Нюрбінське родовище

Нюрбинское месторождение

Физико-географический очерк

Изучаемый район перебуває в території республіки Саха (Якутія), входить до складу Средне-Мархинского алмазоносного району Якутській Кімберлітової провінції і є північно-західний ділянку Накынского кимберлитового поля.

Экономически район робіт не освоєно, зрідка зустрічаються «зимовища ». Найближчим населеним пунктом є місто «Мирний », що у 350 км на південний захід від району робіт. Це місто грунтується після відкриття 1954 року великої алмазоносной кімберлітової трубки з однойменною назвою ". Важкою промисловості, у місті немає, отже практично усю інфраструктуру міста залежить від розробки цього родовища. На цей час відпрацювання практично закончена.

Из-за поганих кліматичних умов неможливо прокласти дороги великі відстані, все вантажі вивозяться і доставляються повітряним транспортом. У місті є великий аеропорт здатний цілодобово приймати літаки таких класів як: Ту-134, Ан-12, Ан-24, Ан-30. У межах району вантажоперевезення здійснюються тракторами, усюдиходами, полноприводными вантажними автомобілями і вертолетами.

На досліджуваної території району є робочий селище Ботуобинский. Селище був грунтується після відкриття алмазоносной кімберлітової трубки Б. Населення становить трохи більше 80 людина, переважно це вільнонаймані робочі, обслуговуючі шахту, бурові встановлення і прочее.

Цель створення селища — детальна розробка й наступна відпрацювання найближчих алмазоносних кимберлитовых трубок Б. і Н.

Климат району резкоконтинентальный, характеризується суворої й тривалої взимку, коротким і досить холодного літа. На території поширена вічна мерзлота. Морозний період магістралі триває з жовтня до квітня, весна починається у травні, а осінь наприкінці августа.

Распределение опадів по місяців вкрай нерівномірно, це саме можна сказати до температур повітря. Взимку температура повітря сягає мінус 50 градусів. Значні снігопади бувають як взимку, а й у перші дні червня. Остаточно сніжний покрив сходить на початку липня, і лягає на другий декаді вересня. Жовтень характеризується промерзанием водотоків, стійким сніжним покровом і температурою мінус 10 градусів (середня). Загальна сума опадів 302 мм.

Растительность зосереджена по всій території, представлена переважно листяної. Уздовж річок ростуть їли, верби, кормові травы.

Единственным виглядом деревини придатної на тимчасове будівництво є деурская лиственница.

Животный світ різноманітний. З ссавців — вовки, лисиці, ведмеді, хутряний звір. З непарнокопитних — лосі, олені. У річках водяться щуки, окуні, таймені, сиги, лєнки та інших. У озерах — караси.

На проектної території населених пунктів нет (1998 р.). Набір робочої сили в, запас продовольства, устаткування здійснюється Ботуобинской геологорозвідувальної экспедицией.

История геологічних исследований

Геологическая изученность

Первые інформацію про геологічному будову басейну нижньої течії р. Марха (до гирла р. Хання) були отримані результаті маршрутних досліджень, у 1853−1854 рр. Нині вони становлять лише історичний интерес.

В 1915 року долину р. Марха (від гирла до гирла р. Хання) досліджував О. Г. Ржонсницкий. І його даних слід, що саме розвинені породи кембрію, силуру і юры.

Затем район робіт у час з різними цілями відвідували А.А. Григор'єв (1925 рік), С.С. Кузнєцов (1929 рік) — геологогеоморфологические дослідження; Г. Э. Фришенфельд (1930 рік) — пошуки родовищ фосфоритів та інші дослідники. Результати цих робіт дали загалом уявлення про геологічному будову, геоморфологии, тектоніці района.

Находки алмазів на р, Вилюй встановлення алмазоносности руслового аллювия р. Марха (1950 рік) послужили поштовхом до постановки у районі планомерных робіт, які включають у собі геологосъемочные, пошуково-розвідувальні, геофізичні і тематичні дослідження. Ці праці пов’язані з цими двома етапами вивчення району. Перший етап, в часі відношенні охоплює період із 1950 по 1959 г.г.

В 1950 року маршрутні дослідження з долині р. Марха проводила партія 129 Амакинской експедиції, очолювана Беловым В. Г., Пастуховым В.Є. і Усовым В. П. Результатом цих робіт було складання маршрутних геологічної і геоморфологической карт масштабу 1:200 000, встановлення алмазоносности руслового аллювия р. Марха і його правого припливу р. Моркоки.

В тому ж році по р. Марха проводив маршрутні дослідження співробітник ВСЕГЕИ В. М. Морозов. Основною метою проведених робіт було визначення перспектив нафтогазоносності басейну р. Марха. У цьому плані район оцінено як безперспективний. Через війну робіт складена маршрутна геологічна карта долини р. Марха масштабу 1:500 000.

В 1951 р. на р. Марха (від гирла до гирла р. Моркоки) проводили дослідження траппов співробітники Сибірського філії АН СРСР Гоньшакова В.І. і Ляхович В. В. в траппах на р. Мастах (приплив р. Мархи) ними знайшли ксеноліт глауконітового піщанику юрського образу, з урахуванням чого було встановлено мезозойский етап траппового вулканизма.

В 1953;1955 років у басейні середнього течії р. Мархи проводилася геологічна зйомка масштабу 1:200 000. Роботи провели партії Вилюйской експедиції ВАГТа (Всесоюзний Аэрогеологический Трест). У цих робіт провели розчленовування, розвинених у районі, відкладень, вказані обсяги виділених товщ, пачок та його площі поширення, також дано оцінку щодо алмазоносности. Через ряд об'єктивних причин (погана оголеність, відсутність чітких дешифровочных ознак, недостатня обгрунтованість віку виділених товщ) автори ми змогли виробити єдину стратиграфическую схему расчленения.

Рассматривая перспективи алмазоносности району, вони спиралися, переважно, на общегеологические гіпотези з цього питання і розрізнені дані, отримані внаслідок спеціалізованих работ.

Все це, природно, свідчить про явною недостатності проведених робіт. У такому випадку у справі цілеспрямованого вивчення району значнішими по своїм висновків є тематичні дослідження, проводились великої площі межиріччя Мархи і Тюнга партією 9 Центральної експедиції ВСЕГКИ в протягом 1957;1961 років. Основними завданнями, поставленими перед дослідниками, були з’ясування шляху транспортування алмазів та його минералов-спутников в басейні середнього течії р. Мархи, визначення їх проміжних колекторів і вказівку ділянок, найперспективніших для пошуків корінних родовищ алмазів. Чільну увагу у своїй приділялося вивченню кластических утворень мезозойського і кайнозойского віку. Зокрема, слід виділити вивчення «верхніх галечников », вік яких має широкий діапазон До — Q. Вони змогли виділити зокрема і генетичні типи відкладень: алювіальні і озёрные відкладення, і навіть алювіальні освіти кори вивітрювання. Приводом до настільки докладного вивчення «вододільних галечников «послужило підвищений вміст у яких парагенетических супутників алмазів. У результаті, автори дійшли висновку про присутності корінних джерел алмазів у районі Середньої Мархи. Було виділено дві ділянки, які рекомендувалися як першочергові для пошуків корінних родовищ алмазу. Одна ділянка лежить у верхів'ях р. Конончан і межиріччі р.р. Конончан-Накын, другий — межиріччі р.р. Чилпи-Тююкээн. з їхньої думці ці ділянки нині, певне, похованими під молодшими відкладеннями в Накыно-Орготтоохской депресії та сучасного гидросетью не розмиваються. Також авторами висловлено те, що історично розвитку були моменти, саме протягом пізнього крейди — палеогену, палеогену та раннього неогену, коли давня гидросеть безпосередньо розмивала місцеві кимберлитовые трубки.

Выводы і, зроблені авторами цієї роботи, стали основою під час складання пошукових і знімальних робіт другого етапу, і, переважно, причетні до суміжним з півдня й південного сходу районам аналізованої площі. Що й казати стосується басейну р. Хання й нижнього течії р. Накын, цей район охарактеризований, як бесперспективный.

Поисково-разведочные роботи першим етапом розпочато і проводилися у районі співробітниками Амакинской експедиції ще до його постановки геологічної зйомки масштабу 1:200 000, тобто. до 1963 року й були завершені в 1959 року. Результати робіт цього етапу повідомили в 1963 року, переважно звіті партії 129 Амакинской експедиції за 1951;59 роки. На думку авторів цієї узагальнюючої роботи, що містить як вся інформація про раніше розвіданих родовищах алмазів у басейні р. Мархи, а й приблизну оцінку запасів алмазів різноманітні за віковими групами галечников, в басейні Середньої Мархи існують корінні джерела алмазов.

Основные висновки названих вище робіт про перспективи алмазоносности району Середньої Мархи послужили основою продовження та напрями поисково-съемочных робіт другого етапу. Початком може бути вважати роботи, вироблених у 1971;1972 роках. Накынской партією Амакинской експедиції. Відтоді комплекс досліджень включає у собі пошукові маршрути масштабу 1:100 000, що супроводжуються шлиховым і мелкообъемным опробованием, проходкой шурфів, ручним збагаченням і наземної великомасштабної магнітної зйомкою. З 1973 року до зазначеному комплексу робіт підключено і буріння. На окремих перспективних ділянках проводяться пошуки масштабу 1:25 000, що супроводжуються більший обсяг різних видів опробования.

В 1971;1972 роках пошуковими роботами було охоплено басейни р. Накын (низов'я) і р. Марха (від гирла Накын до гирла Даныра). У цих робіт були виявлено ділянки з підвищеним змістом пиропа, пикроильменита в нижньому перебігу р. Накын. А загалом площею було дано негативна оцінка россыпной алмазоносности. Усі виявлені найперспективніші ділянки розташовані поза аналізованої території. 1974 р. СередньоМархинская партія проводила пошукові роботи масштабу 1:100 000 в басейні нижньої течії р. Хання й у верхів'ях річок Накын та Чилі, і навіть детальні пошуки масштабу 1:25 000 на раніше виділених перспективних ділянках. Усі висновки і про перспективної алмазоносности за результатами цих робіт, до жалю, причетні до ділянкам, розташовані поза аналізованої площади.

В 1976;1980 роках Мархинской партією було виконано групова геологічна зйомка масштабу 1:50 000 площею, що прилягає з півдня й південного сходу до оскільки він розглядався району. У процесі цих робіт було зібрано і узагальнено великий фактичний матеріал, у своїй використовувався великий комплекс пошукових, опробовательских робіт, включаючи буріння, що й дозволило отримати новий матеріал по мезозойским відкладенням, слагающим північно-західний борт Вилюйской синеклизы. Чільну увагу приділялося вивченню кайнозойских відкладень, представлених террасовым комплексом р. Мархи і його великих приток — р. Конончан і Накын і алювіальних утворень («Вододільних галечников ») неогенового віку. По рекомендаціям попередніх дослідників проводилися детальні роботи з виділених перспективних ділянках. Через війну аналізу отриманого фактичного матеріалу можна відзначити напрям знесення парагенетических супутників алмазу із Заходу, північного заходу, т. е. з межиріччя р.р. ХанняНакын і, можливо з більш західних районов.

Геофизическая изученность.

Геофизические дослідження на аналізованої площі можна розділити на два розділу, які тісно пов’язані з вищевказаними етапами геологічних работ.

Они почалися 1953 р., коли вивчення геомагнітного поля широко стала застосовуватися аэромагнитная съемка.

В 1953;1954 рр. партія Якутській Центральної комплексної експедиції проводила на великій території (Оленекско-Вилюйское межиріччі), включаючи аналізований район, аэромагнитную зйомку масштабу 1: 100 000. За результатами цієї зйомки складено карти магнітного поля, якими отримано перші інформацію про складі - й структурі фундаменту і перекрывающей його осадової товщі. Було виявлено регіональні магнітні аномалії меридионального і північно-західного простирания.

В протягом 1956;1958 рр. територія Оленёкско-Вилюйского вододілу була охоплена аэромагнитной зйомкою масштабу 1:200 000. За результатами зйомки виділено основні типи магнітних полів, складена тектонічна схема будівлі фундаменту, виявлено і простежується Вилюйско-Жиганская зона глибинних розламів північно-східного простирания.

В цей період у зв’язку з гаданої корінний алмазоносностью басейну середнього течії р. Марха комплексно пошукових робіт на алмази початку застосовувати великомасштабну аэромагнитную съемку.

В 1956 р. зйомку масштабу 1:25 000 проводила Східна експедиція Західного геофізичного тресту, а 1957;1958 рр. продовжила Амакинская експедиція МДУ. Знімальні роботи виконувалися станцією АСГМ-25. У результаті було підтверджено наявність регіональної Вилюйско-Жиганской зони розламів, яка проявилася як куполообразно розташованих ланцюжків линейно-вытянутых аномалій даечного типу, виділено ділянки складно диференційованого магнітного поля, відповідного интрузиям траппов і виявлено 156 локальних аномалій трубкового типу, у тому числі згодом багато хто хотів відбраковано як дайки траппов, а частина не підтвердилася зовсім. Багато локальних аномалій «трубкового типу «пояснюється недоліком досвіду у проведенні що така робіт, низькою чутливістю яку застосовували апаратури і візуальної прив’язкою маршрутов.

Начиная з 1956 року із єдиною метою пошуків кимберлитовых тіл поруч із аэромагнитной зйомкою застосовуються наземні магниторазведочные роботи. У період із 1956;1961 рр. проводилася наземна магнітна зйомка масштабів 1:10 000, 1:5 000, 1:2 000 на перспективних площах, рекомендованих геологами, і навіть з перевірки аэромагнитных аномалій. Позитивних результатів був; кимберлитовые тіла не обнаружены.

В 1958;1959 рр. Мархинская гравіметрична партія ЯТГУ підвищила у районі середнього течії р. Марха гравиметрическую зйомку масштабу 1:1 000 000. Отримано багатого матеріалу для тектонічного районування фундаменту. Виділений ними Усть-Моркокинский розлам пов’язують із Вилюйско-Жиганской зоною глибинних розламів, що проходить вздовж північно-західній околиці Вилюйской синеклизы.

После значного перерви, з 1971 року розпочинається новий (другий) період геофізичних досліджень району, що характеризується застосуванням високоточних магнітометрів (АМП-7) з фотопривязкой знімальних маршрутов.

В 1971;1972 рр. уся площа було покрито аэромагнитной зйомкою масштабу 1:25 000 із єдиною метою пошуків кимберлитовых тіл та на допомогу геологическому картированию. У результаті цих робіт виділили 156 аномалій інтенсивністю від 5 до 60 гам, їх 85 на аналізованої площади.

В період 1971;1972 рр. Накынской партією АЭ ЯТГУ було проведено наземна зйомка масштабу 1:10 000 на аэромагнитных аномаліях не більше аналізованого району (в басейнах лівих приток р.Мархар.р.ХанняДьюхтар-Юреге, Накын) і суміжних площах. Загальна площа наземних магниторазведочных робіт склав 79,3 км².

В цей період на північній частині району й прилеглої площі було проведено гравіметрична зйомка масштабу 1:200 000. У цих робіт вкотре підтвердилися даних про блоковом будову кристалічного фундаменту, і навіть вплив цих блоків в розвитку средне-верхне-протерозойских структур осадового чехла.

С 1977 р. після локалізації перспективних ділянок на суміжної з півдня площі, виникла потреба в випробуванні широкий комплекс геофізичних методів, включаючи гравиразведку, магниторазведку і электроразведку методом ВЭЗ (Вертикальне электрозондирование).

Начиная з 1980 року в великої площі, включаючи досліджений район, проводилися сейсморазведочные роботи ПГО «Ленанефтегазгеология » .

В 1994 р., у зв’язку з відкриттям трубки Ботуобинская, безпосередньо навколо на площі 1 км² проведена наземна магнітна зйомка масштабу 1:2000 (мережу 25×25 м) і гравіметрична зйомка масштабу 1:5 000 (мережу 50×40 м), а площу перейменують на 0,4 км² покривається мережею (100×100 м) точок МПП (Метод перехідних процесів) з розмірами установки 100×100 м. З жодним із цих методів кимберлитовая трубка не виділяється. В усіх життєвих пробурених свердловинах проведено широкий комплекс ДВС (Геофізичний метод дослідження свердловин), що дало уявлення про магнитности, щільності, електропровідності широтою діапазону частот, радіоактивності кимберлитов, які вміщали і перекрывающих порід. Щодо більшості свердловин проведено РВП (Радиоволновое просвічування). Кимберлитовое тіло виділяється аномальним загасанням радиополя.

В найближче оточення трубки Ботуобинская площею 100 км² нині проведена наземна магнітна зйомка масштабу 1:5 000, а межиріччі р.р. Хання-Накын (800 км2) покривається аэромагнитной зйомкою масштабу 1:10 000.

В час, цій території, вже ряд перспективних магнітних аномалій трубкового типа.

Геохимическая вивченість.

Планомерных геохімічних досліджень району не проводилося. Геохімічні методи досліджень є складовою геологосъемочных робіт масштабу 1:50 000 -1:200 000 й проходили, переважно, для вивчення геохімії малих елементів осадових і магматичних пород.

Геохимические роботи виконувалися тут за методикою пошуків по вторинним і похованим вторинним ореолам розсіювання типоморфных елементів кимберлитов (Cr, Ni, Co, Mn, Nb) і з литохимическим потокам розсіювання (Ni, Zn, Cr) і було орієнтовані, як і сув’язь пошукових методів, на виявлення раннемезозойских кимберлитов.

Главным методичним недоліком геохімічних пошуків був частиною їхнього постановка в межах явно аномальних площах не враховуючи параметрів регіонального геохімічного фону, його місцевих варіацій, недооблік можливості виявлення среднепалеозойских кимберлитов і, одностороння, тенденційна інтерпретація результатов.

Более того, при обробці вихідних даних, механічно залучалися різноманітні комплекти програм, складені на вирішення спеціальних — завдань вивчення рудних родовищ полиметаллического і золоторудного типів за методикою первинних ореолів. Зокрема, дослідження програми В.І. Евдокимовой (ЯРМУ) багатомірних полів при обробці результатів литохимических пошуків по потокам розсіювання стало головна причина і пропуску аномалій трубки Ботуобинская і, загалом, неправильної оцінки перспектив всього района.

В цей період геохімічні роботи були виконані без підготовки відповідної інтерпретаційної основи та проводилися без ландшафтно-геохимических досліджень сучасного геохімічного поля грунтів і природних вод, не вивчені фонові регіональні контролю над параметрами місцевого геохімічного фону в різних геоландшафтных умовах, поза обліком особливості складу та будівлі, розвитку регіону на целом.

Обработка геохимической інформації зведена до механічного, формальному дотриманню вимог варіаційної статистики не враховуючи специфічних особливостей формування слабо-среднеконтрастных геохімічних ореолів і потоків розсіювання кимберлитов. Було допущено відхилення й у методиці обробки різних видів досліджень, з порушенням стадийности ведення работ.

Учитывая вищевикладене, можна буде усвідомити, що така територія басейну р.р. Марха-Хання геохимически не охарактеризована. Проведені тут роботи фрагментарні, не є кондиційними і відповідають рівню сучасних вимог при проведенні геохімічних робіт масштабу 1:200 000 — 1:50 000.

Выполненные підготовчі роботи масштабу 1:200 000 комплексом геолого-геохимических методів покликані заповнити існуючі прогалини на регіональному рівнях исследований.

Геологическое строение

Общие сведения

В геологічному будову району беруть участь терригенно-карбонатные породи верхнього відділу кембрію представлені мархинской почтом (Е3 mr), нижнього відділу ордовика (олдондинская почет (О1 ol)), терригенная товща юрської системи включає тюнгскую почет (J1 tn) і сунтарскую почет (J1−2 sn).

Широким поширенням користуються кайнозойские освіти, представлені, головним чином, комплексом різновікових опадів озерно-болотных, озерно-аллювиальных і алювіальних фаций.

Стратиграфия

Кембрийская система

Верхний відділ. Мархинская почет (Е3 mr). Відкладення цієї почту поширені в західній частині району. Розріз почту представлений мергелями, вапняками, рідше доломитами (мергелистыми, песчанистыми, рідко — глинистыми), линзовидными прослоями плоскогалечных вапнякових конгломератів, оолитовых вапняків і доломітів, песчаников.

Подробно почет описано на долинах річок Марха і Хання. Мархинская почет відповідно до залягає на підстильної її Чукукской почту (Е2−3 ck) средне-верхнего відділу кембрійської системи. Залягання почту моноклинальное з кутами падіння порядку 10−25о. На північно-східному і західному ділянках свого поширення мархинская почет (Е3 mr) перекривається з стратиграфическим незгодою тюнгской почтом (J1 tn), а решті дільниць, де немає входить у денну поверхню, олдондинской почтом (O1 ol).

Фауна представлена знахідками трилобітів Kuraspis obscura N. Tchern в долині р.Марха. Загальна потужність даної почту — 306, 4 м.

Ордовикская система

Нижний відділ. Олдондинская почет (О1 ol). Розвинена у північній частині, західної, південно-західної частини району. Розріз почту представлений доломитами, вапняками, красноцветными мергелями і часом оолитовыми, і водорослевыми товщами. Також відзначаються линзовидные прослои плоскогалечных конгломератів, пісковиків, аргиллитов і алевролитов.

Мархинская почет (E3 mr) подстилает олдондинскую почет (O1 ol), де, стратиграфически заперечливо, залягають осадові відкладення нижньої юри, представленої цьому ділянці району тюнгской почтом (J1 tn), у північній — центральній частині нижне-средне юрські відкладення сунтарской почту (J1−2 sn) і повсюдно четвертинні відкладення долин рек.

Подошва проходить за зникнення у межах красноцветных мергелів. Вік цієї почту встановлено по знахідкам фауни, знайденим на сусідній стороні у районі течії р. Накын в аналогічних осадах i представленим Thysanoboius sp. Загальна потужність почту становить 135, 6 м.

Юрская система

Нижний відділ. Тюнгская почет (J1 tn). Здебільшого поширена у північної, північно-західній, центральної і південно-західної області району. Розріз представлений пісками, песчаниками, алевролитами з лінзами і прошарками аргиллитов, вапняків. У песчаниках виявлено наявність лінз мелкогалечных конгломератов.

Залегание пластів субгоризонтальное з кутами падіння перші градуси. Заперечливо подстилается олдондинской почтом (O 1 ol). Перекривається стратиграфически заперечливо залегающей сунтарской почтом (J1−2 tn), а місцях її розмиву четвертичными отложениями.

В розрізі почту повсюдно містяться залишки викопній фауни різною схоронності. Aguilerella tiungensis (Kosch). Потужність почту до 10,7 м.

Нижний — середній відділи. Сунтарская почет (J1−2 sn). Користується найширшим поширенням і складає практично всю східну частина району. Представлена аргиллитами, алевролитами, пісками, песчаниками, алевритами з малопотужними прослоями слабко зцементованих среднегалечных конгломератів і известняков.

Стратиграфически заперечливо залягає на відкладеннях олдондинской почту (O1 ol) і тюнгской почту (J1 tn). У ділянках виходу денну поверхню частково розмивається і окремі ділянки перекривається четвертичными отложениями.

Фауна представлена: Camptonectes sp. Ind, Tancredia sp. Ind, Dactyomya intlata (Ziet).

В підставі почту залягає пачка аргиллитов потужністю від 2,4 до 38,0 м. Потужність почту до 80,0 м.

Неогеновая система

Миоцен. (N1). Поширена, тільки південно-західному ділянці району не більше басейну р. Марха. До неї віднесено освіти алювіальних рівнин, які, за часом формування, розглядаються як опади четвертої тераси р. Марха і її притоков.

Разрез має двухчленное будова. Верхня частина представлена фациями заплави, складена суглинками чи илами; нижня русловыми фациями — піски з рідкісною галькою і гравієм, галечниками.

Залегает горизонтально на олдондинской почті й у центральних ділянках перекривається четвертичными відкладеннями. Потужність опадів коштує від 1,5 до 14,7 м.

Четвертичная система

Современное ланка. (Q). Сучасні відкладення не більше району розвинені повсюдно. До опадам цього віку віднесено алювіальні відкладення заплави і русла. Представлені илами, торфом, глинистыми суглинками, рідше — мулистими пісками, з рідкісним включенням дрібної гальки і гравію. Русловые фации складено галечно-гравийно-песчаными утвореннями з низькою домішкою глин.

Мощность сучасних відкладень різних генетичних типів дуже незначна і перевищує десяти-п'ятнадцяти м.

Магматизм.

Магматические освіти району представлені породами средне-палеозойского віку, пов’язані з Вилюйско-Мархинской магмоподводящей зоною, і поділяються на два різних за складу і генезису комплексу гірських пород:

· щелочно-ультроосновному (кимберлиты).

· основному (траппы) Формы залягання трапповых і кимберлитовых тіл різні. Кимберлиты не більше району утворюють тіла трубочной форми. Траппы представлені дайками.

Кимберлиты. У межах Накынского кимберлитового поля на сьогодні виявлено два алмазоносних кимберлитовых тіла. Обидва родовища не виходять денну поверхню й перекриваються потужної пачкою юрських відкладень Сунтарской почту (J1−2 sn). Потужність перекрывающих відкладень коштує від 51 до 80 м.

Кимберлитовые тіла у плані мають витягнуту в північно-східному напрямі форму з співвідношенням коротких і довгих осей як 1/3.

Породы трубки N представлені кількома петрографическими типами: кимберлитовыми ксенотуфобрекчиями, автолитовыми кимберлитовыми брекчиями і порфировыми кимберлитами. Кимберлитовые брекчии мають світлу блакитнувато-сіру і зеленовато-серую забарвлення, порфировый кимберлит — темно-зелену. Переважна більшість складається з слюдистого глинисто-карбонатного матеріалу, що включає у собі великі (до 2 див) порфірові виділення кальцит-серпентина, освічені по оливину. Кількість ксенолитов які вміщали порід дуже мала, зміст включень ксенотуфобрекчий в автолитовой кімберлітової брекчии коштує від 5−10% до 50−60%, також зустрічається досить багато (2−5%) ксенолитов порід фундаменту і мантії. Останні представлені серпентинизированными і кальцитизированными дунитами, перидотитами, эклогитоподобными породами, темними хлоритизированными пироксенитами. У автолитовой кімберлітової брекчии автолиты кимберлита мають округлі форми розмірами до 3−5, рідко 10 см.

Возраст порід трубки визначено рубидий-стронциевым методом як средне-верхнеордовикский.

Траппы. У межах досліджуваного району породи трапповой формації розвинені практично повсюдно. Це підкреслюється великою кількістю лінійних магнітних аномалій, значна частина залягає на полі розвитку мезозойських осадков.

На денну поверхню аналізовані породи виходять у басейні р.р. Марха, Хання, на полі розвитку порід раннього палеозою і мезозою. Морфологія тіл різна. На сучасної поверхні, переважно вони виражені як прямолінійних гряд, сложенных посередньокрупноглыбовыми развалами долеритов. Ширина даек змінюється від 3−5 до 30−50 м. Протяжність по простиранию до $ 1,5 — 7,5 км. Простягання північно-східне, північно-західне, домінує, падіння даек — субвертикальное.

Долериты, слагающие дайки, дуже щільні, масивні, мають сірувато — чорний колір. Дайки мають зональний будова: центральна частина складена крупно — мелкозернистыми долеритами, що до периферії тіл змінюються мендалекаменными долеритами і микродолеритами. Перехід їх постепенный.

Возраст порід трапповой формації визначений средне-палеозойский, оскільки ті породи мають різко зниженим змісту Ni і Cr стосовно кларкам цих елементів в базитах, є досить надійним ознакою їх вікової фациальной принадлежности.

Тектоника.

Тектоническое будова району зумовлено становищем їх у області зчленування трьох найбільших структур Сибірській платформи: південній частині Анабарской антеклизы, північно-західного борту Патомо-Вилюйского авлакогена та східної частини Тунгуської синеклизы.

В будову регіону виділяється два структурних поверху. Нижній, архейского віку, відповідає кристалічному фундаменту, і верхній — осадовому чохлу платформы.

Нижний структурний поверх відчуває південно-східне занурення. Глибина залягання фундаменту порядку 3,5 км. Магнітне полі носить диференційований характер, обумовлений лінійним полосовидным чергуванням позитивних і негативних аномалій переважно субмеридианальной орієнтації. Будова магнітного поля відповідає варіаціям речовинного складу метаморфических порід фундаменту та її внутрішньої структуры.

Верхний структурний поверх (осадовий чохол) підрозділяється на верхнекембрийский-нижнеордовикский, среднепалеозойский і нижне-среднеюрский структурні яруса.

Верхне-кембрийский — нижне-ордовикский структурний ярус з кутовим незгодою залягає на кристалічних породах архея. Він просто складає загалом каледонский структурний комплекс і представлений терригенно-карбонатными породами.

Средне-палеозойский структурний ярус представлений интрузивными утвореннями — дайки долеритов.

Нижне-среднеюрский структурний ярус зі стратиграфическим незгодою залягає на верхне-кембрийских — нижне-ордовикских породах, складний переважно морськими опадами юры.

По даним досліджень, всю територію лівобережжя р. Марха від басейну р. Хання на північному заході до верхів'їв р. Конончаан — на південному сході належить південно-східному схилу Анабарской антеклизы, поданому тут досить крутонаклонной Ханинской моноклиналью, яка є окраїнною частиною Анабаро-Тюнгского кратона. У будову осадового чохла моноклинали приймають участь терригенно-карбонатные венд-раннеордовикские породи загальної потужністю від 2.5 км (правобережжі р. Хання) до 4.5 км (верхів'я р. Конончаан) поблизу шовной зони з Ыгыаттинской западиною Палеовилюйского авлакогена. У цьому поперечному розрізі спостерігається велике занурення на південний схід убік депрессионно-деструктивной области.

В сучасному будову Сюгджерской сідловини беруть участь венд-раннеордовикские породи. У районі Эрендыкской вигину р. Марха вздовж її кордону з Ыгыаттинской западиною з’являються породи середнього ордовика і силуру. На відміну від південно-східного схилу Анабаро-Оленекской антеклизы у межах виділяється низку малоамплитудных (50−100 м), невеликих за величиною брахиформных поднятий.

К структурам першого ладу у Посередньо — Мархинском районі належить Ыгыатинская западина — північна частина Вилюйского авлакогена, що є складовою і основний структурою Лено-Вилюйской депрессионно-деструктивной області. У межах досліджуваного району перебуває північно-західний борт западини, що супроводжується Мархинско-Линденской зоною глибинних розламів. З боку Анабаро-Тюнгской кратонной області Ыгыаттинская западина обмежується Вилюйско-Мархинской зоною раздвигов, залікованих дайками долеритов. У будову западини беруть участь вулканогенно-осадочные породи среднепалеозойского структурно-формационного комплексу, які зі стратиграфическим незгодою на породах нижнепалеозойского цоколя. У межі району Ыгыаттинская западина входить своїм Північно-Західним бортом до 60 км. З боку деструктивної області він контролюється Мархинско-Линденской зоною глибинних розламів, а із боку кратонной області - даечным поясом Вилюйско-Мархинской зони. Більшістю дослідників відзначається важкий шлях конседиментационного і инверсионного розвитку Ыгыаттинской впадины.

Главные структури Ыгыаттинской западини є великі блок-моноклинали з падінням на південний схід, обмежені найбільш амплитудными (до 400−600 м) розломами. До таких структурам належить Чучуканская брахиантиклиналь. Внутрішнє будова таких блоків має складну складчато-блоковую структуру. У цьому, пликативные дислокації носять згоден і часто, приразломный характер. Інверсія Ыгыатинской западини не опановувала стадії повного звернення її у позитивний морфоструктуру, що викликало успадкованої розвитку, на її основі, негативною надпорядковой структури — Вилюйской синеклизы.

Заложение Вилюйской синеклизы відбувається у позднепалеозойское період із накопиченням верхнепалеозойского структурно-формационного комплексу порід значної мощности.

В межах досліджуваної площі розташований північно-західний борт синеклизы по лівобережжю р.Хання. Кордон тут обгрунтовується наявністю абразивно-тектонического уступу заввишки до 30 метрів за породах нижнього палеозоя.

Строение мезозойського структурно-формационного комплексу синеклизы тут досить просте. Встановлено нахил всіх поверхонь на південний схід і схід при практично горизонтальному залягання порід. Конседиментационное її розвиток зафіксовано за змінами потужностей, варьирующих в сучасному эрозионном зрізі р. Хання.

За межами досліджуваного району, на межиріччі р.р.Хання-Накын в похованою поверхні нижнього палеозою контрастно, виражена Ханнинская позитивна морфоструктура і Дыхтар-Уолбинская депресія. Кимберлитовые трубки Ботуобинская і Нюрбинская розташовані на півметровій південному схилі підняття, на террасовидной поверхні до 5 км з абсолютними оцінками 170−180 м. У погребенном рельєфі їм відповідає положистий вал північно-східного простирания з відносними перевищеннями до 3 м. Дыхтар-Уолбинская депресія простежується із заходу від гирла р. Хання на південний схід в середнє протягом р. Накын, де відкривається у западину регіонального північно-східного плану. Абсолютні позначки нижнепалеозойского днища депресії знижуються від 200 метрів за басейні струмка Дьахтар-Юрэгэ до 80 метрів за долині р. Накын. Від трубки Ботуобинская в південно-західному напрямі, у бік осьової частини депресії простежується вузька (40−60 м) улоговина глибиною до 45 м эрозионно-карстового чи карстово-тектонического происхождения.

В межах крайової частини Анабаро-Тюнгской кратонной області на межиріччі Хання-Накын загалом палеозое сформувалися взаимопересекающиеся глибинні розлами Мархинской і Вилюйско-Мархинской Тектоно-магматических зон. Для розламів у сфері кратона характерні, загалом, незначні амплітуди зсувів, велика насиченість їх дайками долеритов. Будова і параметри розламів Мархинской зони вивчені недостатньо, фрагментарно. По геофизическим даним ці розривні порушення мають північно-західне, рідше субмеридианальное простягання й утворюють систему розламів до 75 км. Багато розлами заліковані протяжними (до 30 км) переривчастими дайками долеритов, що виходять і не що виходять до рівня сучасного эрозионного зрізу. Передбачається, що розлами цього плану обмежують вузьку (5−10 км) грабенообразную структуру на правобережжі р.Марха. Так само розломами, можливо, супроводжуються і грабен-синклинали північніше гирла р. Хання.

Достовернее откартированны північно-східні розлами Вилюйско-Мархинской зони, закладеної на зчленуванні Анабаро-Оленекской антеклизы і Вилюйского авлакогена. Ширина зони в басейні р.р. Хання-Накын становить 80 км. На південному сході вона розмежовує кратонную і депрессионно-деструктивную області. На північному заході крайні розлами, трассирующиеся з південного сходу від басейну р.р. Чагдалы-Ыгматта. Численні розлами цієї зони здебільшого заліковані дайками долеритов.

Общие інформацію про Вилюйско — Мархинской тектоно-магматической зоні показують її розширення на північний схід, до 150 км. Воно складається з трьох паралельних гілок, розташованих друг від друга на відстань до 30 м.

Северо-западная гілка, шириною 10−60 км, лежить у басейнах р.р. Марха-Хання-Чемидикян Центральная гілка частково прихована під мезозойскими опадами і встановлюється на полі розвитку кембрію в басейнах р.р. Марха-Тюкян-Тюнг шириною 10−15 км.

Юго-восточная гілка простежується під чохлом мезозою Вилюйской синеклизы до 10 км. Усі три галузі зливаються в басейні р.р. Хання-Тюкян.

Область перетину Средне-Тюнгской (Верхне-Тюнгской) зони розламів з Вилюйско-Мархинской (Мархинско-Линденской) належить до районам, сприятливим на впровадження кимберлитов.

Геологическое развитие.

В геологічному розвиток цій території можна назвати три великих етапу, які завершуються четвертинним періодом з накопиченням тим часом руслових і заплавних фаций.

Первый етап. Позднекембрийский — ранееордовикский. Геологічне розвиток досліджуваного району цьому етапі характеризується регресійної обстановкою. З’являються висхідні руху, у яких море короткий час залишає територію платформи. Що швидше за все пов’язані з відлунням раннекаледонских рухів. Регресія моря обумовила освіту лагунно-морских і мілководних фаций у відкладеннях мархинской почту (E3 mr) і прибережних відкладень з континетнальными фациями олдондинской свиты.

К кінцю раннього ордовика море остаточно відступило із території, внаслідок чого виник перерву у осадконакоплении.

Второй етап. Среднепалеозойский (ранне-позднедевонский) етап. Аналізуючи цей етап спокійна доти обстановка змінилася обстановкою активізації платформи. Виникли тектонічні напруги через які територія було остаточно розбито мережею глибинних розламів. Водночас почав виявлятися основний магматизм, який у даний час представлений дайками долеритов, залечивающих деякі разломы.

Третий етап. Раннесреднеюрский етап. Він характеризується широким розвитком карбонатно — терригенных формацій трансгресивної стадії. Це відображається в литологическом складі тюнгской почту (J1 tn) (піски, пісковики, алевролиты з лінзами і прослоями вапняків) і сунтарской (J1−2 sn) почту (аргиллиты, алевролиты, пісковики, алевриты, з малопотужними прослоями вапняків). Після ранне-среднеюрского етапу накопичення морських відкладень відбувається регресія моря, що призвело до розмивання раніше накопичених відкладень. У неогеновое час на території розвивається річкова мережу, у результаті накопичуються заплавні і русловые фации.

Четвертичый період характеризується обстановкою як і неогеновому часу. Аналізуючи цей етап також накопичуються русловые і заплавні фации.

Полезные ископаемые

Основными і, природно найголовнішими джерелами з корисними копалинами району є два великих алмазоносних родовища: Ботуобинское і Нюрбинское. Обидва родовища було відкрито порівняно не давно 1994;го і 1996 рр. й за даними є высокоалмазоносными корінними родовищами алмазів зі значними запасами руди. Алмази у тих родовищах за своїми минералогическим і якісним характеристикам можна порівняти друг з одним їх середні змісту по свердловин перевищують 5,7 кар/т.

Также встановлено алмазоносность руслових, косових, заплавних і террасовых відкладень р. Мархи і спроби деяких її приток. Найбільш продуктивними є русловые відкладення р. Мархи, де змісту алмазів коливається не більше від 0,002 до 0,27 кар/м3. Алмазоносность алювіальних відкладень характеризується змістом від 0,004 до 0,013 кар/м3. У русловом і косовому аллювии середнє зміст алмазів коштує від 0,004 до 0,006 кар/м3. Промислові розсипи алмазів отсутствуют.

Практически переважають у всіх стратиграфических горизонтах району, крім мархинской і олдондинской звитий, виявлено мінерали супутники алмазу. Приміром для тюнгской почту у складі пісків і галечников встановлено наявність мінералів супутників алмазу: пикроильменит від 1 до 240 зерен, піроп від 1 до 39 знаків на пробу. Більшість минералов-спутников алмазу хорошою окатанности, поганий схоронності, хоч і зустрічаються окремі зерна з реліктами первинної поверхні. У сунтарской почті минералы-спутникиалмаза зустрічаються вже рідко, переважно у вигляді пикроильменита, а гранат-пироп лише у фракції 1,0 мм в вигляді одиничних зерен (до 6 знаків на пробу). Збереження плохая.

Кроме того досліджуваної території можна справити й низку інших корисних ископаемых:

Богато представлені у районі будівельні матеріали: карбонатні породи, доломиты і піщано-гравійні суміші. Карбонатні породи придатні як виготовлення основі различныхвидов сировини, як-от технологічна вапно, будівельна повітряна вапно, антисептик, для: мінеральних добрив, дорожнього будівництва. Запаси карбонатних порід великі й видобуток їх може здійснюватися відкритим способом.

Доломиты не користуються настільки значним поширенням, але й можна використовувати в народному господарстві як бутового камня.

Песчано-гравийно-галечные суміші поширені і придатні для заповнювачів бетонів, покриття дорог.

Медное руденение району відзначається з 1953 г. Это не значні прояви у карбонатних породах азуриту, малахіту, ковелина. У шлихах з контактів даек з вміщуючими породами зазначено не значне присутність ирита, халькопирита, азуриту, малахіту. Прояви міді присвячені деяким розламах, розташованим субпараллельно зазначеним дайкам. Через малої потужності зони оруденения (0,3 м), виявлене мідне прояв практичного інтересу не представляет.

Поделочные каміння представлені кременями, халцедоном, напівкоштовні - піропом, цирконом, але вони за величиною, якості й неабиякої народження не используются.

История открытия.

В 1994 р. під час проведення бурових робіт Ботуобинской експедицією не більше Вилюйско — Мархинской зони глибинних розламів, з метою вивчення структурного будівлі району, одне з свердловин розкрила кимберлитовое тело.

Это послужило відкриттям трубки Ботуобинская. Того ж рік безпосередньо навколо трубки площею 1 км² було проведено наземна магнітна зйомка масштабу 1:2000 (мережу 25×25 м) і гравіметрична зйомка масштабу 1:5 000 (мережу 50×40 м), а площу перейменують на 0,4 км² покривається мережею (100×100 м) точок МПП (Метод перехідних процесів) з розмірами установки 100×100 м. Але жодним з цих методів кимберлитовая трубка не виділяється. В усіх життєвих пробурених свердловинах проведено широкий комплекс ДВС, що дало уявлення про магнитности, щільності, електропровідності широтою діапазону частот, радіоактивності кимберлитов, які вміщали і перекрывающих порід. Щодо більшості свердловин проведено РВП, яке засвідчило, що кимберлитовое тіло виділяється аномальним загасанням радиополя.

В наступне час, у найближчому оточенні трубки Ботуобинская площею 100 км² проводилася наземна магнітна зйомка масштабу 1:5 000 з єдиною метою пошуків нових кимберлитовых тіл, але в межиріччі р.р. Хання-Накын (800 км2) аэромагнитная зйомка масштабу 1:10 000.

В ході цих робіт виявили ряд перспективних магнітних аномалій трубкового типу, і у грудні 1996 р. геологами Ботуобинской експедицією, при заверке магнітної аномалії Н-9, було відкрито алмазоносная кимберлитовая трубка Нюрбинская.

Трубка Нюрбинская перебуває в вододілі р.р. Хання-Накын не більше осьової лінії Дъяхтарского розламу, у зоні якого Півдні розташована трубка Ботуобинская. Обидві ці трубки ставляться до похованих кимберлитовых тіл. Потужність перекрывающих відкладень трубки Нюрбинская становить 57−61м. У плані похованого рельєфу ця трубка має эллипсовидную форму субмеридиональной орієнтації з розмірами 300−320×130−160 м. У вертикальному розрізі морфологія трубки близька до диатреме з каналом циліндричного типу. Кути падіння контактів трубки змінюються від щодо положистих (75−80о) до субвертикальных (85−87о). Рудне тіло трубки складено автолитовой кімберлітової брекчией. За підсумками попередні дані кернового випробування встановлено, що змісту алмазів у кимберлитах коливаються у середньому свердловин більш 5,7 кар/т, а, по минералогическим і якісним характеристикам вони порівняти з діамантами трубки Ботуобинская.

Вмещающие породы.

Вмещающие породи Нюрбинской кімберлітової трубки представлені осадовими породами верхнього кембрію мархинской почту (E3 mr) і відповідно до залегающими ними осадовими породами нижнього ордовика олдондинской почту (O1 ol).

Осадочные освіти раннього ордовика ставляться до комплексу мілководних біогенних, хемогенных і терригенных глинисто-карбонатных відкладень шельфових эпиконтинентальных морів за нормальної роботи й кілька підвищеної соленостью, накопичених за умов приливно-отливной аридной зони. Перерізи складено трьома асоціаціями литогенетических типів: хвилястоі горизонтально-слоистыми известковистыми чи доломитистыми мергелями і глинистыми доломитами вирівняних знижень дна мілководній рівнини; різноманітними вапняками положистих піднесених частин дна мілководній рівнини (обмілин); волнисто-слоистыми і масивними аргиллитами центральних застійних частин знижень дна мілководній равнины.

Наибольшим розмаїттям має асоціація вапняків. У ньому виділяється ряд литологических типів: оолитовые вапняки різної зернистості неслоистые ми інколи з фрагментами дрібної косоволнистой (фестончатой) шаруватості; алевритистые мелкокристаллические мілководні вапняки, часто містять гравійні збіжжя і дрібну уплощенную гальку і катуны микрозернистых вапняків і мергелів; грудкуваті (сгустковые) копрогенные вапняки з реліктами переривчастої горизонтальній шаруватості і текстурами биотурбаций, часто містять уламки раковин тонкостінних брахиопод; пелитоморфные вапняки неслоистые; строматолитовые (водорослевые) афанитовые тонко-волнисто-слойчатые вапняки, часто містять конкреції білих хусток і сірих кременів і лінзочки оолитовых вапняків; мелко-среднезернистые органогенно-детритовые вапняки, містять залишки брахиопод, пелеципод, криноидей і иглокожих.

Особенности вапняків свідчить про освіту за умов слабких течій і отмучивания глинистого терригенного матеріалу. Це, вочевидь служило причиною хорошою освітленості водойми й можливості інтенсивного хемогенного і биогенного карбонатонакопления.

В меншою мірою в розрізах ордовика поширені доломиты, які зазвичай представлені пелитоморфными і глинистыми скрытокристаллическими разностями. Є й вторинні доломиты, які, по суті, є структурними аналогами розглянутих вище вапняків. Вторинна доломитизация встановлюється з трудом.

Указанные литогенетические типи та його асоціації ритмічно переслаиваются, знімаючи пачки, пласти, верстви і прошарку, що існувати значних фациальных переходов.

В розрізах підстильної позднекембрийской товщі доломиты різко переважають над вапняками. З іншого боку, характерно поява тонковолнистослоистых пестроцветных і красноцветных доломитистых мергелів і аргиллитов. У цих пластах потужністю перші метри поширені тріщини висихання і текстури биотурбаций.

Встречаются також верстви потужністю перші метри і дециметри, складені красноцветными аргиллитами і глинистыми алевролитами з масивною текстурою. Їх характерний лесовидний образ з микроагрегативным будовою, нерівномірна микропримесь піщаного матеріалу і оскольчатая отдельность.

Интересными з литогенетической погляду є прослои седиментационных брекчий, поширені в глибоких частинах розкритого кембрійського розтину. Вони відрізняються: відсутністю сортування і шаруватості; мають потужність від 0,5 до $ 1,5 м; складено незграбними часто сплощені уламками гравийно-мелкогалечного розміру; в складі уламків переважають глинисті підстильні породи, рідко вапняки і доломиты; у складі уламків зустрічаються уплощенные фрагменти, де є микроскладчатые деформації горизонтальній слойчатости; в цементуючою масі, що становить від 10 до 30% обсягу породи, переважає також глинистий матеріал; такі прослои немає мотивованого положення у осадових седиментационных ритмах. Зазначені ознаки дозволяють припустити грязекаменное походження таких брекчий.

Такого роду відкладення можуть супроводжувати формування конусів винесення або бути сопочными брекчиями — опадами грязьових вулканів. Присутність древніх пролювиальных конусів не мотивовано багатьма литогенетическими особливостями (глинисто-карбонатный склад, тонка і дрібна хвиляста слоистость, биогермные будівництва та ін.). Вони свідчить про існування дуже выравненного палеорельефа, отже ймовірнішим представляється зв’язок аналізованих седиментационных брекчий зі стародавніми грязьовими вулканами.

Встречаются песчанистые і алевритистые доломиты з дрібної косоволнистой (пір'ястої) слоистостью і литокластами, фіксують підстави микроразмывов і формального початку седиментационных ритмів, потужність яких складає перші метры.

Указанные литогенетические асоціації, очевидно, накопичувалися за умов сублиторали, прибережних ставків і выравненной континентальної субаэральной равнины.

Петрографические різниці пород.

Исследуемая осадова товща характеризується високої контрастністю по физико-механическим властивостями. Зараз закладення тектонічних (зокрема кимберлитоконтролирующих) структур осадові породи чохла очевидно були насичені водою і з непрямим даним окремі були повністю литифицированы. Одні типи порід мали жорстким каркасом, інші - немає, що визначало їх різну реакцію на зовнішні впливи. Вони по-різному мали реагувати на що докладалися до них у процес становлення структур зусилля (стиснення, розтягнення, зрушення і ударно-взрывное воздействие).

К породам, які мають жорстким каркасом слід віднести оолитовые, микрокристаллические, сгустковые і органогенно-детритовые вапняки, доломиты, биогермные будівлі, песчанистые породы.

Оолитовые вапняки і доломиты складають верстви потужністю від 5 див до перших метрів і найчастіше мають межі у вигляді плавних поступових переходів до інших литологические різниці. У підставі прослоев, зазвичай є ознаки розмиву чи взмучивания (катуны мергелів, окатанная галька інших порід). Нерідко в щодо потужних (кілька метрів) шарах оолитовых вапняків і доломітів є прослои мергелей.

Оолитовые вапняки і доломиты, зазвичай, дуже міцні і щільні внаслідок сильної перекристалізації щодо маси. Вона має характерний серо-бежевый колір, однак у окремих випадках можуть бути або ясно-жовтими або, що ще рідше, темно-сірими. Темно-сірим кольором мають, зазвичай крупно-оолитовые різниці. Такі породи трапляються нечасто як малопотужних прослоев на глибоких горизонтах досліджуваного інтервалу порід вже у кембрійської товщі. Їх забарвлення обумовлена окремнением. У аналізованих породах нерідко відзначаються стяжения білих кременів, які зберігали первинну оолитовую текстуру.

Сгустковые вапняки є надзвичайно міцні і щільні породи, проте є підстави вважати, що таке міцними їх зробили процеси карбонатної перекристалізації, а доти ці вапняки були высокопористыми і непрочными.

Первоначально сгустковые вапняки виглядали очевидно водорослевые освіти (так звані водорослевые мати) або донний осад повністю перероблений роющими організмами (порода копрогенного походження). А ще вказують надзвичайно різноманітні сгустковые (псевдобрекчиевые) текстури пород.

При мікроскопічному вивченні встановлено: вапняк сгустковый, можливо частково водорослевый, тому що помітна слойчатость, і навіть микроплойчатость неправильної форми; микротекстура мелкокомковатая (результат переробки осаду роющими організмами (копрогенная); переважна більшість складена микрокристаллическим кальцитом як і поширений прожилковый крупнокристаллический кальцит з розміром кристалів понад 0.25 мм; кальцит з розміром кристалів менш 0.25 мм розсіяли в породі і виконує пори і ходи роющих організмів; органічні залишки складено кальцитом, у тому числі чітко визначаються залишки раковин брахиопод, пелеципод і иглокожих (голки морських їжаків, членики криноидей); зрідка зустрічаються радиально-лучистые микроконкреции кальцита, очевидно син-диагенетические; алевритовая домішка кварцу (0.01−0.05мм) становить приблизно 10−15% породи; нерідко відзначаються изометрично-округлые виділення піриту близько 0.01 мм.

Образование породи прибрежно-морское. Типовий детрит, створений у результаті переробки роющими организмами.

Сгустковые вапняки, зустрінуті деінде, зазвичай пронизані струйчатыми субвертикальными смугами жовтого микрокристаллического карбонатного материала.

Биогермные будівлі ставляться до каркасних і з надзвичайно пористих литологических утворень і як наслідок розглядаються як один з основних колекторів для рідин і газів. Отже інтенсивне вторинне минералообразование слід очікувати саме у ній, як і підтверджується на практике.

Под биогермными будівлями ми об'єднуємо строматолитовые і онколитовые водорослевые освіти. Ці різновиду порід поширені в аналізованих розрізах. Ними утворені прослои, мають потужність від 1−2 до 30−50 див, в окремих випадках до 1 метра.

Биогермы може бути складено як доломитом, і кальцитом, що, ймовірно, залежить від умов басейну накопичення опадів і, можливо, від вторинного доломитообразования. Породи мають тонку листовато-слоистую текстуру. У вона найчастіше слойки биогерма вигнуті в округлі опуклі форми з амплітудами у перших сантиметри. У великих спорудах, складових за проектною потужністю дециметри, утворюється дуже непроста, многопорядковая, інколи ж навіть перекинута «зморшкуватість » .

Очевидно, що строматолиты і онколиты мали високу міцність вже в ранніх стадіях диагенеза. Про це свідчить, часто наблюдаемыми звивинами в породах, безпосередньо перекрывающих биогермы. За своїми проявам це дуже нагадує локальні зонки тектонічної нарушенности.

Биогермные будівлі часто містять прояви вторинних мінералів. По межслоевым тріщинам зустрічаються кальцит і пірит, досить часті також стяжения кременів. У місцях прояви древнього карстования саме проникні биогермные карбонатні породи опиняються у найбільшою мірою выщелоченными.

Алевро-песчаные різниці порід проявляються у вигляді порівняно малопотужних прослоев (5 — 30 див), що як правило складають елементи седиментационных ритмів позднекембрийской товщі. Породи рідко мають масивну текстуру, частіше вони складають прослои з тонкою косоволнистой, і навіть пір'ястої слоистостью. Прошарки алевролитов і пісковиків знизу зазвичай обмежені поверхнями розмиву, а вище плавно чи через переслаивание переходить до глинисто-мергельные різниці. Характерною ознакою будівлі терригенных прослоев є у підставі гальки і катунов нижележащих порід. Описувані різновиду представлені мелкозернистыми алевритистыми песчаниками і алевролитами на карбонатном цементі. Серед уламків переважають кварцові, зазвичай добре окатанные зерна.

При петрографических дослідженнях у псаммитистых породах можна знайти сильна перекристалізація карбонатної складової. Є кількох генерацій кальцита. У окремих у экзоконтакте трубок присутні чіткі коррозионные структури вторинного карбонату стосовно кварцові. Це свідчить про агресивність карбонатного флюїду, внедрявшегося в товщу пород.

Кроме цього, в алевро-песчаных різновидах порід зустрінуті всі місце прояви вторинної мінералізації. Особливо притаманними них формами є диффузионные округлі виділення микрокристаллического піриту, розташовані зазвичай пошарово чи що утворюють характерні відгалуження від ниткоподібних пиритовых і пирит-кальцитовых прожилков.

К тендітним типам порід слід вважати і красноцветные лессовидные глинисті алевролиты з оскольчатой отдельностью, поширені в розрізах кембрію. За їхній рахунок освіти у древніх субаэральных умовах вони, як і породи биогермных будівель, відчували ранню литификацию. Тож у наступних процесах литогенеза вони піддавалися тендітним деформаціям. Про це свідчить численні факти наявності у них прожилковой гіпсовою мінералізації і прожилковых виділень освітління (гидрослюда і хлорит). До того ж фактами околотрубочной прожилковой мінералізації. У ближньому экзоконтакте трубки Нюрбинская в породах спостерігалися прожилковые нитковидні виділення темно-серо-зеленого глинистого мінералу (железо-магнезиального хлорита, облямованого зонками освітління. У одиничному разі й у экзоконтакте цієї трубки зафіксована кальцит-барито-целестиновая жила стовбурової потужністю 20 см.

Указанные різновиду, зазвичай мали відчувати тендітні деформації. Насичені водою глинисті породи (аргиллиты, мергелі, істотно глинисті вапняки) мабуть могли піддаватися вязко-пластическим деформаціям витискування і течения.

В результаті межах петрофизически контрастних середовищ виникали характерні порушення нормального горизонтального нашарування, що як правило мали тектонічна происхождение.

Так наприклад, можна спостерігати над або під микроразрывными порушеннями в пружних (тендітних) породах смятие і згинання більш пластичних глинистих прослоев. Нерідкими є також явища загасання розривів в пластичних разностях пород.

Морфология рудного тела.

Среди кимберлитовых тіл найпоширеніші трубки, дайки, крутоспадаючі жильні зони і послойные силлы простого чи багатоярусного будівлі. У певних геолого-тектонических умовах ці тіла утворюють просторові угруповання і взаємозалежні системи. Приміром у випадку можна назвати два типу кимберлитовых тел:

· якщо які вміщали їх породи представлені гнейсами і кристалічними сланцями, то це трубки, дайки, кулисообразные пачки жив, неправильні розгалужені тіла в місцях зчленування антиклинорных і синклинорных структур (Гвінея, Присаянье, почасти Анабар);

· у разі які вміщали субгоризонтально залягаючих осадових порід це — субцилиндрические, вертикальні чи крутонаклонные трубки, іноді перехідні на глибину в дайки (Айхал), деяких випадках є жили і дайки, січні трубку і вмещающие породи. Можлива і комбінація цих тіл, як і встановлено геологами БГРЭ на Ботуобинской трубке.

Трубка Нюрбинская було відкрито геологами Ботуобинской експедиції на початку 1996 р. По просторовому розташуванню вона не більше джерела струмка Дьяхтар-Юреге, лівої притоки р. Марха, залягає не більше поширення ренне-среднеюрских осадових порід Сунтарской почту (J1−2 sn) і сягають числу кимберлитовых тіл, не виходять на денну поверхность.

Разведочными роботами встановлено, що трубка прориває осадові породи верхнього кембрію Мархинской почту (E3 mr), нижнього ордовика Олдондинской почту (O1 ol) і перекривається ранне, ренне-среднеюрскими осадовими породами Тюнгской (J1 tn) і Сунтарской (J1−2 sn) звитий. Потужність перекрывающих відкладень 51−61м.

В плані лише на рівні палеоэрозионного зрізу трубка NN має эллипсовидную форму з довжиною віссю, витягнутої в північно-східному напрямі. Розміри тіла по довжиною осі становлять 300−320 м, по короткій осі 130−160 м. У розрізі представляє собою тіло правильної конічну форму з обрашенной вниз верщиной. Кути падіння стінок контакту трубки з вміщуючими породами змінюються від щодо положистих 75−80град, до субвертикальных 85−87град.

Характер поперечного перерізу поступово змінюється залежно від глибини залягання рудного тіла, і характеризується щодо поступовим убыванием площі поперечного перерізу трубки від верхніх частин до основного трубочному каналу. Це підтверджується бурінням, то якщо ми лише на рівні пелеоэрозионного зрізу трубка має перетин 300−320×130−160 м., то, на глибині порядку 110 м., від рівня палеоэрозионного зрізу, вже 270×110 м., тобто. з глибиною контури трубки конформно повторюють контури верхніх перетинів, у своїй, зменшуючись у розмірі відповідно розі конусности. На нижчих глибинах, починаючи з 150 м і по глибин порядку спостерігається більш стійке вклинювання рудного тіла, кути контактів змінюються більш пологие.

Строение нижчих горизонтів не вивчено, але з аналогії коїться з іншими кимберлитовыми тілами можна припустити, що з глибиною поруч з убыванием площі поперечного відбувається і «сплющивание «кимберлитового тіла, в результаті чого трубка поступово вироджується і глибинах порядку 1000 м перетворюється на малопотужні, у перших метри дайки, які представляють заповнення магматическим матеріалом ветвящихся тріщин надочагового горизонта.

Структура месторождения.

Изучаемое родовище знаходиться біля Накынского кимберлитового поля, вхідного у складі Средне-Мархинского кимберлитового района.

Структура району визначається великим тектонічним вузлом перетину гілок розламів першого порядку — Вилюйско-Мархинского дайкового пояса восток-северо-восточного простирания і поперечної щодо нього зоною палеоподнятий. Перша з названих зон розламів є крайової в среднепалеозойской рифтовой системі. Крім цих лінійних структурних елементів існує думка про контроль аналізованого району радіальними і дуговими елементами великих структур центрального типу, виділених по космогеологическим материалам.

Результаты картирования розривних порушень у найближчому околотрубочном просторі родовища NN наведено на рис. Тут ніяких звань в субмеридиональном напрямі простежений тектонічний шов, до складу якого милониты (свердловини NN 8−115, 20−129, 24−87 і 28−140). На східному фланзі родовища також встановлено шов з милонитами (вкв. 20−212, 24−7 і 32−198). Обидва шва субпараллельны друг одного і мають S-образную форму у плані. Характерно, що у своєму продовженні ці шви також маркуються зонами роздрібнення і серіями микросбросов, але меншою інтенсивності. У частнолсти у яких відсутні милониты, зменшується кількість зон роздрібнення і микросбросов. Тобто намічається згасання разломов.

Помимо субмеридиональных порушень встановлюються субширотно-северо-восточные зони. У частковості їх очевидне прояв зафіксовано у двох свердловинах на східному фланзі (32−28 і 32−32), у вищій з яких місце яскраві ознаки флюидизации. Простягання цієї зони заплановано за фактами відсутності чи незначного прояви розламів в свердловинах, пройдених північніше і південніше (NN 32−7, 32−253, 28−253, 28−263).

Другими даними, які підтверджують наявність субширотных розламів, є дві випадку розтину сліпих даек долеритов. Ув’язка їх у єдине може бути дайковое крутопадающее тіло поки умовна і спільною для його розташуванні паралельному очевидною зоні Ботуобинского розламу. Ряд ознак розламів дозволяє намітити та інші дрібні тектонічні шви цього простирания.

На південному заході родовища мають місце ознаки розламів північно-східного простирания, розкриті свердловиною 8−115.

Помимо субвертикальных зон порушень, очевидно, слід враховувати і субпослойные, які фіксуються з досить численним фактам межслоевых дзеркал ковзання і поодинокими субпослойными кимберлитовыми жилами, вскрытыми в свердловині 32−222.

Принципиальным моментом у структурі аналізованого родовища з погляду слід вважати даних про разновозрастности розламів. Так було в розрізах, вскрывших долериты (свердловини 16−150 і 24−7), останні піддаються тектонічному дробленню і гідротермальним змін у вигляді карбонат-хлорит-.гидрослюдистых новоутворень. Ці самі зони чітко ув’язуються в січні до гаданому простиранию дайки долеритов субмеридиональные шви. Отже, треба припускати існування трапповой дайки до формування субмеридиональных зон. Докимберлитовый вік траппов встановлюється і прямими фактами наявності їх уламків в кімберлітової брекчии (свердловина 16−150).

Сами ж субмеридиональные і флексурообразно вигнуті у плані розлами слід пов’язувати з моментом впровадження кимберлитов. Про це наочно вказує факт розташування кімберлітової жили у площині системи зближених микровзбросов (свердловина 32−166 глибина 236 м, фото.). Ця расщепляющаяся жила має хоча б кут зустрічі з віссю керна, як і близько розташований до неї контакт кімберлітової трубки. Отже, можна стверджувати, що розлами субпараллельные Ботуобинскому, було закладено у ранній дорудной формування структури месторождения.

Эти дані разом із субпараллельным і однотипним за формою і складу характером субмеридиональных швів повзоляют припустити існування єдиного S-образно тектонічного шва. У час становлення кимберлитов він був раздвинут.

Упомянутый вигин розламу дуже нагадує ті ж самі структуру на Ботуобинском родовищі. У цьому слід і його рудовмещающее значення. Очевидно, на глибині у тому морфологічному ускладненні може бути дайковое тіло порфірових кимберлитов. Непряме підтвердження цього полягає у присутності великих блоків порфірових автолитовых кимберлитов.

Интересно підкреслити велику ширину і довжину західної галузі розламу щодо східної. Це може вказувати певний нахил цього шва у Західному напрямку і відповідне збільшення площі виходу при наступної ерозії. Якщо вірно таке можливе падіння рудовмещающего шва, то позиція Нюрбинского родовища буде ще більше близька до локалізації Ботуобинских кимберлитов.

Важно звернути увагу до тектонічний вузол перетину встановлених локальних розламів північно-східного і субширотного простираний. Він намічається в ареалі розвитку кимберлитов. Мабуть, у цьому місці мусить бути центральна приосевая частина кімберлітової трубки, але в глибині тут мабуть поява кімберлітової дайки. Як і N родовищі у тому ділянці передбачається вища продуктивність кимберлитов.

Генезис месторождения

Гипотезы походження кимберлитов

До цього часу увагу багатьох дослідників продовжують залучати питання глибинах зародження і диференціації кимберлитовых розплавів, особливостях магматичних осередків кимберлитовых тіл і генезисі алмазов.

Существующие подання з цим питанням можна розділити на великі групи, кожна гілка яких включає кілька подгрупп.

Согласно уявленням однієї групи кимберлитовые розплави зароджуються в подкоровых глибинах планети серед порід верхньої мантії, де термодинамические умови забезпечують кристалізацію алмазу і пиропа. Піднявшись до підніжжя кори, вони потім у стислі терміни досягають поверхні і є застигають, консервуючи метастабільний при низьких тисках алмаз. Друга ж група об'єднує гіпотези, за якими піднялися з подкоровых глибин чи глибоких горизонтів земної кори ультраосновные магми еволюціонують і підлітків набувають специфічні особливості, щоб забезпечити надалі зародження їх кимберлитов на глибині перших км від земної поверхні в проміжних осередках. У цих осередках внаслідок вибухів подсасывающихся з які вміщали товщ вуглеводнів чи газової фази магми при пульсуючих рухах земної кори виникають умови, необхідні і достатні для кристалізації алмаза.

Наиболее розроблено у теоретичному відношенні, аргументовані і обгрунтовані фактичним матеріалами гіпотези, за якими кимберлиты зароджуються і еволюціонують у верхній мантії. Розбіжності між гіпотезами цієї групи, стосуються місця та часу кристалізації алмазів, пиропов, пироксенов та інших мінералів, що дозволяє ці гіпотези розділити на дві подгруппы.

Сторонники гіпотез першої підгрупи вважають, що родинні включення й окремі їх мінеральні компоненти є уламками порід верхньої мантії, а що виникає при частковому плавленні субстрату кимберлитовая магма служить свого роду «транспортером », выносящим роздроблений матеріал з подкоровых глибин до земної поверхні. Механізм підйому кимберлитовых розплавів у верхній мантії з глибини 100−200 км до підніжжя земної кори авторами цих гіпотез не обговорюються, хоча з питань панівних там температур і тисків висока пластичність субстрату виключає виникнення будь-яких видів разломов.

Согласно гіпотезам другий підгрупи кимберлитовые магми виникають також у результаті часткового плавлення мантийных порід, а радіальне переміщення здійснюється за механізму зонного плавлення. Поступальний радіальне рух розплаву в такому механізмі відбувається внаслідок проплавления покрівлі і осадження близького за обсягом кількості кристаллизирующихся мінеральних фаз у нижній частині магматического вогнища. Отже, радіальне переміщення магматичних осередків за механізмом зонного плавлення неминуче супроводжується поступовим зміною складу магмы.

Кимберлитовые розплави, які становлять підніжжя земної кори, швидко піднімаються з її ослабленим зонам та чи прориваються до земної поверхні, формуючи диатремы, або застигають поблизу неї вигляді трещинных і шарових интрузий. Припущення про існування будь-яких проміжних осередків на глибині 1−4 км чи кордоні платформного чохла і кристалічного фундаменту суперечать геологічним спостереженням і неспроможні з енергетичних позиций.

К категорії геологічних спостережень, відкидають наявність проміжних осередків кімберлітової магми за українсько-словацьким кордоном чохла і фундаменту платформи, рухається у першу чергу віднести численні прикладу залягання кимберлитовых трубок серед гранітів і гнейсов. Буріння, проведене одній із трубок, де фундамент залягає на глибині 100−200 м від сучасного поверхні, показало, що свердловина пройшов кімберлітової брекчии близько м, опустившись понад 100 м нижче розділу чохла і фундаменту, у своїй виявлено було як ні найменших ознак вогнища, а й ніяких суттєвих змін у складі, структурі та текстурі кімберлітової брекчии.

Другим щонайменше важливим фактом, який свідчить проти існування проміжних осередків кімберлітової магми, є про наявність у цих породах алмазу. Оскільки, якби існували якісь проміжні осередки на глибині 1−4 км, то кимберлитовые магми разом із в’язнями них діамантами що час повинні були перебуває у цих осередках (хоча в період заповнення). Результатом такий затримки має неминуче було стати повне заміщення алмазу графітом, який є стабільну модифікацію вуглецю в гипабиссальных условиях.

Существование проміжних осередків кімберлітової магми зустрічає труднощі й з енергетичних позицій. Відомо, що сумарний обсяг кимберлитовых порід навіть у найбільших провінціях вимірюється лише одиницями кубічних кілометрів, а межах будь-якого з полів обсяг порід вбирається у десятих часткою кубічного кілометра. Обсяг однієї чи кількох проміжних осередків, із якими може бути пов’язується освіту кимберлитовых тіл окремо взятої поля, у всій ймовірності, було істотно вирізняються від наведених цифр. За таких малому обсязі розплаву сумнівно скільки-небудь тривале існування внутрикорового вогнища, оскільки це неминуче призвело б до вичерпаності запасів тепла і до кристалізації магмы.

Таким чином, все викладене дозволяє собі з визначеністю не про коровых, а лише про мантийных осередках кімберлітової магми. Нетривалий підйом магми від підніжжя земної кори до її верхнім обріям та швидке заморожування у невеликих за обсягом трубках і дайках забезпечують збереження метастабильного у тих умовах алмазу. Будь-яка скільки-небудь тривала затримка кимберлитового розплаву дорогою з подкоровых глибин до земної поверхні неминуче привела б повної графитизации алмазов.

Эпохи кимберлитового вулканизма.

Многие сучасні прихильники плейт-тектоники вважають, що кимберлиты у зонах поддвига (субдукции) океанічних плит під континентальні, де були карбонатні, залізисті осадки.

Кимберлитовый вулканизм пов’язують із епохами освіти рифтогенных структур, які утворилися за умов прогибания і растяжения.

Для Сибірській платформи такими епохами вважаються рифейская, вендская і среднепалеозойская (девонская). Откартированные в кимберлитовых районах підняття з цих позицій вважаються посткимберлитовыми, із чим важко погодитися. Більше правдоподібними можна вважати уявлення Милашева у тому, що епохи впровадження кимберлитов пов’язані з регіональними інверсійними поднятиями.

Кимберлиты очевидно є продуктом етапів тектоно-магматической активізації древніх платформ, які супроводжувалися масовими виливами траппов. Наявне думка формування траппов і кимберлитов в єдині епохи, коли кимберлиты завершують траппово-кимберлитовый магматичний цикл. Останнє підтверджено поруч фактів — впровадження кимберлитов після трапповых даек (те що кимберлитами дайки долеритов на трубці Світ, наявність рідкісних уламків долеритов всередині кимберлитовых брекчий.

Указанное протиріччя зв’язку епохи кимберлитов з рифтогенезом і поднятиями мабуть можна зняти, маючи через чергування в девонском періоді регіональних еліт і, очевидно, глобальних епох розтяги й стискування. У цьому слід сказати, що кимберлиты впроваджувалися за умов регіонального горизонтального стискування, а траппы, мабуть, розтяги. Цікаво зазначити, що у районах мантійного глибинного диапиризма фіксуються синхронні йому напруги загального стискування. При цьому кількаразове чергування в девоні розтяги й стискування може бути основою пояснення разновозрастности і траппов, і кимберлитов, відзначену поруч исследователей.

Собственно процес кимберлитообразования по Маршинцеву /1995/ представляється трехэтапным: 1) плутонічний глибинний (высокобарические асоціації); 2) субвулканический (зміїний і карбонаты); 3) гидротермальный (зміїний, карбонаты, вилуговування та інших.) Послідовність становлення кимберлитов не більше окремих родовищ вважається наступній: а) дайки і жили; б) многофазные брекчиевые тіла, виконують трубки; в) жерловые интрузивные кимберлиты; р) дрібні жилы.

Возможные механізми формування структур.

В час дослідниками вже чітко відзначається приуроченість кимберлитовых тіл до найбільш проникними ділянками земної кори не більше кимберлитового поля. Для локалізації кимберлитовых тіл характерні зони глибинних розламів в ділянках зчленування великих позитивних і негативних структур фундаменту і чохла, ділянки територій зумовлені мінливістю густоти, витриманості за вертикаллю і латерали розривних порушень, і навіть ступеня розкриття чи стискування тріщин в окремі етапи кимберлитового магматизма.

На території Накынского кимберлитового поля, не більше N і NN родовищ встановлено існування до-, сіні посткимберлитовых розламів. Докимберлитовые розлами фіксуються як субширотно-северо-восточных зон, паралельних дайкам Вилюйско-Мархинского дайкового пояса. Разом з цими поздовжніми щодо глибинного розламу ослабленими зонами, мали місце поперечні і діагональні порушення. У Средне-Мархинском районі великі розлами подібного типу добре встановлюються по лінійним позитивним аномалій магнітного поля. Дрібні діагональні розломи у межах Мархинского дільниці і на родовищах встановлено на основі документації керна. У геофізичних полях такі порушення намічаються не така отчетливо.

При вивченні найближчого околотрубочного простору встановлено рудовмещающее значення локальних ділянок структурно-морфологических ускладнень діагональних розламів третього порядку. Поширення тут ознак деформацій стискування дозволяє пов’язувати їх походження з етапом становлення кимберлитов, коли існували екранні умови для явищ гидро-газоразрыва, котрі супроводжували становлення кимберлитов. Умови регіонального стискування пояснюють локальність прояви ослаблених проникних зон і явищ гидро-газоразрыва.

Совокупность викладених даних дозволяє обгрунтувати стадийность освіти ендогенних структур среднепалеозойской активізації в Накынском полі, і в Средне-Мархинском районе.

В ранню стадію дорудного етапу було закладено регіональні дугові і радіальні розлами, хто був виражені ослабленими зонами в кристалічному фундаменті і загасаючими вгору по розрізом розломами в осадочном платформенном чехле.

В зрілу також дорудную стадію за умов горизонтального регіонального розтяги й рифтогенеза були подновлены глибинні розлами Вилюйско-Мархинской, Тюкян-Чабыдинской, Мирнинской зон. У Средне-Мархинском районі найширше проявилися подовжні розлами другого порядку згодні Вилюйско-Мархинскому дайковому поясу, діагональні щодо нього типу Лиендокитского рапзлома і поперечні типу Кулисообразного порушення. Вони заповнювалися дайками траппов. Вочевидь подновились і більше ранні структури, які вмістили силлы і сліпі дайки траппов. У цю стадію очевидно заклалися дрібні розлами третього порядку, які або притертими як діагональні, або виконувалися малопотужними тілами траппов (продольные).

Заключительная стадія відрізнялася переважанням умов регіонального стискування і екранізування глибинних структур. Саме тоді формувалися малоамплитудные взбросы та наявні зрушення і подновились все попередні розривні структури. При правобічних зрушеннях, точніше взбросо-сдвигах місця діагональні розлами третього порядку були ослабленими і могло вмістити флюидизированную кимберлитовую магму. Відповідно, у тендітних породах фундаменту формувалися лінійні кимберлитовые тіла як ланцюжків даек і жильних систем. У присдвиговых зонах в місцях перетину дрібних діагональних розламів поздовжніми розломами тієї самої третього порядку утворилися локальні субвертикальные зони відкритої трещиноватости і проницания, які можуть служити каналами для висхідних флюидно-магматических систем. Вони формувалися кимберлитовые диатремы. Постумные явища тієї самої етапу активізації виражалися в затухали деформації стискування, коли всі породи піддавалися тектонічному кливажу, а дрібні відкриті тріщини виконувалися кальцитом і рідше пиритом.

Генезис месторождения.

По попередніми даними геологорозвідувальних робіт встановлено, що кимберлитовая трубка Нюрбинская має складне многофазовое будова. Наявність включень одних різновидів брекчий до інших, і навіть «зон змішування «у сфері контактів різних типів порід, дозволяє говорити про неодноразовою впровадженні виділених типів кимберлитов, що становлять трубку. Зокрема, аналізуючи склад кимберлитовых порід можна припустити складний характер процесів впровадження тіла трубки у вмещающие породи і виділити дві фази впровадження: субвулканическую (I фаза впровадження) і вулканічну (II фаза впровадження) що характеризуються кожна своїм типом пород.

Кимберлитовые породи першої, субвулканической, фази впровадження представлені дайками північно-східного простирания, виконаними порфировыми кимберлитами. Зміст у яких ксеногенного матеріалу порід рами рідко сягає 5−7%.

Вторая, вулканічна, фаза впровадження відповідає, власне за становлення диатремовой частини трубки і представленна автолитовыми кимберлитовыми брекчиями.

В першу стадію була освічена система рещин і виникла у своїй ослаблена зона була заповнена порфировыми кимберлитами. На ділянках незначного розтяги утворилися окремі дайки чи серії даек невеличкий потужності (перші десятки сантиметрів). Підйом кимберлитового речовини першої фази впровадження носив характер грузького течії з поступової дегазацией. По завершенні першої стадії проникні тріщини було заповнено порфировыми кимберлитами, інші ущільнені до непроницаемости.

Во другу тадию сталося формування диатремы, нині виконаною породами автолитовый кімберлітової брекчии. Основним робочим тілом при формуванні другій фазі служив газово-жидкий флюїд. Ущільнена після завершення першої стадії, покришка з порід осадового чохла сприяла нагромадженню газової складової. У разі тектонічних зрушень газ швидко виділявся з кимберлитового флюїду, відбувався інтенсивний викид туфовых разностей кимберлита. Це можна пояснити тим, що колона кимберлитового флюїду на глибині трубкообразования неоднорідна за вертикаллю: її фронтальні частини збагачені, а тилові збіднені газами, і тому принаймні свого руху випереджаючі газові эксплозии хіба що розробляли канал для флюидной ін'єкції, що поглинає і перемещавшей роздрібнені породы.

Последующие впровадження флюїду продовжували розробляти вже яка склалася канал циліндричною форми, збільшуючи його поперечне перетин, особливо у верхніх частинах й надаючи йому конічну форму. Це час характеризується формуванням порід автолитовой кімберлітової брекчии.

После завершення вулканічної діяльності дана кимберлитовая трубка піддалася інтенсивним процесам денудации, у результаті верхні горизонти які вміщали порід і трубки були цілком розмиті. Надалі кимберлитовое тіло було повністю поховано під терригенными породами раннегомезозоя, внаслідок чого став і преобрело сучасний облик.

Особенности алмазов.

Изучение морфологічних і на структурні особливості алмазів дозволяє намітити ознаки їх первинної кристалізації і вторинних змін. До первинним ознаками, що з умовами кристалізації алмазів у глибинному розплаві до його надходження у тріщини і трубні канали, належить габітус і морфологічний тип кристалів, тверді включення і домішки в алмазах: до вторинним, придбаним у процесі транспортуванні флюїдом, його дифферинцации і раскристаллазации, належить коричнева забарвлення, дымчатость, трещиноватость, корозія кристалів, включення графіту. Зіставляючи дані про морфогенезису простих (однеі двухфазных) і складних (многофазных) кимберлитовых тіл з результатами досліджень їх алмазоносности автори статті: «Особливості будівлі алмазоносних кимберлитовых тіл «П. Ф. Иванкин і К. П. Аргунов (Сов.гелог.№ 10−80г) дійшли висновку про переривчастої, багатоетапної еволюції кимберлитового розплаву і певної спрямованості змін умов кристалізації алмазов.

В час, відсутні повні дані про особливостям алмазоносности досліджуваної кімберлітової трубки, наявні дані є суворо засекреченими оскільки відкрита по тому мобільника зовсім і за попередніми параметрами є высокоалмазным корінним родовищем зі значними запасами.

В перебігу раннього етапу, по — видимому. Кристалізувалося основне кількість алмазів. Кристали ранніх генерацій здебільшого безколірні плоскогранные октаэдры з яснослоистым будовою: тверді включення, які працюють у центрі кристалізації представлені оливином і хромитом. З урахуванням петрографических особливостей кимберлитов, асоціацію алмаз — оливинхромит так можна трактувати як мінерального парагенезиса. Кристалізація цих мінералів, виходячи з їхньої огрядна і однорідності, мала протікати в спокійних статичних умовах при високих температур і тиску. Цей ранній етап швидше за все відповідає тій критичній стадії еволюції глибинного вогнища щелочно — ультраосновной магми, коли час процесу дифференцации вже утворився кимберлитовый розплав й тероризму відбулася кристалізація алмазу та його друзів, але в середині тиску ще вчора було недостатнім. А, щоб розплав прорвався вгору й за порушилася гермитичность очага.

После прориву головного вогнища починалася витік газо — флюидной фази, знижувалася температура і тиску створювалися умови ще швидкою й нерівномірної кристалізації алмазів. У цілому цей проміжний другий етап частина кристалів I генерації обростала верствами алмазу II генерації, яка захоплювала велике кількість домішок розплаву. Через війну виникли своєрідні зональні кристали октаэдрического габітусу, і навіть забарвлені кристали (зарахунок дефектів і домішок), Одночасно росли незональные кристали, містять включення олівіну, хромита, граната, рудних мінералів і алмазів. Судячи з розвитку зональної кристалізації, своєрідно гранной морфології кристалів, дислокациям та інших ознаками, проміжний етап загалом характеризувався суцільними пульсационными змінами термодинамічної режиму розплаву. Третій — завершальний етап еволюції системи характеризується швидкої кристалізацією алмазів у різко зміненій термодинамической і геохимической обстановці. У цей час утворюється кристали кубічного габітусу, різні сростки і агрегати зерен алмазу, їх різноманітні дрібні кристали. А до того етапу має бути віднесене формування дрібних пластинчастих чорних зерен алмазів — нелюминесцирующих, які виявляються в кимберлитах лише за його хімічної сепарацией і корозією, графитизацией зерен і пластичної деформацією з виникненням коричневої забарвлення. Всі ці явища могли виникати за межами глибинного магматического вогнища, у самій колоні кимберлитового флюїду, відчуває газово — рідинну диференціацію, у процесі восстающего руху через кристалічний підмурок і шаруватий чохол платформи. У перебігу цього третього етапу лише на рівні становлення трубок кристалізуються фази кимберлита, містять як алмази — протокристаллы, що у процесі руху газово-флюидной колони різними її уровнях.

Методика разведки.

Началом геолого-розвідувальних робіт цьому ділянці послужило відкриття березні 1994 р. алмазоносной кімберлітової трубки Ботуобинская. З метою пошуків нових кимберлитовых тіл у найближчому оточенні трубки, площею 100 км² проводилася наземна магнітна зйомка масштабу 1:5 000, але в межиріччі р.р. Хання-Накын (800 км2) аэромагнитная зйомка масштабу 1:10 000. У результаті цих робіт було виявлено ряд перспективних магнітних аномалій трубкового типу, і внаслідок виконання проектованого комплексу пошукових робіт, по заверке магнітних аномалій, передбачалося розтин (за сприятливого результаті робіт) одного кимберлитового тіла середніх размеров.

В завдання пошукових робіт входить уточнення контуру кимберлитового тіла, з’ясування його морфології на глибину 50−100 м, і навіть вивчення речовинного складу кимберлитовых порід. Поставлені завдання передбачалося вирішити з допомогою проходки вертикальних свердловин колонкового буріння два этапа.

На першому етапі проводилася заверка магнітної аномалії і оконтуривание виявленого кимберлитового тіла з двох взаємно перпендикулярным профілів. Спочатку була закладено лінія свердловин вкрест простирания довжиною осі кимберлитового тіла з відстанями між свердловинами 40 м з огляду на те, що орієнтування довжиною осі раніше виявленої кімберлітової трубки Ботуобинская Накынского кимберлитового поля має північно-східне простягання. Далі через середину тіла, оконтуренного по короткій осі, було пройдено лінія свердловин вздовж гаданої довгою осі трубки з відстанню між свердловинами 80 м. Обидві лінії свердловин тривають до виходу за контури кимберлитового тела.

На другому етапі розвідувальних робіт було закладено квадратна розвідувальна мережу з розміром осередки 40×40 м, що з зарахуванням даного родовища до IV групі родовищ, і вироблено оконтуривание рудного тела.

При розміщення проектованих свердловин на плані геолого-поисковых робіт врахували результати наземної магнітної зйомки масштабу 1:5 000.

Опробование.

Опробование є найдостовірнішим джерелом в геології. За ним будувати висновки про ролі мінерального сировини, його технологічних властивості, складі - й будову тіл з корисними копалинами, властивості які вміщали порід. Випробування через відбір проб з досліджуваного ділянки із наступним опрацюванням і інтерпретацією отриманих данных.

В цілях вивчення речовинного складу кимберлитовых брекчий та засобами визначення їх алмазоносности, цьому родовищі провели керновое випробування. Лінійний вихід керна становив в середньому у рудному тілу 94%, по перекрывающим відкладенням 71%, по вмещающим породам 77%.

Работы по випробуванню проводились три этапа:

1. У результаті буріння свердловини і його порейсовой документації з керна відбиралися моноліти визначення фізико-механічних властивостей пород.

2. Після закінчення буріння, при послойном описі керна, проводився відбір штуфных, шлиховых і бороздовых проб на хімічний, мінералогічний, спектральний аналізи і петрографические исследования.

3. Безпосередньо керновое випробування й визначення на термохимический аналіз з метою визначення алмазоносности кимберлитовых брекчий.

По кожної свердловині, вскрывшей кимберлит, проводився відбір керновых проб довжиною 10 м кожна, з урахуванням петрографических різновидів порід. У разі зміни типу порід довжина секції випробування вкорочувалася, або видовжувалася. При подсичении свердловиною контакту трубки з вміщуючими породами з экзоконтактовой частини добиралася контрольна десятьох метрова проба вивчення алмазоносности які вміщали пород.

В проби підлягав відбору весь керновый матеріал, крім матеріалу, відібраного різні види аналізів. Поруч із керновым опробованием проводився відбір матеріалу на термохимический аналіз з метою визначення змісту алмазів за класом -0,5 мм. У пробу відбиралися штуфы вагою 1−2 кг по всьому рудному інтервалу з кроком 10 м.

Шлиховое і штуфное випробування проводилося з метою вивчення розподілу мінералів супутників алмазів, перекрывающих трубку осадових відкладеннях, і навіть вивчення мінералогічного складу порід кимберлитовых брекчий. Штуфное випробування проводилося по рудному тілу з кроком 10 м. Проби піддавалися подрібнюванню до 1 мм, відмиванню на флотационной машині, після чого вироблялося відділення легкої фракції вже о бромоформе і перегляд важкої фракції під бинокуляром. Для вивчення петрохимического складу кимберлитовых брекчий за всі свердловин проводився відбір штуфных проб. У проби відбиралися зразки вагою 300−400 р з кроком 29 м. Разом з опробованием на хімічний аналіз, з тієї ж інтервалів, для петрографических досліджень під мікроскопом, вивчення текстурно-структурных досліджень, і компонентного складу кимберлитовых брекчий проводився відбір відколів виготовлення петрографических шлифов.

Обогащение.

Обогащение здійснюється з з підвищення змісту корисного компонента, виділення їх у чистому вигляді, видаленні домішок, стандартизації якості, зниження витрат за транспортування і обробку сировини, і є основним методом що дозволяє оцінити алмазоносность трубок. На родовищі збагаченню піддавався керновый матеріал поисково-оценочных свердловин. А роботи з збагаченню включали у собі: зважування проби, роздрібнення, обесшламливание, отсадку, грохочение, рентгенопросмотр, сепарацію, перегляд під бинокуляром.

Список литературы

Для підготовки даної праці були використані матеріали із російського сайту internet.