Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Методика исследований 12
Глава 2. Краткая характеристика минерагенических таксонов и схема их районирования в пределах якутской алмазоносной провинции 24
Глава 3. Структурный контроль кимберлитового магматизма 40
3.1 Минерагеническая роль авлакогенов в процессах развития кимберлитового магматизма 41
3.2 Модель алмазоносных вулканотектонических структур 46
3.3 Структуры осадочного чехла высокопродуктивных кимберлитовых полей Якутской алмазоносной провинции и их минерагеническое значение 58
ГЛАВА 4. Литолого-фациальная характеристика верхнепалеозойских коллекторов алмазов на востоке тунгусской синеклизы 79
4.1 Фациальные обстановки осадконакопления каменноугольных отложений 83
4.2 Литолого-минералогические ассоциации продуктивных горизонтов и их связь с фациальными обстановками 123
ГЛАВА 5. Условия формирования верхнепалеозойских коллекторов алмазов 129
5.1 Структурные факторы формирования древнего рельефа и характеристика палеоландшафтных зон 129
5.2 Характер распределения фаций по площади и в разрезе 142
5.3 Условия формирования продуктивных отложений 149
ГЛАВА 6. Базитовый магматизм алмазоносных районов на востоке тунгусской синеклизы и его роль в прогнозных оценках закрытых территорий 158
6.1 Типовые модели вулканоструктур и закономерности их размещения 159
6.2 Особенности строения и вещественный состав вулканоплутонических ассоциаций 213
6.3 Петрофизические характеристики пород вулканоструктур и вмещающих их образований 243
6.4 Механизм внедрения и формирования интрузий долеритов различных петромагнитных групп 263
6.5 Деструктивное воздействие интрузивного комплекса вулканоструктур на вмещающую среду 270
6.6 Формы отражения морфоструктурных и структурных элементов кимберлитовмещающих образований в особенностях строения интрузивного комплекса 275
6.7 Основные типы структурно-магматических моделей
околотрубочных пространств кимберлитовых тел 285
ГЛАВА 7. Факторы прогнозирования алмазных месторождений 297
7.1 Обзор системы локальных прогнозно-поисковых факторов 297
7.2 Факторы локального прогноза погребённой коренной алмазоносности 301
7.3 Факторы локального прогноза погребённой россыпной алмазоносности 316
7.4 Модели локальных кимберлитоперспективных участков и их адаптация в процесс
алмазопоисковых работ 323
Заключение 343
Литература
- Модель алмазоносных вулканотектонических структур
- Литолого-минералогические ассоциации продуктивных горизонтов и их связь с фациальными обстановками
- Характер распределения фаций по площади и в разрезе
- Особенности строения и вещественный состав вулканоплутонических ассоциаций
Модель алмазоносных вулканотектонических структур
Актуальность проблемы. Якутия традиционно является главным поставщиком алмазов для России, которая сегодня занимает лидирующее положение на мировом рынке. Для сохранения этого уровня требуется постоянное восполнение минерально-сырьевой базы и, в первую очередь, за счёт выявления новых коренных и россыпных источников алмазов. Фонд легко открываемых месторождений на обширной территории Якутской алмазоносной провинции уже давно себя исчерпал. В настоящее время поисковые работы в пределах алмазоносных районов, проводятся на площадях, где кимберлитовмещающие отложения нижнего палеозоя перекрыты более молодыми осадками верхнего палеозоя и мезозоя, а также породами трапповой формации. Всё это приводит к тому, что проводимые здесь поисковые работы, направленные на открытие новых месторождений становятся всё более трудоёмкими и недостаточно эффективными.
В этой связи весьма важным становится установление связей между тектоническими позициями нижнепалеозойских кимберлитовмещающих отложений, верхнепалеозойскими алмазоносными коллекторами и пермо-триасовыми образованиями трапповой формации Сибирской платформы.
Для целей разработки методики поисков на закрытых площадях, весьма актуальным является целенаправленное изучение конкретных кимберлитоконтролирующих структур, а также форм их отображения в прогнозно-поисковых моделях.
Восстановление условий осадконакопления древних коллекторов алмазов, основанное на литолого-фациальном анализе, в том числе выявление характера распределения по латерали и в разрезе фациальных обстановок формирования продуктивных горизонтов и выявление их связей с морфоструктурными элементами плотика имеют важное значение как при палеогеографическом районировании обширных территорий, так и прогнозных оценках погребённой россыпной алмазоносности перспективных площадей и локальных участков.
В составе перекрывающих пород на перспективных площадях, кроме верхнепалеозойских отложений весьма значительный объём занимают магматические образования трапповой формации. Обладая контрастными петрофизическими свойствами, при этом интрудируя осадки верхнего и нижнего палеозоя, они существенно ограничивают возможности применения геофизических методов. Следовательно, для повышения эффективности поисков в закрытых алмазоносных районах весьма значимым становится целенаправленное геолого-геофизическое изучение базитовых образований. Реконструкция процессов формирования полифациальных магма-титов, основанная на применении структурно-формационного анализа, в том числе установле 5
ние характера распределения объёмов базитовых интрузий и отображение ими в различных формах своего строения элементов кимберлитовмещающих структур, также имеют большое значение при прогнозных оценках.
Сегодня из всего используемого при алмазопоисковых работах комплекса прогнозных факторов, наименее разработанными являются предпосылки локального прогноза коренной и россыпной алмазоносности. Это, в первую очередь, связано с необходимостью получения и обработки большого объёма доказательного фактического материала, а также его апробации в различных геолого-ландшафтных поисковых ситуациях.
Таким образом, важнейшим направлением в проведённых исследованиях являлось создание поисковых моделей, основанных на проявленности разработанных автором структурно-тектонических, литолого-фациальных и магматических прогнозных факторов, позволяющих проводить на основе их комплексного анализа минерагеническое районирование обширных алмазоносных территорий. Адаптация этих моделей в процесс оценки перспективности закрытых площадей повышает достоверность прогнозных построений направленных на локализацию участков благоприятных на проявления коренных и россыпных источников алмазов.
Цель исследований – выявление парагенетических связей между линейными отрицательными кимберлитоконтролирующими структурами, литолого-фациальными комплексами алмазоносных коллекторов и образованиями базитового магматизма для решения задач минера-генического районирования и локального прогноза коренной и россыпной алмазоносности на закрытых территориях восточного борта Тунгусской синеклизы.
Задачи исследований:
1. Рассмотреть пространственное размещение кимберлитовых полей в общих структурных позициях авлакогенов.
2. Разработать модели алмазоносных вулканотектонических структур.
3. Изучить структуры кимберлитовмещающих образований в пределах наиболее продуктивных полей Якутской алмазоносной провинции.
4. Реконструировать фациальные условия формирования алмазоносных отложений верхнего палеозоя.
5. Исследованть влияние структурных элементов на формирование погребённого рельефа карбонатного плотика и характер распределения алмазоносных продуктивных литолого-фациальных комплексов перекрывающих образований.
6. Районировать территории алмазоносных районов на площадях широкого развития мезозойских базитов для выделения вулканических структур и установления их связей с мор-фоструктурами карбонатного цоколя и структурами кимберлитовмещающего осадоч- ного чехла. 7. Дать рекомендации по совершенствованию системы палеогеологических факторов локального прогноза погре- бённой коренной и россыпной алмазоносности.
Объекты исследований. Основными объектами исследований являлись Малоботуобин-ский, Среднемархинский, Моркокинский, Ыгыаттинский, Далдыно-Алакитский, Мунский, Му-но-Тюнгский и Нижнеоленёкский алмазоносные районы, в пределах которых уже установлены или прогнозируются высокопродуктивные коренные и россыпные источники алмазов.
Научная новизна проводимых исследований заключается в следующем:
1. На основе современной фактографической базы созданы структурно-тектонические модели высокопродуктивных кимберлитовых полей Якутской алмазоносной провинции, в том числе Мирнинского, Накынского, Алакит-Мархинского, Далдынского и Верхнемунского.
2. Уточнены структуры осадочного чехла Малоботуобинского, Среднемархинского, Ыгыат-тинского алмазоносных районов и показана их генетическая связь с эволюцией вулкано-тектонических структур Патомско-Вилюйского авлакогена.
3. Изучены вещественно-индикационные параметры полифациального комплекса магмати-тов Сунтарской вулкано-тектонической структуры и определены пространственно-генетические взаимосвязи ее эксплозивных образований трубочного типа с линейными структурами, выраженными разноранговой системой грабенов.
4. Восстановлены условия осадконакопления верхнепалеозойских отложений алмазоносных районов, расположенных в пределах восточного борта Тунгусской синеклизы, в том числе реконструирована система каменноугольных водотоков разного порядка.
5. Исследованы литогенетические типы алмазоносных отложений и определены фациальные обстановки наиболее благоприятные для формирования ореолов кимберлитовых минералов.
6. Установлена пространственно-генетическая связь погребенных палеодолин с отрицательными структурами кимберлитовмещающих образований нижнего палеозоя.
7. Выполнено районирование обширных территорий восточного борта Тунгусской сине-клизы с выделением вулканических структур, изучены особенности их строения, вещественный состав и определены связи с линейными морфоструктурами и структурами осадочного чехла, имеющими важное прогнозно-поисковое значение.
Литолого-минералогические ассоциации продуктивных горизонтов и их связь с фациальными обстановками
Обработка данных геоморфологических, геологических, геофизических материалов в пределах алмазоносных районов и полей выявила присутствие в их пределах и различных аномальных факторов.
Так, В.А. Милашев, исследуя мегатрещиноватость, плотность и ориентировку гидросети в известных алмазоносных районах Сибири, пришел к выводу о том, что наблюдается отчетливая приуроченность кимберлитового магматизма к площадям с повышенной плотностью (густотой) гидросети, характерной для наиболее трещиноватых и поэтому наиболее проницаемых для ким-берлитовых расплавов участков земной коры. Им также установлена приуроченность кимберлито-вых полей к блокам земной коры, обладающим изотропной ориентировкой тектонической трещи-новатости, или к своеобразным спирально-вихревым структурам (Милашев, 1979).
Большинство моделей образования кимберлитов предполагает существование вертикально направленного физико-химического и динамического воздействия перемещающихся мантийных масс на вмещающую среду. В связи с этим локализованный участок внедрения кимберлитов на некоторой глубине должен, по мнению Н.Н. Романова, характеризоваться наличием среды, отличающейся от окружающей изменением структурно-тектонической обстановки и вещественных преобразований, происходящих под воздействием коро-мантийных вещественных и геодинамических процессов. Эти изменения находят отражение в геофизических полях. Так, непосредственно под кимберлитовыми полями отмечается повышение скоростей волн до 8,4–8,6 км/с (при средних значениях 7,9–8,2 км/с) на границе Мохоровичича. Кроме того, наблюдаются различного рода деформации (прогиб, поднятие, смещение и т.д.) этой границы. Также фиксируются повышенные скоростные характеристики (6,9–7,2 км/с) нижнего слоя консолидированной коры, положительные структуры на поверхности фундамента и в некоторых других внутрикоровых сейсмических границах. В гравитационном и магнитном полях под участками развития кимберлитов установлены характерные неоднородности, представленные изометричными, совмещенными в плане гравитационными и магнитными аномалиями. Для центральных частей аномалий в большинстве случаев типичен низкий уровень физических полей, а по периферии они часто обрамляются дугообразными положительными аномалиями (Романов, 1998).
Приведенные данные позволили А.А. Фельдману и Л.В. Морозовой разработать принципиальную физико-геологическую модель кимберлитового поля, представляющего собой проекцию глубинной вертикальной (стволовой) магмагенерирующей зоны, эволюционирующей во времени. При этом отмечается, что кимберлиты с различными характеристиками вещественного состава, отражающими изменения термодинамических условий, должны распределяться в рамках поля закономерно (Фельдман, Морозова, 1989).
Модели связывающие кимберлитовые расплавы с мантийными плюмами рассматриваются в работах (Добрецов и др, 2001; Киселев и др., 2006; Кузьмин и др., 2003; Ярмолюк и др., 2013).
Как видно из приведённого обзора, в настоящее время наименее разработаны для практического использования прогнозно-поисковые модели промежуточных объектов региональных стадий алмазопоисковых работ, таких как субпровинция алмазоносного магматизма, минерагениче-ская зона и алмазоносный район. В практике исследований при выделении этих объектов обычно используются структурно-вещественные предпосылки, установленные по геофизическим данным. К ним относятся: наличие областей алмазоносной мантии с «холодной» мощной литосферой (200 и более км); «килевые» части алмазоносных мантийных корней аналогов глубинных кимберлито-контролирующих зон; участки земной коры с неоднородными физико-геологическими параметрами. Среди последних (по аналогии с известными кимберлитовыми полями) выделяются: сокращение мощности земной коры и поднятие её подошвы, наличие проницаемых субвертикальных не-однородностей, сопровождаемых региональным разуплотнением, погружением магнитоактивной поверхности, повышенной проводимостью по данным МТЗ, локальным увеличением граничных скоростей, а также развитием эпицентров аномалий сейсмической расслоенности консолидированной коры.
Основным элементом среднемасштабного прогнозирования (1:200 000–1:50 000) является кимберлитовое поле. Разработка его технологичной прогнозно-поисковой модели является, по сути, главной задачей, решение которой направлено на усиление геологической и экономической эффективности всего алмазопоискового процесса.
Среди факторов поискового прогнозирования, по результатам геолого-геофизических исследований, выделяются следующие:
1. Поднятия (палеоподнятия) в верхней части осадочного чехла размерами в десятки и первые сотни км (в поперечнике), синхронные кимберлитовому магматизму.
2. Система разноглубинных локальных сейсмических аномалий, образующих субвертикальную структуру (аномалии поглощения упругих волн в верхах консолидированной коры и осадочного чехла, прогиб поверхности Мохоровичича).
3. Наличие под кимберлитовыми полями областей высокой расслоенности консолидированной коры в поле отражённых волн (по материалам профильных работ ГСЗ МОВ-ОГТ).
4. Локализованные сквозные гетерогенные литосферные неоднородности высокого сопротивления с проводящим обрамлением на фоне высокоомного глубинного разреза.
5. Гравитационные минимумы, выделяемые в наблюденных и трансформированных полях.
6. Понижения интенсивности региональной составляющей магнитного поля, сопряжённые с зонами пониженных горизонтальных градиентов («депрессии магнитоактивной поверхности»).
7. Нечётко выраженные дуговые структуры сложного строения диаметром около 150 км и с внутренним ядром около 50 км в поперечнике, осложнённые радиальными разломами. Характеризуются закономерным расположением эрозионных структур.
Современная схема минерагенического районирования Якутской алмазоносной провинции
Важнейшим элементом алмазопоискового процесса является и само определение ранга прогнозируемого промежуточного объекта (таксона). Необходимость ранговой классификации алмазоносных объектов обуславливается существующими в природе закономерностями их образования и локализации, поскольку разномасштабные объекты различаются геологическим содержанием и, как следствие, характером отражения в естественных (физических, минералогических и т.д.) полях, то есть обладают различным набором признаков.
В тоже время рассматривая проблему минерагенического районирования в целом, необходимо отметить, что единая гипотеза деления древних платформ на разноранговые алмазоперспек-тивные объекты, которая учитывала бы их геологическое строение, условия возникновения, со-подчинённость, вещественные особенности алмазоносных и вмещающих пород пока не создана.
В связи с этим разрабатываемые сегодня схемы минерагенического районирования опираются в основном на эмпирические данные, которые включают плановое размещение кимберлито-вых тел и полей с учётом их состава и уровня алмазоносности, а также характер распределения и типоморфизм россыпных алмазов и их минералов-спутников. При этом сравнительные характеристики типоморфных особенностей алмазов опираются на классификацию Ю.Л. Орлова (Орлов, 1973; 1984). Основные разновидности алмазов по данной классификации показаны на рисунках 2.1 – 2.8.
Характер распределения фаций по площади и в разрезе
По сравнению с широкомасштабной эффузивной фазой основного магматизма эксплозивная деятельность в этот период носила ограниченный характер. Маломощные (до 5 м) прослои туфов и туффитов отмечаются в основном в пределах западной окраины ВТС, где они пе 53 рекрывают базальтовые покровы. Один из предполагаемых эпицентров эксплозивного магматизма располагался между Сунтарским и Тюкянским поднятиями (см. рис. 3.7). Об этом свидетельствуют вскрытые здесь туфогенные образования, представленные субжерловыми агломера-товыми и псаммитовыми туфами, а также туффитами. Суммарная мощность этих образований составляет около 500 м.
На третьей стадии, после завершения массовых излияний базальтов значительно возрастает активность и дифференцированность движений по разломам. Процесс осадконакопления в этот период концентрируется в грабенах и узких линейных прогибах. Именно в это время зало-жилась и в основном сформировалась главная рифтовая долина – Кемпендяйская грабенообраз-ная впадина, выполненная туфогенно-осадочными образованиями мощностью от 3 до 7 км (см. рис. 3.8 г). Наиболее активно в этот момент размывалось Сунтар- ское поднятие. В его наиболее приподнятых выступах, которые граничат с Кемпендяйской впадиной был практически полностью эродирован венд-нижнепалеозойский чехол и частично размывался кристаллический фундамент. О размыве фундамента свидетельствуют и прослои валунных конгломератов вскрытые в зоне сочленения Сунтарского поднятия и Ыгыаттинской впадины. Широкое проявление в этот период процессов эксплозивного магматизма приводит к появлению многочисленных прослоев кислых туфов в разрезе фаменских, турнейских и визейских отложений. Характер объёмного распределения туфогенного материала по площади имеет определенные закономерности. Так наиболее мощные и многочисленные прослои туфов приурочены к Кемпендяйской впадине, лишний раз, подчёркивал её принадлежность к эпицентральной области рассматриваемой ВТС. Соответственно по удалению от эпицентра ВТС мощности и количество прослоев туфо-генного материала в разрезе значительно сокращаются. Изучение химического состава верхнедевонских и нижнекаменноугольных туфов свидетельствует о том, что исходным материалом для них послужила дацитовая тефра (Гайдук, 1988). Появление в полифациальном ряду магматических образований ВТС эксплозивных продуктов кислого состава может быть на наш взгляд, объяснено с позиции развития гранитно-гнейсовой купольной системы (Летников, Ба-лышев, Лашкевич, 2000). Так, если на первом этапе эволюции гранитизирующих процессов за счёт увеличения объёма растущего купола происходит взламывание надкупольного пространства и образование инъективных поднятий типа односторонних горстов, то в последующем, за счёт увеличения теплопереноса из купола в окружающее пространство, кроме метаморфизма, несомненно, должны возникать и условия частичного плавления вмещающих пород. Очевидно, что максимальному термальному воздействию в этой ситуации будут подвергаться породы надкупольного пространства. В первую очередь это связано с тем, что именно данное пространство, обладая пониженным литостатическим давлением более нарушенных вышележащих толщ, по сравнению с боковыми участками куполов, будет являться и наиболее благоприятной матрицей для проникновения новых порций высокотемпературных флюидов. В пределах района Сунтарской ВТС околокупольные образования кристаллической коры представлены ранне-архейскими породами иенгрской серии. В её составе преобладают кварциты, высокоглинозёмистые биотит-амфибол-плагиоклазовые гиперстенсодержащие парагнейсы и кристаллические сланцы (Структурный контроль…, 1974). Расплавление этой группы пород, по-видимому, и приводит к генерации эксплозивных процессов кислого магматизма продукты которого широко развиты в разрезе верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложений исследуемого региона.
С активизацией тектонических процессов третьей стадии связана и вторая (интрузивная) фаза магматической деятельности основного состава. В результате её развития формируется целая серия пологозалегающих в нижнем палеозое субпластовых интрузий долеритов (рис. 3.10). Подводящие каналы этих интрузий также располагались в области подножий Сунтарско-го поднятия, где наблюдается наиболее глубокий (венд-нижний кембрий) гипсометрический уровень внедрения данных субпластовых тел и увеличение их мощности до первых сотен метров. По удалению от эпицентра ВТС магматический расплав проникает на все более высокие гипсометрические уровни, вплоть до выхода на дневную палеоповерхность (хонолиты верхнего течения p.p. Тюкян, Хання, Курунг-Делинде). Выходы пластовых тел на поверхность известны также и в пределах Нюйско-Джербинской и Березовской впадин. Из всего полифациального комплекса магматитов Сунтарской ВТС эти интрузии имеют наиболее широкое площадное распространение. По данным глубокого бурения субпластовые тела долеритов фиксируются на большей части территории Среднемархинского и Малоботуобинского алмазных районов. Известны они и в пределах Накынского и Мирнинского кимберлитовых полей. По сравнению с эпицентром ВТС, в данных кимберлитовых районах, уровень внедрения этих интрузий приходится уже на средне- и верхнекембрийские, а также нижнеордовикские отложения. При этом на участках флексурных перегибов структурного плана кембрийских отложений нередко наблюдается расщепление единых интрузивных массивов на отдельные тела (рис. 3.10). К этим же участкам приурочены и наиболее мощные и протяжённые тела Вилюйско-Мархинского, Чаро-Синского и Контайско-Джербинского дайковых поясов (см. рис. 3.7). Очевидно зоны повышенной трещиноватости в пределах данных участков и провоцируют субвертикальные отстрелы дайковых тел от субпластовых интрузий. В этом случае глубинность большинства картируемых дайковых тел и связанных с ними туфовых трубок основного состава в пределах бортов Патом-ско-Вилюйского авлакогена будет определяться лишь уровнем внедрения субпластовых интрузий. Суммарная мощность интрузий в разрезах отдельных скважин изменяется от 30–50 м до 200 м. В Чаро-Синском районе вскрыты тела мощностью до 500 м.
Контайско-Джербинский пояс протягивается на 250 км при ширине 80-90 км. Количество даек вкрест простирания здесь составляет от 10 до 15 (Ма-сайтис,Михайлов,Селивановская,1975). Различная глубина зарождения магматического расплава приведшего к формированию субпластовых и трещинных интрузивов находит своё отражение в латеральном изменении их петрографического и геохимического состава. Так для внутренних частей Вилюйско-Мархинского пояса наиболее характерны толеитовые габбродолери-ты, в то время как в его северной и северо-западной (периферийных) частях наиболее широко развиты их субщелочные разности (Олейников, Саввинов, Погудина, 1973). В Чаро-Синском поясе магматическая деятельность также началась со становления силлов и даек толеитовых габбродолеритов. Затем последовательно внедрялись тела субщелочных габбродолеритов и монцонит-порфиров, а завершался магматический процесс формированием сиенит-порфиров (Олейников, Томшин, Королёва, 1984).
Проведённые исследования показывают единство, как петрографического и петрохими-ческого составов интрузивных образований Вилюйско-Мархинского и Чаро-Синского дайко-вых поясов, так и общую последовательность их формирования. Выявленные закономерности свидетельствуют и о единстве их мантийного очага, генерирующего расплав, эволюция которого отражается в генетических особенностях пород отдельных интрузивов. Главенствующая роль в этих процессах принадлежит разделению магматического расплава как в самом очаге, так, очевидно, и во время подъема его в проводящем канале на пути к гипабиссальному уровню. Продолжительность существования и открытость этой системы привели не только к глубинной дифференциации единого субщелочного толеит-базальтового расплава, но и способствовали его взаимодействию с интрателлурическим флюидом, привнесшим калий. Учитывая выявленную симметричность в вещественной характеристике трещинных интрузивов Вилюй-ско-Мархинского и Чаро-Синского поясов, а также пространственную сопряженность кимбер-литовых тел Накынского и Мирнинского полей с субщелочными базитами, мы ранее прогнозировали возможность проявления кимберлитового магматизма вблизи субщелочных даек в пределах Чаро-Синского дайкового пояса (Коробков, Чащухин, 2003а; 2003б; Проценко, Коробков, 2013). Сегодня это предположение блестяще подтвердилось открытием Хомпу-Майского ким-берлитового поля.
Особенности строения и вещественный состав вулканоплутонических ассоциаций
Минералы-спутники алмазов в отложениях этих типов пользуются весьма ограниченным распространением и представлены в основном мелкими зернами пиропов, реже пикроильменитов. Находок алмазов не выявлено.
Основные генетические признаки отложений фации песчаных, песчано-алевритовых и глинисто-алевритовых осадков поймы: 1. Мелко-тонкозернистый песчаный и глинисто-алевритовый состав отложений. 2. Несколько лучшая сортировка и более темные цвета окраски по сравнению с отложениями руслового аллювия. 3. Наличие тонкой косой выполаживающейся, косоволнистой, субгоризонтальной типов слоистости. 4. Обилие углефицированного детрита. 5. Биотит - дистен - (магнетит) - ильменитовая ассоциация с апатитом, цирконом и ставролитом для глинисто-алевритовых осадков и биотит - эпидот - гранат - (магнетит) - ильме-нитовая ассоциация со сфеном и хлоритоидом для песчаных образований поймы.
Фация дресвяно-щебнистых, песчано-алеврито-глинистых делювиально- пролюви-альных склоновых осадков. Отложения этого типа имеют в целом незначительное распространение и тяготеют к нижним частям разрезов ботуобинской свиты. Их формирование происходило в основном в пределах коротких ложков и линейных понижений, развитых на склонах долин па-леоводотоков и локальных возвышенных участков, за счет плоскостного смыва, Осадки этого типа представлены практически несортированными глинисто-алевритовым и песчаным материалом с включениями дресвы и щебня пород карбонатного цоколя. Текстура отложений преимущественно беспорядочная, но иногда просматриваются неясная субгоризонтальная до наклонной типы слоистости. Нередко встречаются мелкие обломки углефицированной растительности. Цвет отложений серый, темно-серый, иногда с зеленоватым оттенком. Мощность осадков данного типа не превышает 1–3м, в исключительных случаях достигает 5–7м.
Делювиально-пролювиальные отложения залегают на эродированной поверхности карбонатного цоколя. В профиле долин они граничат и перекрываются отложениями пойменного аллювия. По результатам гранулометрического анализа осадки данного комплекса характеризуется большим количеством тонкозернистого материала. Так, глинистые и алевритовые частицы составляют 64,8% при равном их соотношении.
Результаты рентгенографических исследований показали, что главную роль в составе глинистой фракции играет каолинит, содержание которого достигает 54,2%, хлорит и гидрослюда составляют соответственно 24,3% и 13,5%, монтмориллонит присутствует в незначительном количестве (8,0%).
Находки минералов-спутников алмазов здесь крайне редки и представлены в основном мелкими зернами пиропов, реже пикроильменитов. Однако следует учитывать, что в случае обнаружения в делювиально-пролювиальных осадках, являющихся отложениями ближайшего сноса, повышенных концентраций кимберлитового материала, их роль как поискового коллектора резко возрастает, что необходимо учитывать при прогнозной оценке на коренную алмазоносность конкретных поисковых участков.
Основные генетические признаки отложений фации дресвяно-щебнистых, песчано-алеврито-глинистых делювиально-пролювиальных склоновых осадков: 1. Преимущественно тонкозернистый состав. 2. Постоянное присутствие дресвы и щебня подстилающих терригенно-карбонатных пород. 3. Плохая сортировка материала. 4. Беспорядочная текстура и неясная полого-наклонная слоистость. 5. Локальная распространенность в пределах пологих склонов водораздельных участков и бортов палеодолин. Верхнеботуобинская подсвита
В начальный период позднеботуобинского времени на характеризуемой территории происходит резкая смена фациальных условий осадконакопления, связанная с начавшейся широкой ин-грессией эпиконтинентального бассейна на господствовавшую обширную аллювиальную равнину (Тараненко, Яныгин, 1985). Это привело к подтоплению основной части палеогидросети ран-неботуобинских водотоков и формированию осадков открытого подвижного, слабоподвижного и застойного мелководий бассейна, а также целого комплекса литогенетических типов приустьевых и дельтовых, в том числе и подводно-дельтовых отложений.
В целом отложения верхнеботуобинской подсвиты обладают весьма слабыми коллектор-скими свойствами. Участки с повышенными концентрациями кимберлитовых минералов имеют здесь довольно ограниченное распространение. Детальное литологическое изучение данного комплекса осадков не носило массового характера, а проводилось лишь по отдельным опорным скважинам. Реконструкции фациальных обстановок осадконакопления основывались на изучении характера взаимоотношений основных литотипов и комплекса их генетических признаков, а также морфологии тел, их пространственного положения и связи с различными формами нижнеботуоби-нского рельефа. Всего было выделено пять фациальных обстановок, характеристики которых приводятся ниже.
Фация песчаных осадков открытого подвижного мелководья бассейна. Отложения этой фации представлены в основном песчаным материалом, отлагавшемся в зоне открытого подвижного мелководья бассейна на некотором удалении от побережья напротив палеоводотоков, поставлявших сюда основной объем обломочного материала. Преобладающими литотипами являются разнозернистые, преимущественно крупно-среднезернистые песчаники кварц-полевошпатового состава с прерывистой субгоризонтальной, косоволнистой и линзовидной типами слоистости, подчеркиваемой цветовым оттенками, скоплениями углефицированного детрита и слюдистых минералов. Цвет отложений серый, светло-серый, часто с зеленоватым и желтоватыми оттенками. Цементирующая масса представлена глинисто-алевритовым, реже глинисто-карбонатным материалом. Часто отмечаются крупные обрывки тканей растений и обломки (в виде щепы) углефицированной древесины.
Минеральные выделения представлены редкими скоплениями мелких кристалликов пирита, реже стяжениями марказита. Остатки фауны не встречены.
По материалам литологических исследований весовое содержание кварца составляет в среднем 44,5% от объема легкой фракции, полевых шпатов - 17,9%, в том числе плагиоклазов -2,6%, слюдистых минералов - 3,2%, количество обломков пород не превышает 35,2%. Среди тер-ригенных минералов тяжелой фракции по весовым концентрациям преобладают ильменит (до 20%), эпидот (30–35%), гранат (12–15%) и лейкоксен (10–12%), которые совместно со сфеном, хлоритоидом и апатитом (по 5–8% каждый) определяют основную ассоциацию этой группы минералов. Из глинистых минералов превалирует каолинит (в среднем до 41%), хлорит составляет до 32%, монтмориллонит - 16%, гидрослюда - 11%.
На образованиях пойменного комплекса раннеботуобинских водотоков осадки открытого подвижного мелководья бассейна залегают с размывом и имеют отчетливый контакт. В унаследовано развивающихся частях долин, где пойменные отложения отсутствуют, они залегают на осадках дельтового комплекса. В плане осадки подвижного мелководья граничат с осадками слабоподвижного прибрежного мелководья, бассейна которые также сменяют их вверх по разрезу. Мощность осадков подвижного мелководья обычно составляет 5–10 м, достигая изредка 15–25 м.
