до 14,7 м.
Современное звено. ( Q ). Современные отложения в пределах района развиты повсеместно. К осадкам этого возраста отнесены аллювиальные отложения поймы и русла. Представлены илами, торфом, глинистыми суглинками, реже - илистыми песками, с редким включением мелкой гальки и гравия. Русловые фации сложены галечно-гравийно-песчаными образованиями с небольшой примесью глин.
Мощность современных отложений различных генетических типов очень незначительна и не превышает 10-15 м.
Магматизм
Магматические образования района представлены породами средне-палеозойского возраста, связанными с Вилюйско-Мархинской магмоподводящей зоной, и подразделяются на два различных по составу и генезису комплексу горных пород:
· щелочно-ультроосновному (кимберлиты)
· основному (траппы)
Формы залегания трапповых и кимберлитовых тел различны. Кимберлиты в пределах района образуют тела трубочной формы. Траппы представлены дайками.
Кимберлиты. В пределах Накынского кимберлитового поля к настоящему времени выявлено два алмазоносных кимберлитовых тела. Оба месторождения не выходят на дневную поверхность и перекрываются мощной пачкой юрских отложений Сунтарской свиты ( J1-2 sn ). Мощность перекрывающих отложений колеблется от 51 до 80 м.
Кимберлитовые тела в плане имеют вытянутую в северо-восточном направлении форму с соотношением коротких и длинных осей как 1/3.
Породы трубки N представлены несколькими петрографическими типами: кимберлитовыми ксенотуфобрекчиями, автолитовыми кимберлитовыми брекчиями и порфировыми кимберлитами. Кимберлитовые брекчии имеют светлую голубовато-серую и зеленовато-серую окраску, порфировый кимберлит - темно-зеленую. Основная масса состоит из слюдистого глинисто-карбонатного материала, включающего в себя крупные (до 2 см) порфировые выделения кальцит-серпентина, образованные по оливину. Количество ксенолитов вмещающих пород крайне незначительно, содержание включений ксенотуфобрекчий в автолитовой кимберлитовой брекчии колеблется от 5-10% до 50-60%, также встречается довольно большое количество (2-5%) ксенолитов пород фундамента и мантии. Последние представлены серпентинизированными и кальцитизированными дунитами, перидотитами, эклогитоподобными породами, темными хлоритизированными пироксенитами. В автолитовой кимберлитовой брекчии автолиты кимберлита имеют округлые формы размерами до 3-5, редко 10 см.
Возраст пород трубки определен рубидий-стронциевым методом как средне-верхнеордовикский.
Траппы. В пределах изучаемого района породы трапповой формации развиты практически повсеместно. Это подчеркивается большим числом линейных магнитных аномалий, значительная часть которых залегает в поле развития мезозойских осадков.
На дневную поверхность рассматриваемые породы выходят в бассейне р.р. Марха, Хання, в поле развития пород раннего палеозоя и мезозоя. Морфология тел различна. На современной поверхности, в основном они выражены в виде прямолинейных гряд, сложенных средне- крупноглыбовыми развалами долеритов. Ширина даек изменяется от 3-5 до 30-50 м. Протяженность по простиранию до 1,5 - 7,5 км. Простирание северо-восточное, северо-западное, доминирует, падение даек - субвертикальное.
Долериты, слагающие дайки, очень плотные, массивные, имеют серовато - черный цвет. Дайки имеют зональное строение: центральная часть сложена крупно - мелкозернистыми долеритами, которые к периферии тел сменяются мендалекаменными долеритами и микродолеритами. Переход их постепенный.
Возраст пород трапповой формации определен как средне-палеозойский, поскольку эти породы имеют резко пониженным содержания Ni и Cr по отношению к кларкам этих элементов в базитах, что является достаточно надежным признаком их возрастной фациальной принадлежности.
Тектоника
Тектоническое строение района обусловлено положением его в области сочленения трех крупнейших структур Сибирской платформы: южной части Анабарской антеклизы, северо-западного борта Патомо-Вилюйского авлакогена и восточной части Тунгусской синеклизы.
В строении региона выделяется два структурных этажа. Нижний, архейского возраста, отвечает кристаллическому фундаменту, и верхний - осадочному чехлу платформы.
Нижний структурный этаж испытывает юго-восточное погружение. Глубина залегания фундамента порядка 3,5 км. Магнитное поле носит дифференцированный характер, обусловленный линейным полосовидным чередованием положительных и отрицательных аномалий преимущественно субмеридианальной ориентации. Строение магнитного поля отвечает вариациям вещественного состава метаморфических пород фундамента и его внутренней структуры.
Верхний структурный этаж (осадочный чехол) подразделяется на верхнекембрийский-нижнеордовикский, среднепалеозойский и нижне-среднеюрский структурные яруса.
Верхне-кембрийский - нижне-ордовикский структурный ярус с угловым несогласием залегает на кристаллических породах архея. Он составляет в целом каледонский структурный комплекс и представлен терригенно-карбонатными породами.
Средне-палеозойский структурный ярус представлен интрузивными образованиями - дайки долеритов.
Нижне-среднеюрский структурный ярус со стратиграфическим несогласием залегает на верхне-кембрийских - нижне-ордовикских породах, сложен преимущественно морскими осадками юры.
По данным исследований, вся территория левобережья р. Марха от бассейна р. Хання на северо-западе до верховьев р. Конончаан - на юго-востоке принадлежит юго-восточному склону Анабарской антеклизы, представленному здесь довольно крутонаклонной Ханинской моноклиналью, служащей окраинной частью Анабаро-Тюнгского кратона. В строении осадочного чехла моноклинали принимают участие терригенно-карбонатные венд-раннеордовикские породы общей мощностью от 2.5 км (правобережье р. Хання) до 4.5 км ( верховья р. Конончаан) вблизи шовной зоны с Ыгыаттинской впадиной Палеовилюйского авлакогена. В этом же поперечном разрезе наблюдается крупное погружение на юго-восток в сторону депрессионно-деструктивной области.
В современном строении Сюгджерской седловины принимают участие венд-раннеордовикские породы. В районе Эрендыкской излучины р.Марха вдоль ее границы с Ыгыаттинской впадиной появляются породы среднего ордовика и силура . В отличие от юго-восточного склона Анабаро-Оленекской антеклизы в ее пределах выделяется целый ряд малоамплитудных (50-100 м), небольших по размерам брахиформных поднятий.
К структурам первого порядка в Средне - Мархинском районе относится Ыгыатинская впадина - северная часть Вилюйского авлакогена, являющаяся составной и основной структурой Лено-Вилюйской депрессионно-деструктивной области. В пределах исследуемого района находится северо-западный борт впадины, сопровождающийся Мархинско-Линденской зоной глубинных разломов. Со стороны Анабаро-Тюнгской кратонной области Ыгыаттинская впадина ограничивается Вилюйско-Мархинской зоной раздвигов, залеченных дайками долеритов. В строении впадины участвуют вулканогенно-осадочные породы среднепалеозойского структурно-формационного комплекса, залегающие со стратиграфическим несогласием на породах нижнепалеозойского цоколя. В пределы района Ыгыаттинская впадина входит своим северо-западным бортом шириной до 60 км. Со стороны деструктивной области он контролируется Мархинско-Линденской зоной глубинных разломов, а со стороны кратонной области - даечным поясом Вилюйско-Мархинской зоны. Большинством исследователей отмечается сложный путь конседиментационного и инверсионного развития Ыгыаттинской впадины.
Главные структуры Ыгыаттинской впадины представляют собой крупные блок-моноклинали с падением на юго-восток, ограниченные наиболее амплитудными (до 400-600 м) разломами. К таким структурам относится Чучуканская брахиантиклиналь. Внутреннее строение таких блоков имеет сложную складчато-блоковую структуру. При этом, пликативные дислокации носят согласный и нередко, приразломный характер. Инверсия Ыгыатинской впадины не постигала стадии полного обращения ее в положительную морфоструктуру, что способствовало унаследованному развитию, на ее основе, отрицательной надпорядковой структуры - Вилюйской синеклизы.
Заложение Вилюйской синеклизы происходит в позднепалеозойское время с накоплением верхнепалеозойского структурно-формационного комплекса пород значительной мощности.
В пределах изучаемой площади расположен северо-западный борт синеклизы по левобережью р.Хання. Граница здесь обосновывается наличием абразивно-тектонического уступа высотой до 30 м в породах нижнего палеозоя.
Строение мезозойского структурно-формационного комплекса синеклизы здесь достаточно простое. Установлен наклон всех поверхностей на юго-восток и восток при практически горизонтальном залегании пород. Конседиментационное ее развитие зафиксировано по изменениям мощностей, варьирующих в современном эрозионном срезе р. Хання.
За пределами исследуемого района, на междуречье р.р.Хання-Накын в погребенной поверхности нижнего палеозоя контрастно, выражена Ханнинская положительная морфоструктура и Дыхтар-Уолбинская депрессия. Кимберлитовые трубки Ботуобинская и Нюрбинская расположены на южном склоне поднятия, на террасовидной поверхности шириной до 5 км с абсолютными отметками 170-180 м. В погребенном рельефе им отвечает пологий вал северо-восточного простирания с относительными превышениями до 3 м. Дыхтар-Уолбинская депрессия прослеживается с северо-запада от устья р.Хання на юго-восток в среднее течение р.Накын, где открывается во впадину регионального северо-восточного плана. Абсолютные отметки нижнепалеозойского днища депрессии снижаются от 200 м в бассейне ручья Дьахтар-Юрэгэ до 80 м в долине р. Накын. От трубки Ботуобинская в юго-западном направлении в сторону осевой части депрессии прослежена узкая (40-60 м) ложбина глубиной до 45 м эрозионно-карстового или карстово-тектонического происхождения.
В пределах краевой части Анабаро-Тюнгской кратонной области на междуречье Хання-Накын в среднем палеозое сформировались взаимопересекающиеся глубинные разломы Мархинской и Вилюйско-Мархинской Тектоно-магматических зон. Для разломов в области кратона характерны, в целом, незначительные амплитуды смещений, большая насыщенность их дайками долеритов. Строение и параметры разломов Мархинской зоны изучены недостаточно, фрагментарно. По геофизическим данным эти разрывные нарушения имеют северо-западное, реже субмеридианальное простирание и образуют систему разломов шириной до 75 км. Многие разломы залечены протяженными (до 30 км) прерывистыми дайками долеритов, выходящими и не выходящими на уровень современного эрозионного среза. Предполагается, что разломы такого плана ограничивают узкую (5-10 км) грабенообразную структуру на правобережье р.Марха. Такими же разломами, возможно, сопровождаются и грабен-синклинали к северу от устья р. Хання.
Достовернее откартированны северо-восточные разломы Вилюйско-Мархинской зоны, заложенной на сочленении Анабаро-Оленекской антеклизы и Вилюйского авлакогена. Ширина зоны в бассейне р.р. Хання-Накын составляет 80 км. На юго-востоке она разграничивает кратонную и депрессионно-деструктивную области. На северо-западе крайние разломы, трассирующиеся с юго-востока от бассейна р.р. Чагдалы-Ыгматта. Многочисленные разломы этой зоны большей частью залечены дайками долеритов.
Общие сведения по Вилюйско - Мархинской тектоно-магматической зоне показывают ее расширение на северо-восток, до 150 км. Она состоит из трех параллельных ветвей, расположенных друг от друга на расстояние до 30 м.
Северо-западная ветвь, шириной 10-60 км, расположена в бассейнах р.р. Марха-Хання-Чемидикян
Центральная ветвь частично скрыта под мезозойскими осадками и устанавливается в поле развития кембрия в бассейнах р.р. Марха-Тюкян-Тюнг шириной 10-15 км.
Юго-восточная ветвь прослежена под чехлом мезозоя Вилюйской синеклизы шириной до 10 км. Все три ветви сливаются в бассейне р.р. Хання-Тюкян.
Область пересечения Средне-Тюнгской (Верхне-Тюнгской) зоны разломов с Вилюйско-Мархинской (Мархинско-Линденской) относится к районам, благоприятным для внедрения кимберлитов.
Геологическое развитие
В геологическом развитие данной территории можно выделить три крупных этапа, которые завершаются четвертичным периодом с накоплением в это время русловых и пойменных фаций.
Первый этап. Позднекембрийский - ранееордовикский. Геологическое развитие исследуемого района на этом этапе характеризуется регрессионной обстановкой. Отмечаются восходящие движения, в результате которых море на короткое время покидает территорию платформы. Что скорее всего связано с отголосками раннекаледонских движений. Регрессия моря обусловила образование лагунно-морских и мелководных фаций в отложениях мархинской свиты (E3 mr) и прибрежных отложений с континетнальными фациями олдондинской свиты.
К концу раннего ордовика море окончательно отступило с территории, вследствие чего возник перерыв в осадконакоплении.
Второй этап. Среднепалеозойский (ранне-позднедевонский) этап. На этом этапе спокойная до этого обстановка сменилась обстановкой активизации платформы. Возникли тектонические напряжения вследствие которых территория была разбита сетью глубинных разломов. Одновременно с этим начал проявляться основной магматизм, который в настоящее время представлен дайками долеритов, залечивающих некоторые разломы.
Третий этап. Ранне- среднеюрский этап. Он характеризуется широким развитием карбонатно - терригенных формаций трансгрессивной стадии. Это отображается в литологическом составе тюнгской свиты (J1 tn) ( пески, песчаники, алевролиты с линзами и прослоями известняков) и сунтарской (J1-2 sn ) свиты ( аргиллиты, алевролиты, песчаники, алевриты, с маломощными прослоями известняков). После ранне-среднеюрского этапа накопления морских отложений происходит регрессия моря, что привело к размыву ранее накопившихся отложений. В неогеновое время на территории развивается речная сеть, в результате чего накапливаются пойменные и русловые фации.
Четвертичый период характеризуется обстановкой подобной неогеновому времени. На этом этапе также накапливаются русловые и пойменные фации.
Основными и естественно самыми главными источниками полезных ископаемых района являются два крупных алмазоносных месторождения: Ботуобинское и Нюрбинское. Оба месторождения были открыты сравнительно не давно в 1994 и 1996 г.г. соответственно и по предварительным данным являются высокоалмазоносными коренными месторождениями алмазов со значительными запасами руды. Алмазы в этих месторождениях по своим минералогическим и качественным характеристикам сопоставимы друг с другом их средние содержания по скважинам составляют более 5,7 кар/т.
Также установлена алмазоносность русловых, косовых, пойменных и террасовых отложений р. Мархи и некоторых ее притоков. Наиболее продуктивными из них являются русловые отложения р. Мархи, где содержания алмазов колеблется в пределах от 0,002 до 0,27 кар/м3. Алмазоносность аллювиальных отложений характеризуется содержанием от 0,004 до 0,013 кар/м3. В русловом и косовом аллювии среднее содержание алмазов колеблется от 0,004 до 0,006 кар/м3. Промышленные россыпи алмазов отсутствуют.
Практически во всех стратиграфических горизонтах района, за исключением мархинской и олдондинской свит, обнаружены минералы спутники алмаза. Так например для тюнгской свиты в составе песков и галечников установлено наличие минералов спутников алмаза : пикроильменит от 1 до 240 зерен, пироп от 1 до 39 знаков на пробу. Основная часть минералов-спутников алмаза хорошей окатанности, плохой сохранности, хотя и встречаются отдельные зерна с реликтами первичной поверхности. В сунтарской свите минералы-спутникиалмаза встречаются уже редко, в основном в виде пикроильменита, а гранат-пироп только во фракции 1,0 мм в виде единичных зёрен ( до 6 знаков на пробу ). Сохранность плохая.
Кроме того, на изучаемой территории можно отметить и ряд других полезных ископаемых:
Богато представлены в районе строительные материалы: карбонатные породы, доломиты и песчано-гравийные смеси. Карбонатные породы пригодны в качестве изготовления на их основе различныхвидов сырья, таких как технологическая известь, строительная воздушная известь, антисептик, для :минеральных удобрений, дорожного строительства. Запасы карбонатных пород велики и добыча их может осуществляться открытым способом.
Доломиты не пользуются столь широким распространением, но также могут быть использованы в народном хозяйстве в качестве бутового камня.
Песчано-гравийно-галечные смеси широко распространены и пригодны для заполнителей бетонов, покрытия дорог.
Медное руденение района отмечается с 1953 г.Это не значительные проявления в карбонатных породах азурита, малахита, ковелина. В шлихах из контактов даек с вмещающими породами отмечено не значительное присутствие ирита, халькопирита, азурита, малахита. Проявления меди приурочены к некоторым разломам, расположенным субпараллельно указанным дайкам. Из-за малой мощности зоны оруденения (0,3 м), выявленное медное проявление практического интереса не представляет.
Поделочные камни представлены кремнями, халцедоном, полудрагоценные - пиропом, цирконом, но все они по размерам, качеству и редкой встречаемости не используются.
История открытия
В 1994 г. при проведении буровых работ Ботуобинской экспедицией в пределах Вилюйско - Мархинской зоны глубинных разломов, в целях изучения структурного строения района, одна из скважин вскрыла кимберлитовое тело.
Это послужило открытием трубки Ботуобинская. В тот же год непосредственно вокруг трубки на площади 1 км2 была проведена наземная магнитная съемка масштаба 1:2000 (сеть 25х25 м) и гравиметрическая съемка масштаба 1:5 000 (сеть 50х40 м), а площадь в 0,4 км2 покрывается сетью (100х100 м) точек МПП ( Метод переходных процессов ) с размерами установки 100х100 м. Но ни одним из этих методов кимберлитовая трубка не выделяется. Во всех пробуренных скважинах проведен широкий комплекс ГИС, который дал представление о магнитности, плотности, электропроводности в широком диапазоне частот, радиоактивности кимберлитов, вмещающих и перекрывающих пород. По большинству скважин проведено РВП, которое показало, что кимберлитовое тело выделяется аномальным затуханием радиополя.
В последующее время, в ближайшем окружении трубки Ботуобинская на площади 100 км2 проводилась наземная магнитная съемка масштаба 1:5 000 с целью поисков новых кимберлитовых тел, а на междуречье р.р. Хання-Накын (800 км2) аэромагнитная съемка масштаба 1:10 000.
В ходе этих работ было выявлено ряд перспективных магнитных аномалий трубочного типа и в январе 1996 г. геологами Ботуобинской экспедицией, при заверке магнитной аномалии Н-9, была открыта алмазоносная кимберлитовая трубка Нюрбинская.
Трубка Нюрбинская находится на водоразделе р.р. Хання-Накын в пределах осевой линии Дъяхтарского разлома, в зоне которого на юге расположена трубка Ботуобинская. Обе эти трубки относятся к числу погребенных кимберлитовых тел. Мощность перекрывающих отложений трубки Нюрбинская составляет 57-61м. В плане погребенного рельефа эта трубка имеет эллипсовидную форму субмеридиональной ориентации с размерами 300-320х130-160 м. В вертикальном разрезе морфология трубки близка к диатреме с каналом цилиндрического типа. Углы падения контактов трубки изменяются от относительно пологих (75-80о) до субвертикальных (85-87о). Рудное тело трубки сложено автолитовой кимберлитовой брекчией. На основе предварительных данных кернового опробования установлено, что содержания алмазов в кимберлитах колеблются в среднем по скважинам более 5,7 кар/т, а по минералогическим и качественным характеристикам они сопоставимы с алмазами трубки Ботуобинская.
Вмещающие породы
Вмещающие породы Нюрбинской кимберлитовой трубки представлены осадочными породами верхнего кембрия мархинской свиты (E3 mr) и согласно залегающими на них осадочными породами нижнего ордовика олдондинской свиты (O1 ol ).
Осадочные образования раннего ордовика относятся к комплексу мелководных биогенных, хемогенных и терригенных глинисто-карбонатных отложений шельфовых эпиконтинентальных морей с нормальной и несколько повышенной соленостью, накапливавшихся в условиях приливно-отливной аридной зоны. Разрезы сложены тремя ассоциациями литогенетических типов: волнисто- и горизонтально-слоистыми известковистыми или доломитистыми мергелями и глинистыми доломитами выровненных понижений дна мелководной равнины; разнообразными известняками пологих возвышенных частей дна мелководной равнины (отмелей); волнисто-слоистыми и массивными аргиллитами центральных застойных частей понижений дна мелководной равнины.
Наибольшим разнообразием обладает ассоциация известняков. В ней выделяется ряд литологических типов: оолитовые известняки различной зернистости неслоистые иногда с фрагментами мелкой косоволнистой (фестончатой) слоистости; алевритистые мелкокристаллические мелководные известняки, часто содержащие гравийные зерна и мелкую уплощенную гальку и катуны микрозернистых известняков и мергелей; комковатые (сгустковые) копрогенные известняки с реликтами прерывистой горизонтальной слоистости и текстурами биотурбаций, часто содержащие обломки раковин тонкостенных брахиопод; пелитоморфные известняки неслоистые; строматолитовые (водорослевые) афанитовые тонко-волнисто-слойчатые известняки, часто содержащие конкреции белых и серых кремней и линзочки оолитовых известняков; мелко-среднезернистые органогенно-детритовые известняки, содержащие остатки брахиопод, пелеципод, криноидей и иглокожих.
Особенности известняков указывают на их образование в условиях слабых течений и отмучивания глинистого терригенного материала. Это очевидно служило причиной хорошей освещенности водоема и возможности интенсивного хемогенного и биогенного карбонатонакопления.
В меньшей мере в разрезах ордовика распространены доломиты, которые обычно представлены пелитоморфными и глинистыми скрытокристаллическими разностями. Встречаются и вторичные доломиты, которые, по-существу, являются структурными аналогами рассмотренных выше известняков. Вторичная доломитизация устанавливается с трудом.
Указанные литогенетические типы и их ассоциации ритмично переслаиваются, слагая пачки, пласты, слои и прослойки, что указывает на существование значительных фациальных переходов.
В разрезах подстилающей позднекембрийской толщи доломиты резко преобладают над известняками. Кроме того, характерно появление тонковолнистослоистых пестроцветных и красноцветных доломитистых мергелей и аргиллитов. В этих пластах мощностью в первые метры широко распространены трещины усыхания и текстуры биотурбаций.
Встречаются также слои мощностью в первые метры и дециметры, сложенные красноцветными аргиллитами и глинистыми алевролитами с массивной текстурой. Для них характерен лессовидный облик с микроагрегативным строением, неравномерная микропримесь песчаного материала и оскольчатая отдельность.
Интересными с литогенетической точки зрения являются прослои седиментационных брекчий, распространенные в глубоких частях вскрытого кембрийского разреза. Они отличаются: отсутствием сортировки и слоистости; имеют мощность от 0,5 до 1,5 м; сложены угловатыми часто уплощенными обломками гравийно-мелкогалечного размера; в составе обломков преобладают глинистые подстилающие породы, редко известняки и доломиты; в составе обломков встречаются уплощенные фрагменты, в которых есть микроскладчатые деформации горизонтальной слойчатости; в цементирующей массе, которая составляет от 10 до 30% объема породы, преобладает также глинистый материал; такие прослои не имеют мотивированного положения в осадочных седиментационных ритмах. Указанные признаки позволяют предположить грязекаменное происхождение таких брекчий.
Такого рода отложения могут сопровождать формирование конусов выноса или быть сопочными брекчиями - осадками грязевых вулканов. Присутствие древних пролювиальных конусов не мотивировано многими литогенетическими особенностями (глинисто-карбонатный состав, тонкая и мелкая волнистая слоистость, биогермные постройки и пр.). Они указывают на существование весьма выравненного палеорельефа, следовательно более вероятным представляется связь рассматриваемых седиментационных брекчий с древними грязевыми вулканами.
Встречаются песчанистые и алевритистые доломиты с мелкой косоволнистой (перистой) слоистостью и литокластами, фиксирующими основания микроразмывов и начала седиментационных ритмов, мощность которых составляет первые метры.
Указанные литогенетические ассоциации, по-видимому, накапливались в условиях сублиторали, прибрежных озер и выравненной континентальной субаэральной равнины.
Петрографические разности пород
Исследуемая осадочная толща характеризуется высокой контрастностью по физико-механическим свойствам. На момент заложения тектонических (в том числе кимберлитоконтролирующих) структур осадочные породы чехла очевидно были насыщены водой и по косвенным данным некоторые из них были не полностью литифицированы. Одни типы пород обладали жестким каркасом, другие - нет, что предопределяло их различную реакцию на внешние воздействия. Они по разному должны были реагировать на прилагаемые к ним в процессе становления структур усилия (сжатие, растяжение, сдвиг и ударно-взрывное воздействие).
К породам, обладающим жестким каркасом следует отнести оолитовые, микрокристаллические, сгустковые и органогенно-детритовые известняки, доломиты, биогермные постройки, песчанистые породы.
Оолитовые известняки и доломиты слагают слои мощностью от 5 см до первых метров и часто имеют границы в виде плавных постепенных переходов в другие литологические разности. В основании прослоев, как правило имеются признаки размыва или взмучивания (катуны мергелей, окатанная галька других пород). Нередко в относительно мощных (несколько метров) слоях оолитовых известняков и доломитов имеются прослои мергелей.
Оолитовые известняки и доломиты, как правило, очень прочные и плотные из-за сильной перекристаллизации по массе. Они имеют характерный серо-бежевый цвет, однако в некоторых случаях могут быть либо светло-желтыми либо, что еще реже, темно-серыми. Темно-серым цветом обладают, как правило крупно-оолитовые разности. Такие породы встречаются редко в виде маломощных прослоев на глубоких горизонтах исследуемого интервала пород уже в кембрийской толще. Их окраска обусловлена окремнением. В рассматриваемых породах нередко отмечаются стяжения белых кремней, сохраняющих первичную оолитовую текстуру.
Сгустковые известняки представляют собой чрезвычайно прочные и плотные породы, однако есть основания предполагать, что столь прочными их сделали процессы карбонатной перекристаллизации, а до того эти известняки были высокопористыми и непрочными.
Первоначально сгустковые известняки представляли собой очевидно водорослевые образования (так называемые водорослевые маты) либо донный осадок полностью переработанный роющими организмами (порода копрогенного происхождения). На это указывают чрезвычайно разнообразные сгустковые (псевдобрекчиевые) текстуры пород.
При микроскопическом изучении установлено: известняк сгустковый, возможно частично водорослевый, так как иногда заметна слойчатость, а также микроплойчатость неправильной формы; микротекстура мелкокомковатая (результат переработки осадка роющими организмами (копрогенная); основная масса сложена микрокристаллическим кальцитом так же распространен прожилковый крупнокристаллический кальцит с размером кристаллов свыше 0.25 мм; кальцит с размером кристаллов менее 0.25 мм рассеян в породе и выполняет поры и ходы роющих организмов; органические остатки сложены кальцитом, среди них четко определяются остатки раковин брахиопод, пелеципод и иглокожих (иглы морских ежей, членики криноидей); изредка встречаются радиально-лучистые микроконкреции кальцита, очевидно син-диагенетические; алевритовая примесь кварца (0.01-0.05мм) составляет примерно 10-15% породы; нередко отмечаются изометрично-округлые выделения пирита размером около 0.01 мм.
Образование породы прибрежно-морское. Типичный детрит, образовавшийся в результате переработки роющими организмами.
Сгустковые известняки, встреченные в других местах, как правило пронизаны струйчатыми субвертикальными полосами желтого микрокристаллического карбонатного материала.
Биогермные постройки относятся к числу каркасных и чрезвычайно пористых литологических образований и вследствие этого рассматриваются в качестве одного из основных коллекторов для жидкостей и газов. Следовательно интенсивное вторичное минералообразование надо ожидать именно в них, что и подтверждается на практике.
Под биогермными постройками мы объединяем строматолитовые и онколитовые водорослевые образования. Эти разновидности пород широко распространены в анализируемых разрезах. Ими образованы прослои, имеющие мощность от 1-2 до 30-50 см, в редких случаях до 1 метра.
Биогермы могут быть сложены как доломитом, так и кальцитом, что, по видимому, зависит от условий бассейна осадконакопления и, возможно, от вторичного доломитообразования. Породы имеют тонкую листовато-слоистую текстуру. В большинстве случаев слойки биогерма изогнуты в округлые выпуклые формы с амплитудами в первые сантиметры. В крупных постройках, составляющих по мощности дециметры, образуется очень сложная, многопорядковая, а иногда даже опрокинутая "складчатость".
Очевидно, что строматолиты и онколиты имели высокую прочность уже на ранних стадиях диагенеза. Это подтверждается, часто наблюдаемыми изгибами в породах, непосредственно перекрывающих биогермы. По своим проявлениям это весьма напоминает локальные зонки тектонической нарушенности.
Биогермные постройки часто содержат проявления вторичных минералов. По межслоевым трещинам встречаются кальцит и пирит, нередки также стяжения кремней. В местах проявления древнего карстования именно проницаемые биогермные карбонатные породы оказываются в наибольшей степени выщелоченными.
Алевро-песчаные разности пород проявляются в виде сравнительно маломощных прослоев (5 - 30 см), которые как правило слагают элементы седиментационных ритмов позднекембрийской толщи. Породы редко имеют массивную текстуру, чаще они слагают прослои с тонкой косоволнистой, а также перистой слоистостью. Слои алевролитов и песчаников снизу обычно ограничены поверхностями размыва, а выше плавно или через переслаивание переходят в глинисто-мергельные разности. Характерной особенностью строения терригенных прослоев является наличие в основании гальки и катунов нижележащих пород. Описываемые разновидности представлены мелкозернистыми алевритистыми песчаниками и алевролитами на карбонатном цементе. Среди обломков преобладают кварцевые, как правило хорошо окатанные зерна.
При петрографических исследованиях в псаммитистых породах обнаруживается сильная перекристаллизация карбонатной составляющей. Имеется нескольких генераций кальцита. В некоторых случаях в экзоконтакте трубок присутствуют отчетливые коррозионные структуры вторичного карбоната по отношению к кварцу. Это указывает на агрессивность карбонатного флюида, внедрявшегося в толщу пород.
Кроме этого, в алевро-песчаных разновидностях пород встречены все имеющие место проявления вторичной минерализации. Особенно характерными для них формами являются диффузионные округлые выделения микрокристаллического пирита, располагающиеся как правило послойно или образующие характерные ответвления от нитевидных пиритовых и пирит-кальцитовых прожилков.
К хрупким типам пород следует отнести и красноцветные лессовидные глинистые алевролиты с оскольчатой отдельностью, распространенные в разрезах кембрия. За счет их образования в древних субаэральных условиях они, также как и породы биогермных построек, испытывали раннюю литификацию. Поэтому в последующих процессах литогенеза они подвергались хрупким деформациям. Это подтверждается многочисленными фактами наличия в них прожилковой гипсовой минерализации и прожилковых выделений осветления (гидрослюда и хлорит). А также фактами околотрубочной прожилковой минерализации. В ближнем экзоконтакте трубки Нюрбинская в таких породах наблюдались прожилковые нитевидные выделения темно-серо-зеленого глинистого минерала (железо-магнезиального хлорита, окаймленного зонками осветления. В единичном случае также в экзоконтакте этой трубки зафиксирована кальцит-барито-целестиновая жила стволовой мощностью 20 см.
Указанные разновидности, как правило должны были испытывать хрупкие деформации. Насыщенные водой глинистые породы (аргиллиты, мергели, существенно глинистые известняки) вероятно могли подвергаться вязко-пластическим деформациям выдавливания и течения.
В результате на границах петрофизически контрастных сред возникали характерные нарушения нормального горизонтального напластования, которые как правило имели тектоническое происхождение.
Так например, можно наблюдать над или под микроразрывными нарушениями в упругих (хрупких) породах смятие и изгибание более пластичных глинистых прослоев. Нередки также явления затухания разрывов в пластичных разностях пород.
Морфология рудного тела
Среди кимберлитовых тел наиболее распространены трубки, дайки, крутопадающие жильные зоны и послойные силлы простого или многоярусного строения. В определенных геолого-тектонических условиях эти тела образуют пространственные группировки и взаимосвязанные системы. Так например в общем случае можно выделить два типа кимберлитовых тел:
· если вмещающих их породы представлены гнейсами и кристаллическими сланцами, то это трубки, дайки, кулисообразные пачки жил, неправильные ветвящиеся тела в местах сочленения антиклинорных и синклинорных структур (Гвинея, Присаянье, отчасти Анабар);
· в случае вмещающих субгоризонтально залегающих осадочных пород это - субцилиндрические, вертикальные или крутонаклонные трубки, иногда переходящие на глубину в дайки (Айхал), в некоторых случаях есть жилы и дайки, секущие трубку и вмещающие породы. Возможна и комбинация этих тел, как это установлено геологами БГРЭ на Ботуобинской трубке.
Трубка Нюрбинская была открыта геологами Ботуобинской экспедиции в начале 1996г. По пространственному расположению она находится в пределах истока ручья Дьяхтар-Юреге, левого притока р.Марха, залегает в пределах распространения ренне-среднеюрских осадочных пород Сунтарской свиты ( J1-2 sn) и относятся числу кимберлитовых тел, не выходящих на дневную поверхность.
Разведочными работами установлено, что трубка прорывает осадочные породы верхнего кембрия Мархинской свиты (E3 mr), нижнего ордовика Олдондинской свиты (O1 ol) и перекрывается ранне, ренне-среднеюрскими осадочными породами Тюнгской (J1 tn) и Сунтарской ( J1-2 sn) свит. Мощность перекрывающих отложений 51-61м.
В плане на уровне палеоэрозионного среза трубка NN имеет эллипсовидную форму с длиной осью, вытянутой в северо-восточном направлении. Размеры тела по длиной оси составляют 300-320 м, по короткой оси 130-160 м. В разрезе представляет собой тело правильной конической формы с обрашенной вниз верщиной. Углы падения стенок контакта трубки с вмещающими породами изменяются от относительно пологих 75-80град , до субвертикальных 85-87град.
Характер поперечного сечения постепенно изменяется в зависимости от глубины залегания рудного тела и характеризуется относительно постепенным убыванием площади поперечного сечения трубки от верхних частей к основному трубочному каналу. Это подтверждается бурением, так если на уровне пелеоэрозионного среза трубка имеет сечение 300-320х130-160 м., то на глубине порядка 110 м., от уровня палеоэрозионного среза, уже 270х110 м., т.е. с глубиной контуры трубки конформно повторяют контуры верхних сечений, при этом, уменьшаясь в размерах соответственно углу конусности. На более низких глубинах, начиная со 150м и до глубин порядка наблюдается более устойчивое вклинивание рудного тела, углы контактов изменяются на более пологие.
Строение более низких горизонтов не изучено, но по аналогии с другими кимберлитовыми телами можно предположить, что с глубиной на ряду с убыванием площади поперечного происходит еще и "сплющивание" кимберлитового тела, в результате чего трубка постепенно вырождается и на глубинах порядка 1000 м переходит в маломощные, в первые метры дайки, которые представляют собой заполнение магматическим материалом ветвящихся трещин надочагового горизонта.
Структура месторождения
Изучаемое месторождение находится на территории Накынского кимберлитового поля, входящего в состав Средне-Мархинского кимберлитового района.
Структура района определяется крупным тектоническим узлом пересечения ветвей разломов первого порядка - Вилюйско-Мархинского дайкового пояса восток-северо-восточного простирания и поперечной к нему зоной палеоподнятий. Первая из названных зон разломов является краевой в среднепалеозойской рифтовой системе. Кроме этих линейных структурных элементов существует точка зрения о контроле рассматриваемого района радиальными и дуговыми элементами крупных структур центрального типа, выделяемых по космогеологическим материалам.
Результаты картирования разрывных нарушений в ближайшем околотрубочном пространстве месторождения NN приведены на рис . Здесь на западе в субмеридиональном направлении прослежен тектонический шов, включающий милониты (скважины NN 8-115, 20-129, 24-87 и 28-140). На восточном фланге месторождения также установлен шов с милонитами (скв. 20-212, 24-7 и 32-198). Оба шва субпараллельны друг другу и имеют S-образную форму в плане. Характерно, что на своем продолжении эти швы также маркируются зонами дробления и сериями микросбросов, но меньшей интенсивности. В частнолсти в них отсутствуют милониты, уменьшается количество зон дробления и микросбросов. То есть намечается затухание разломов.
Помимо субмеридиональных нарушений устанавливаются субширотно-северо-восточные зоны. В частности их очевидное проявление зафиксировано в двух скважинах на восточном фланге (32-28 и 32-32), в последней из которых имеют место яркие признаки флюидизации. Простирание этой зоны намечено по фактам отсутствия или незначительного проявления разломов в скважинах, пройденных севернее и южнее (NN 32-7, 32-253, 28-253, 28-263).
Другими данными, которые подтверждают наличие субширотных разломов, являются два случая вскрытия слепых даек долеритов. Увязка их в единое предположительно дайковое крутопадающее тело пока условная и базируется на общем его расположении параллельном очевидной зоне Ботуобинского разлома. Ряд признаков разломов позволяет наметить и другие мелкие тектонические швы этого простирания.
На юго-западе месторождения имеют место признаки разломов северо-восточного простирания, вскрытые скважиной 8-115.
Помимо субвертикальных зон нарушений, по-видимому, следует иметь ввиду и субпослойные, которые фиксируются по достаточно многочисленным фактам межслоевых зеркал скольжения и единичными субпослойными кимберлитовыми жилами, вскрытыми в скважине 32-222.
Принципиальным моментом в структуре рассматриваемого месторождения на наш взгляд следует считать данные о разновозрастности разломов. Так в разрезах, вскрывших долериты (скважины 16-150 и 24-7), последние подвержены тектоническому дроблению и гидротермальным изменениям в виде карбонат-хлорит-.гидрослюдистых новообразований. Эти же зоны отчетливо увязываются в секущие к предполагаемому простиранию дайки долеритов субмеридиональные швы. Следовательно, надо предполагать существование трапповой дайки до формирования субмеридиональных зон. Докимберлитовый возраст траппов устанавливается и прямыми фактами наличия их обломков в кимберлитовой брекчии (скважина 16-150).
Сами же субмеридиональные и флексурообразно изогнутые в плане разломы следует связывать с моментом внедрения кимберлитов. Об этом наглядно указывает факт расположения кимберлитовой жилы в плоскости системы сближенных микровзбросов (скважина 32-166 глубина 236 м, фото..). Эта расщепляющаяся жила имеет тот же угол встречи с осью керна, что и близко расположенный к ней контакт кимберлитовой трубки. Таким образом, можно утверждать, что разломы субпараллельные Ботуобинскому, были заложены на ранней дорудной стадии формирования структуры месторождения.
Эти данные в совокупности с субпараллельным и однотипным по форме и составу характером субмеридиональных швов повзоляют предположить существование единого S-образно тектонического шва. В момент становления кимберлитов он был раздвинут.
Упомянутый изгиб разлома очень напоминает такую же структуру на Ботуобинском месторождении. В этой связи следует ожидать и его рудовмещающее значение. По-видимому, на глубине в этом морфологическом осложнении может находиться дайковое тело порфировых кимберлитов. Косвенное подтверждение этому заключается в присутствии крупных блоков порфировых автолитовых кимберлитов.
Интересно подчеркнуть большую ширину и длину западной ветви разлома относительно восточной. Это может указывать на некоторый наклон этого шва в западном направлении и соответствующее увеличение площади выхода при последующей эрозии. Если верно такое предположительное падение рудовмещающего шва, то позиция Нюрбинского месторождения будет еще более близкой к локализации Ботуобинских кимберлитов.
Важно обратить внимание на тектонический узел пересечения установленных локальных разломов северо-восточного и субширотного простираний . Он намечается в ареале развития кимберлитов. Вероятно, что в этом месте должна быть центральная приосевая часть кимберлитовой трубки, а на глубине здесь вероятно появление кимберлитовой дайки. Как и в N месторождении в этом участке предполагается более высокая продуктивность кимберлитов.
До сих пор внимание многих исследователей продолжают привлекать вопросы о глубинах зарождения и дифференциации кимберлитовых расплавов, особенностях магматических очагов кимберлитовых тел и генезисе алмазов.
Существующие представления по этим вопросам можно разделить на две большие группы, каждая из которых включает несколько подгрупп.
Согласно представлениям одной группы кимберлитовые расплавы зарождаются в подкоровых глубинах планеты среди пород верхней мантии, где термодинамические условия обеспечивают кристаллизацию алмаза и пиропа. Поднявшись к подножию коры, они затем в короткий срок достигают поверхности и застывают, консервируя метастабильный при низких давлениях алмаз. Вторая группа объединяет гипотезы, согласно которым поднявшиеся из подкоровых глубин или глубоких горизонтов земной коры ультраосновные магмы эволюционируют и приобретают специфические особенности, обеспечивающие в дальнейшем зарождение из них кимберлитов на глубине первых километров от земной поверхности в промежуточных очагах. В этих очагах в результате взрывов подсасывающихся из вмещающих толщ углеводородов или газовой фазы магмы при пульсирующих движениях земной коры возникают условия, необходимые и достаточные для кристаллизации алмаза.
Наиболее разработаны в теоретическом отношении, аргументированы и обоснованы фактическим материалами гипотезы, согласно которым кимберлиты зарождаются и эволюционируют в верхней мантии. Расхождения между гипотезами этой группы, касаются места и времени кристаллизации алмазов, пиропов, пироксенов и других минералов, что позволяет эти гипотезы разделить на две подгруппы.
Сторонники гипотез первой подгруппы считают, что родственные включения и отдельные их минеральные компоненты являются обломками пород верхней мантии, а возникающая при частичном плавлении субстрата кимберлитовая магма служит своего рода "транспортером", выносящим раздробленный материал из подкоровых глубин к земной поверхности. Механизм подъема кимберлитовых расплавов в верхней мантии с глубины 100-200 км к подножию земной коры авторами этих гипотез не обсуждаются, хотя из-за господствующих там температур и давлений высокая пластичность субстрата исключает возникновения любых видов разломов.
Согласно гипотезам второй подгруппы кимберлитовые магмы возникают также в результате частичного плавления мантийных пород, а радиальное перемещение их осуществляется по механизму зонного плавления. Поступательное радиальное движение расплава при таком механизме происходит в результате проплавления кровли и осаждения близкого по объему количества вновь кристаллизирующихся минеральных фаз в нижней части магматического очага. Следовательно, радиальное перемещение магматических очагов по механизму зонной плавки неизбежно сопровождается постепенным изменением состава магмы.
Кимберлитовые расплавы, достигающие подножия земной коры, быстро поднимаются по ее ослабленным зонам и либо прорываются к земной поверхности, формируя диатремы, либо застывают вблизи нее в виде трещинных и пластовых интрузий. Предположения о существовании каких-либо промежуточных очагов на глубине 1-4 км или на границе платформенного чехла и кристаллического фундамента противоречат геологическим наблюдениям и несостоятельны с энергетических позиций.
К категории геологических наблюдений, отвергающих наличие промежуточных очагов кимберлитовой магмы на границе чехла и фундамента платформы, следует в первую очередь отнести многочисленные примера залегания кимберлитовых трубок среди гранитов и гнейсов. Бурение, проведенное на одной из трубок, где фундамент залегает на глубине 100-200 м от современной поверхности, показало, что скважина прошла по кимберлитовой брекчии около 300 м, опустившись более чем на 100 м ниже раздела чехла и фундамента, при этом не было обнаружено не только ни малейших признаков очага, но и никаких существенных изменений в составе, структуре и текстуре кимберлитовой брекчии.
Другим не менее важным фактом, свидетельствующим против существования промежуточных очагов кимберлитовой магмы, является наличии в этих породах алмаза. Поскольку, если бы существовали некие промежуточные очаги на глубине 1-4 км, то кимберлитовые магмы вместе с заключенными в них алмазами какое-то время должны были находится в этих очагах ( хотя бы в период заполнения ). Результатом такой задержки неизбежно должно было стать полное замещение алмаза графитом, который представляет собой стабильную модификацию углерода в гипабиссальных условиях.
Существование промежуточных очагов кимберлитовой магмы встречает трудности и с энергетических позиций. Известно, что суммарный объем кимберлитовых пород даже в крупнейших провинциях измеряется лишь единицами кубических километров, а в пределах любого из полей объем пород не превышает десятых долей кубического километра. Объем одного или нескольких промежуточных очагов, с которыми предположительно связывается образование кимберлитовых тел отдельно взятого поля, по всей вероятности, не мог существенно отличатся от приведенных цифр. При столь малом объеме расплава сомнительно сколько-нибудь продолжительное существование внутрикорового очага, поскольку это неизбежно привело бы к исчерпанию запасов тепла и к кристаллизации магмы.
Таким образом, все изложенное позволяет с определенностью говорить не о коровых, а лишь о мантийных очагах кимберлитовой магмы. Непродолжительный подъем магмы от подножия земной коры к ее верхним горизонтам и быстрое застывание в небольших по объему трубках и дайках обеспечивают сохранение метастабильного в этих условиях алмаза. Любая сколько-нибудь продолжительная задержка кимберлитового расплава на пути из подкоровых глубин к земной поверхности неминуемо привела бы к полной графитизации алмазов.
Эпохи кимберлитового вулканизма
Многие современные приверженцы плейт-тектоники считают, что кимберлиты формировались в зонах поддвига (субдукции) океанических плит под континентальные, где были карбонатные, железистые осадки.
Кимберлитовый вулканизм связывают с эпохами образования рифтогенных структур, образовавшихся в условиях прогибания и растяжения.
Для Сибирской платформы такими эпохами считаются рифейская, вендская и среднепалеозойская (девонская). Откартированные в кимберлитовых районах поднятия с этих позиций считаются посткимберлитовыми, с чем трудно согласиться. Более правдоподобными следует считать представления Милашева о том, что эпохи внедрения кимберлитов связаны с региональными инверсионными поднятиями.
Кимберлиты очевидно являются продуктом этапов тектоно-магматической активизации древних платформ, которые сопровождались массовыми излияниями траппов. Имеет место точка зрения о формировании траппов и кимберлитов в единые эпохи, когда кимберлиты завершают траппово-кимберлитовый магматический цикл. Последнее подтверждено рядом фактов - внедрение кимберлитов после трапповых даек (пересечение кимберлитами дайки долеритов на трубке Мир, наличие редких обломков долеритов внутри кимберлитовых брекчий.
Указанное противоречие связи эпохи кимберлитов с рифтогенезом и поднятиями вероятно можно снять, имея ввиду чередование в девонском периоде региональных и, по-видимому, глобальных эпох растяжения и сжатия. В этой связи следует упомянуть, что кимберлиты внедрялись в условиях регионального горизонтального сжатия, а траппы, вероятно, растяжения. Интересно отметить, что в районах мантийного глубинного диапиризма фиксируются синхронные ему напряжения общего сжатия. При этом неоднократное чередование в девоне растяжения и сжатия может быть положено в основу объяснения разновозрастности и траппов, и кимберлитов, отмеченную рядом исследователей.
Собственно процесс кимберлитообразования по Маршинцеву /1995/ представляется трехэтапным: 1) плутонический глубинный (высокобарические ассоциации); 2) субвулканический (серпентин и карбонаты); 3) гидротермальный (серпентин, карбонаты, выщелачивание и др.) Последовательность становления кимберлитов в пределах отдельных месторождений считается следующей: а) дайки и жилы; б) многофазные брекчиевые тела, выполняющие трубки; в) жерловые интрузивные кимберлиты; г) мелкие жилы.
Возможные механизмы формирования структур
В настоящее время исследователями уже четко отмечается приуроченность кимберлитовых тел к наиболее проницаемыми участками земной коры в пределах кимберлитового поля. Для локализации кимберлитовых тел характерны зоны глубинных разломов в участках сочленения крупных положительных и отрицательных структур фундамента и чехла, участки территорий обусловленные изменчивостью густоты, выдержанности по вертикали и латерали разрывных нарушений, а также степени раскрытия или сжатия трещин в отдельные этапы кимберлитового магматизма.
На территории Накынского кимберлитового поля, в пределах N и NN месторождений установлено существование до-, син- и посткимберлитовых разломов. Докимберлитовые разломы фиксируются в виде субширотно-северо-восточных зон, параллельных дайкам Вилюйско-Мархинского дайкового пояса. Вместе с такими продольными относительно глубинного разлома ослабленными зонами, имели место поперечные и диагональные нарушения. В Средне-Мархинском районе крупные разломы такого типа хорошо устанавливаются по линейным положительным аномалиям магнитного поля. Мелкие диагональные разломы в пределах Мархинского участка и на месторождениях установлены по документации керна. В геофизических полях такие нарушения намечаются далеко не так отчетливо.
При изучении ближайшего околотрубочного пространства установлено рудовмещающее значение локальных участков структурно-морфологических осложнений диагональных разломов третьего порядка. Распространение здесь признаков деформаций сжатия позволяет связывать их происхождение с этапом становления кимберлитов, когда существовали экранные условия для явлений гидро-газоразрыва, сопровождавших становление кимберлитов. Условия регионального сжатия объясняют локальность проявления ослабленных проницаемых зон и явлений гидро-газоразрыва.
Совокупность изложенных данных позволяет обосновать стадийность образования эндогенных структур среднепалеозойской активизации в Накынском поле и в Средне-Мархинском районе.
В раннюю стадию дорудного этапа были заложены региональные дуговые и радиальные разломы, которые были выражены ослабленными зонами в кристаллическом фундаменте и затухающими вверх по разрезу разломами в осадочном платформенном чехле.
В зрелую также дорудную стадию в условиях горизонтального регионального растяжения и рифтогенеза были подновлены глубинные разломы Вилюйско-Мархинской, Тюкян-Чабыдинской, Мирнинской зон. В Средне-Мархинском районе наиболее широко проявились продольные разломы второго порядка согласные Вилюйско-Мархинскому дайковому поясу, диагональные к нему типа Лиендокитского рапзлома и поперечные типа Кулисообразного нарушения. Они заполнялись дайками траппов. Очевидно подновились и более ранние структуры, которые вместили силлы и слепые дайки траппов. В эту же стадию очевидно заложились мелкие разломы третьего порядка, которые были либо притертыми как диагональные, либо выполнялись маломощными телами траппов (продольные).
Заключительная стадия отличалась преобладанием условий регионального сжатия и экранирования глубинных структур. В это время формировались малоамплитудные взбросы и сдвиги и подновились все предшествующие разрывные структуры. При правосторонних сдвигах, точнее взбросо-сдвигах места диагональные разломы третьего порядка были наиболее ослабленными и могли вместить флюидизированную кимберлитовую магму. Соответственно в хрупких породах фундамента формировались линейные кимберлитовые тела в виде цепочек даек и жильных систем. В присдвиговых зонах в местах пересечения мелких диагональных разломов продольными разломами того же третьего порядка образовались локальные субвертикальные зоны открытой трещиноватости и проницания, которые могли служить каналами для восходящих флюидно-магматических систем. В них формировались кимберлитовые диатремы. Постумные явления того же этапа активизации выражались в затухающих деформациях сжатия, когда все породы подвергались тектоническому кливажу, а мелкие открытые трещины выполнялись кальцитом и реже пиритом.
Генезис месторождения
По предварительным данным геологоразведочных работ установлено, что кимберлитовая трубка Нюрбинская имеет сложное многофазовое строение. Наличие включений одних разновидностей брекчий в другие, а также "зон смешивания" в области контактов разных типов пород, позволяет говорить об неоднократным внедрении выделяемых типов кимберлитов, слагающих трубку. В частности, анализируя состав кимберлитовых пород можно предположить сложный характер процессов внедрения тела трубки во вмещающие породы и выделить две фазы внедрения: субвулканическую (I фаза внедрения) и вулканическую (II фаза внедрения) характеризующихся каждая своим типом пород.
Кимберлитовые породы первой, субвулканической, фазы внедрения представлены дайками северо-восточного простирания, выполненными порфировыми кимберлитами. Содержание в них ксеногенного материала пород рамы редко достигает 5-7%.
Вторая, вулканическая, фаза внедрения отвечает, собственно за становление диатремовой части трубки и представленна автолитовыми кимберлитовыми брекчиями.
В первую стадию была образованна система рещин и возникшая при этом ослабленная зона была заполнена порфировыми кимберлитами. На участках незначительного растяжения образовались отдельные дайки или серии даек небольшой мощности ( первые десятки сантиметров). Подъем кимберлитового вещества первой фазы внедрения носил характер вязкого течения с постепенной дегазацией. По завершении первой стадии проницаемые трещины были заполнены порфировыми кимберлитами, другие уплотнены до полной непроницаемости.
Во вторую тадию произошло формирование диатремы, в настоящее время выполненной породами автолитовый кимберлитовой брекчии. Основным рабочим телом при формировании второй фазы служил газово-жидкий флюид. Уплотненная после завершения первой стадии, покрышка из пород осадочного чехла благоприятствовала накоплению газовой составляющей. При возникновении тектонических подвижек газ быстро выделялся из кимберлитового флюида, происходил интенсивный выброс туфовых разностей кимберлита. Это можно объяснить тем, что колонна кимберлитового флюида на глубине трубкообразования неоднородна по вертикали: ее фронтальные части обогащены, а тыловые обеднены газами, и поэтому по мере своего движения опережающие газовые эксплозии как бы разрабатывали канал для флюидной инъекции, поглощавшей и перемещавшей раздробленные породы.
Последующие внедрения флюида продолжали разрабатывать уже сформировавшейся канал цилиндрической формы, увеличивая его поперечное сечение, особенно в верхних частях и придавая ему коническую форму. Это время характеризуется формированием пород автолитовой кимберлитовой брекчии.
После завершения вулканической деятельности данная кимберлитовая трубка подверглась интенсивным процессам денудации, в результате чего верхние горизонты вмещающих пород и трубки были полностью размыты. В дальнейшем кимберлитовое тело было полностью захоронено под терригенными породами раннегомезозоя, в результате чего и преобрело современный облик.
Особенности алмазов
Изучение морфологических и структурных особенностей алмазов позволяет наметить признаки их первичной кристаллизации и вторичных изменений. К первичным признакам, связанным с условиями кристаллизации алмазов в глубинном расплаве до его поступления в трещины и трубные каналы, относится габитус и морфологический тип кристаллов, твердые включения и примеси в алмазах : к вторичным, приобретенным в процессе транспортировке флюидом, его дифферинцации и раскристаллазации, относится коричневая окраска, дымчатость, трещиноватость, коррозия кристаллов, включения графита. Сопоставляя данные по морфогенезису простых (одно- и двухфазных) и сложных (многофазных) кимберлитовых тел с результатами исследований их алмазоносности авторы статьи: "Особенности строения алмазоносных кимберлитовых тел" П.Ф. Иванкин и К.П. Аргунов (Сов.гелог.№10-80г) приходят к выводу о прерывистой, многоэтапной эволюции кимберлитового расплава и определенной направленности изменений условий кристаллизации алмазов.
В настоящее время, отсутствуют полные данные по особенностям алмазоносности изучаемой кимберлитовой трубки, имеющиеся данные являются строго засекреченными поскольку открыта трубка была совсем недавно и по предварительным параметрам является высокоалмазным коренным месторождением со значительными запасами.
В течении раннего этапа, по - видимому. Кристаллизовалось основное количество алмазов. Кристаллы ранних генераций в большинстве своем бесцветные плоскогранные октаэдры с яснослоистым строением: твердые включения, расположенные в центре кристаллизации представлены оливином и хромитом. С учетом петрографических особенностей кимберлитов, ассоциацию алмаз - оливин- хромит можно рассматривать в качестве минерального парагенезиса. Кристаллизация этих минералов, исходя из их крупных размеров и однородности, должна была протекать в спокойных статических условиях при высоких температурах и давлении. Этот ранний этап скорее всего отвечает той критической стадии эволюции глубинного очага щелочно - ультраосновной магмы, когда в результате процесса дифференцации уже образовался кимберлитовый расплав и произошла кристаллизация алмаза и его спутников, но внутри давления еще было недостаточным. Для того, чтобы расплав прорвался вверх и нарушилась гермитичность очага.
После прорыва главного очага начиналась утечка газо - флюидной фазы, снижалась температура и давления создавались условия для более быстрой и неравномерной кристаллизации алмазов. В этот промежуточный второй этап часть кристаллов I генерации обрастала слоями алмаза II генерации, которая захватывала большое количество примесей расплава. В результате возникли своеобразные зональные кристаллы октаэдрического габитуса, а также окрашенные кристаллы (засчет дефектов и примесей), Одновременно росли незональные кристаллы, содержащие включения оливина, хромита, граната, рудных минералов и алмазов. Судя по развитию зональной кристаллизации, своеобразно гранной морфологии кристаллов, дислокациям и другим признакам, промежуточный этап в целом характеризовался сплошными пульсационными изменениями термодинамического режима расплава. Третий - заключительный этап эволюции системы характеризуется быстрой кристаллизацией алмазов в резко изменившейся термодинамической и геохимической обстановке. В это время образуется кристаллы кубического габитуса, различные сростки и агрегаты зерен алмаза, их разнообразные мелкие кристаллы. К этому же этапу должно быть отнесено формирование мелких пластинчатых черных зерен алмазов - нелюминесцирующих, обнаруживаемых в кимберлитах лишь при его химической сепарацией и коррозией, графитизацией зерен и пластической деформацией с возникновением коричневой окраски. Все эти явления могли возникать уже за пределами глубинного магматического очага, в самой колонне кимберлитового флюида, испытывающего газово - жидкостную дифференциацию, в процессе восстающего движения через кристаллический фундамент и слоистый чехол платформы. В течении этого третьего этапа на уровне становления трубок кристаллизуются фазы кимберлита, содержащие как алмазы - протокристаллы, возникающие в процессе движения газово-флюидной колонны на разных ее уровнях.
Методика разведки
Началом геолого-разведочных работ на данном участке послужило открытие в марте 1994 г. алмазоносной кимберлитовой трубки Ботуобинская. С целью поисков новых кимберлитовых тел в ближайшем окружении трубки, на площади 100 км2 проводилась наземная магнитная съемка масштаба 1:5 000, а на междуречье р.р. Хання-Накын (800 км2) аэромагнитная съемка масштаба 1:10 000. В ходе этих работ было выявлено ряд перспективных магнитных аномалий трубочного типа и в результате выполнения проектируемого комплекса поисковых работ, по заверке магнитных аномалий, предполагалось вскрытие (при благоприятном исходе работ) одного кимберлитового тела средних размеров.
В задачу поисковых работ входит уточнение контура кимберлитового тела, выяснения его морфологии на глубину 50-100 м, а также изучение вещественного состава кимберлитовых пород. Поставленные задачи предусматривалось решить с помощью проходки вертикальных скважин колонкового бурения в два этапа.
На первом этапе проводилась заверка магнитной аномалии и оконтуривание выявленного кимберлитового тела по двум взаимно перпендикулярным профилям. В начале была заложена линия скважин вкрест простирания длиной оси кимберлитового тела с расстояниями между скважинами 40 м с учетом того, что ориентировка длиной оси ранее выявленной кимберлитовой трубки Ботуобинская Накынского кимберлитового поля имеет северо-восточное простирание. Далее через середину тела, оконтуренного по короткой оси, была пройдена линия скважин вдоль предполагаемой длинной оси трубки с расстоянием между скважинами 80 м. Обе линии скважин продолжаются до выхода за контуры кимберлитового тела.
На втором этапе разведочных работ была заложена квадратная разведочная сеть с размером ячейки 40х40 м, что обусловлено отнесением данного месторождения к IV группе месторождений, и произведено оконтуривание рудного тела.
При размещении проектируемых скважин на плане геолого-поисковых работ были учтены результаты наземной магнитной съемки масштаба 1:5 000.
Опробование
Опробование является наиболее достоверным источником в геологии. По нему можно судить о качестве минерального сырья, его технологических свойствах, составе и строении тел полезных ископаемых, свойствах вмещающих пород. Опробование путем отбора проб с изучаемого участка с последующей их обработкой и интерпретацией полученных данных.
В целях изучения вещественного состава кимберлитовых брекчий и определения их алмазоносности, на данном месторождении было проведено керновое опробование. Линейный выход керна составил в среднем по рудному телу 94%, по перекрывающим отложениям 71%, по вмещающим породам 77%.
Работы по опробованию проводились в три этапа:
1. В ходе бурения скважины и ее порейсовой документации из керна отбирались монолиты для определения физико-механических свойств пород.
2. По окончанию бурения, при послойном описании керна, производился отбор штуфных, шлиховых и бороздовых проб на химический, минералогический, спектральный анализы и на петрографические исследования.
3. Непосредственно керновое опробование и определение на термохимический анализ с целью определения алмазоносности кимберлитовых брекчий.
По каждой скважине, вскрывшей кимберлит, проводился отбор керновых проб длиной 10 м каждая, с учетом петрографических разновидностей пород. В случае смены типа пород длина секции опробования укорачивалась, либо удлинялась. При подсичении скважиной контакта трубки с вмещающими породами из экзоконтактовой части отбиралась контрольная 10-ти метровая проба для изучения алмазоносности вмещающих пород.
В пробы подлежал отбору весь керновый материал, за исключением материала, отобранного на различные виды анализов. Одновременно с керновым опробованием производился отбор материала на термохимический анализ с целью определения содержания алмазов по классу -0,5 мм. В пробу отбирались штуфы весом 1-2 кг по всему рудному интервалу с шагом 10 м.
Шлиховое и штуфное опробование проводилось в целях изучения распределения минералов спутников алмазов, перекрывающих трубку осадочных отложениях, а также изучения минералогического состава пород кимберлитовых брекчий. Штуфное опробование проводилось по рудному телу с шагом 10м. Пробы подвергались измельчению до 1мм, отмывке на флотационной машине, после чего производилось отделение легкой фракции в бромоформе и просмотр тяжелой фракции под бинокуляром.Для изучения петрохимического состава кимберлитовых брекчий по всем скважинам производился отбор штуфных проб. В пробы отбирались образцы весом 300-400 г с шагом 29 м. Совместно с опробованием на химический анализ, из тех же интервалов, для петрографических исследований под микроскопом, изучения текстурно-структурных исследований и компонентного состава кимберлитовых брекчий производился отбор сколов для изготовления петрографических шлифов
Обогащение
Обогащение производится с целью повышения содержания полезного компонента, выделения его в чистом виде, удалении примесей, стандартизации качества, снижения затрат на транспортировку и обработку сырья, и является основным методом позволяющим оценить алмазоносность трубок. На месторождении обогащению подвергался керновый материал поисково-оценочных скважин. Работы по обогащению включали в себя: взвешивание пробы, дробление, обесшламливание, отсадку, грохочение, рентгенопросмотр, сепарацию, просмотр под бинокуляром.
Для подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://geology.narod.ru/