Палеографічний умови формування ястребовской
свити на південно-сході Воронезької антеклізи
А.В. Бурдастих, ФГУГП "Воронежгеологія"
Територія
Воронезької антеклізи в цілому, в тому числі Павлівської площі, віднесена до
категорії перспективних на алмази. Прогнозовані кімберліту і що вміщають їх
породи неодноразово виводилися на денну поверхню, розмивалися, поставляючи
матеріал в області опадонакопичення. Визначення локалізації кімберлітових
полів і оцінка ступеня їх перспективності повинна базуватися на аналізі
розподілу мінералів-супутників алмазів у проміжних колекторах, одним з
найбільш інформативних вважається ястребовскій.
Відкладення
ястребовской свити, представлені переважно пісковиками і алевролітами,
в тому числі вулканогенно-осадовими і вулканоміктовимі, з підлеглими
прошарками глин (аргілітів), поширені майже по всій розглянутій
площі (рис. 1). На більшій її частині вони залягають на породах Старооскольському
горизонту жіветского ярусу і лише поблизу сучасної кордону виклинювання
безпосередньо на кристалічних утвореннях архейсько-протерозойського
фундаменту. При наявності в розрізі горизонту відкладень муллінской почту, нижня
межа ястребовской свити не має виразних слідів розмиву і проводиться за
літологічних ознаками, зокрема щодо появи в розрізі світлосірих до
білих, часто каолінізірованних, алевритів та пісків. Цей же ознака
використовується і у випадках повного або часткового розмиву відкладень муллінской
свити. Проведення нижньої межі полегшується там, де підстилаючих
утвореннями є карбонатні відклади Ардатовський свити. Чітко межа встановлюється
в розрізах ястребовской почту з переважанням вулканогенноосадочних і
вулканоміктових порід.
На
більшій частині території перекривають утвореннями є відкладення
чаплигінской свити, кордон з якими також проводиться за літологічних ознаками:
збільшення в розрізі ролі глин зеленувато-коричневого забарвлення. Розріз
ястребовской почту в цілому характеризується переслаіваніем пісковиків,
алевролітів і глин, в більшості районів містять ооліти
гідрогетіт-сидерит-лептохлорітового складу, рідше углефіцірованние рослинні
залишки; зрідка зустрічаються раковини беззамкових брахіопод (Lingula). Потужності
прошарку окремих типів порід змінюються від декількох мм до перших метрів,
найменші потужності характерні для глин і аргілітів.
На
південно-сході території і центральної частини, в зонах Лосевско-Мамонского і
Новохоперського розломів ястребовское час ознаменувався проявом
експлозівной вулканічної діяльності. Продукти експлозівних викидів зробили
істотний вплив на характер опадонакопичення на всій площі і визначили
характерний вигляд порід ястребовской свити Їх потужність не перевищує 46 м, а
власне вулканічних відкладень-25м, і становить на більшій частині
території 5-20 м. (рис. 2). І. М. Биков та В. А. Канцеров [1] виділяють 6 пачок з
чіткими межами нашарувань, що відповідають стадіям експлозівной
вулканічної діяльності. Осадові породи, серед яких переважають
аргіліти, складають прошаруй між вулканогенними пачками, фіксуючи періоди
затишшя вулканічної діяльності, і переважають на периферії площі
розповсюдження вулканогенних порід. Ділянки з максимальними потужностями
вулканогенних порід локалізовані у вигляді роз'єднаних полів ізометричний форми,
поблизу розломів, де існували вулканічні апарати і відзначається
найбільша розмірність уламків вулканічного матеріалу [2].
Незважаючи
на різноманітність фаціальних обстановок в ястребовское час, кількість типів
порід, що складають почет, досить обмежена. Нижче наводиться їх узагальнена
характеристика з зазначенням тих чи інших особливостей, притаманних породам
певної фації.
Найбільшим
поширенням по площі і в розрізі користуються пісковики, серед яких по
складом можна виділити три основні типи: слюдісто-кварцові, олігоміктовие
(включаючи полевошпат-кварцові) і вулканоміктовие.
П
е с к а к и слюдісто-кварцового складу поширені переважно в
західних районах, де представлені дрібно-та середньозернисті дивовижними речами з
глинистим (каолінітові або гідрослюдісто-каолінітові) цементом базального або
(рідше) порового типу. Більш грубоуламкові матеріал для порід не характерний.
Лише в нижній частині окремих розрізів, розташованих в межах позитивних
форм доястребовского рельєфу, встановлюється домішка зерен великої піщаної
фракції, рідше - гравію і дрібної гальки ожелезненних осадових порід і кварцу.
Уламковий матеріал, як правило, добре відсортований, характерна світло-сіра
до білої забарвлення, зумовлена присутністю каолініту.
Описані
пісковики тісно пов'язані з о л иг о м и к т о в и м і, в основному,
полевошпаткварцевимі дивовижними речами. Уламковий матеріал дрібно,-середньозернистий,
середньої сортування і окатанності. Колір порід частіше світло-сірий, сірий з
зеленуватим або блакитним відтінком, рідше сірувато-зелений, нерідко відзначаються
вохристо-жовті та червоні плями.
Піщаники
двох вищеназваних типів мають горизонтальної шаруватість. Косая шаруватість
відзначається рідко і спостерігається, як правило, в пісковиках, що складають нижню
частина розрізу. Для пісковиків і, особливо, алевролітів, що утворилися в прибережній,
озерної і лагун обстановках характерна присутність углефіцірованного
рослинного детриту, що додає породам темно-сірі забарвлення і що підкреслює
їх шаруватість. Зрідка спостерігаються раковини беззамкових брахіопод.
В
у л к а н о м і к т о в і різниці пісковиків поширені у вигляді прошарку
різної потужності досить широко. Піщаники мають зеленувато-сірий до брудно -
і тютюново-зеленого, рідше темно-сірий, колір. В результаті вторинних змін
місцями спостерігається строката (вохристо-жовті і червоно-бурі плями) забарвлення.
Уламковий матеріал звичайно представлений неокатаннимі (з незначною домішкою
окатанного) зернами кварцу, уламками пелітізірованих польових шпатів (частіше
плагіоклазу); туфів основного складу, разноокатаннимі (від незграбних до округлих)
аргілітів, пісковиків, іноді вапняків, сланців і інтрузивні (частіше
гранітоїдними) порід. Співвідношення між перерахованими складовими частинами легкої
фракції не постійно і знаходиться в залежності від розташування конкретного
розрізу щодо центрів вулканізму. Ступінь сортування матеріалу
змінюється від поганої поблизу вулканів, до гарної в периферійних районах
розповсюдження відкладень.
Серед
пісковиків присутні різниці від дрібно, - середньозернисті до крупно-і
грубозернистий, з переходом до гравелітам і дрібно, - среднеобломочним
конгломератам. Останні два типи порід мають обмежене поширення і
присутні у вигляді малопотужних (0,3-1,0 м) лінз. Порода горизонтально шаруваті,
в нижній частині розрізу часто хвилясто-або косослоістие під кутом 5-15о
містять углефіцірованний рослинний детрит, місцями утворює лінзовідние
прошарку до 0,5 см; зрідка спостерігаються великі залишки рослин (фрагменти
стебел, стовбурів). Г л і н и (а р г і л л і т и) поширені в основному в
зоні стійкого мілководдя на півночі і сході території, де разом з
алевролітами майже цілком складають розріз свити. На опріснених характер
басейну вказує присутність у відкладеннях залишків лінгул. У межах
прибережної рівнини вони спостерігаються у вигляді малопотужних, зазвичай не більше 0,1-0,2
м, лінз на різних рівнях розрізу, однак найбільш характерні для його нижній
частини.
Порода
звичайно сероцветние, нерідко з блакитним, зеленуватим або коричневим
відтінком тієї чи іншої інтенсивності, місцями, найчастіше у верхній частині
розрізу, пестроокрашенние (плями бурого, цегляно-жовтого або червоного кольору).
При значному вмісті углефіцірованного рослинного детриту породи
набувають темно-сірий, до чорного, колір; місцями детрит утворює лінзовідние
прошарки потужністю 0,5-1 мм, рідко до 1-2,5 см. Найбільше збагачення їм
характерно для відкладів нижньої, базальної частини розрізу, до якої місцями
приурочені лінзи (до 10 см) лігнітів, зрідка спостерігаються відбитки листя.
Глини містять домішку алевритами-дрібнопіщані матеріалу, що складається в основному
з угловатоокатанних зерен кварцу; зміст польових шпатів зазвичай не
перевищує 1%. При переслаіваніі глин з алевролітами межа між ними
поступова. Загальне збільшення вмісту алеврітопесчаного матеріалу відзначається
у напрямку до області денудації, останній часто спостерігається і у вигляді
невеликих лінз і гнізд.
Глинистий
матеріал в основному представлений каолінітом, вміст якого досягає 80%,
іноді в помітних кількостях відзначається хлорит, який, поряд з каолінітом і
гідрослюд, є породоутворюючих мінералів [3]. Порода часто виявляють
горизонтальну, у прибережній зоні хвилясту або лінзовідную, шаруватість.
Місцями глини містять невелику кількість залізистих оолітов.
В
у л к а н о г е н н о - о с а д о ч н и е породи поширені в зоні
Лосевско-Мамонского і Новохоперського розломів і Оперяють його порушень, де
спостерігаються у вигляді лінз серед нормальноосадочних відкладень. Найбільш локальне
розвитку мають грубоуламкові різниці порід, звичайно кластолави і туфи. [4].
Серед
т у ф ф і т о в виділяються зеленоколірна і пестроцветние різновиди. Перші
з них характерні для нижньої частини розрізу ястребовской свити. У складі
уламкового матеріалу присутні еффузівние породи (30-67%), кварц (2-12%),
польові шпати (1-7%), сидерит (1-11%), а також рудні мінерали (2-12%). Розмір
уламків коливається в значних межах, переважна форма - округла або
кутасто-округла. Цементуючою маса складається з хлорітізірованного
вулканічного скла, глинистих мінералів і сідеріта.
Пестроцветние
туффіти, що залягають вище по розрізу, мають в основному жовтувато-бурого забарвлення.
У порівнянні з вищеописаними вони несуть явні сліди вторинних змін:
уламки еффузівних порід і значна частина сполучною маси заміщені
глинистими мінералами. Рудні (до 5%) представлені тими ж мінералами, що і в
зеленоколірна туффітах, але значна частина ільменіту лейкоксенізірована і
також утворює дрібні лінзочкі. Більш широке поширення мають породи, в
яких вміст пірокластичні матеріалу менш 50%. Серед них найчастіше
зустрічаються дрібно-середньозернисті лінзовіднослоістие т у ф о п е с к а к и.
За
даними А. С. Касатова і М. В. Михайлова (1995 г), серед теригенних важких
мінералів переважають рудні (зазвичай понад 75%), основну частину яких
складає ільменіт, у меншій кількості містяться магнетит і хромшпінелід.
Для досліджуваної території характерне присутність пікроільменіта, одна з
різновидів якого за своїм хімічним складом може розглядатися в
як мінералу-супутника алмазу.
Серед
прозорих мінералів повсюдно домінує циркон, у підпорядкованому кількості
присутні турмалін, Ставролен, альмандин, рутил, Кіану, апатит. Більшість
перерахованих мінералів об'єднує стійкість до процесів вивітрювання і
транспортування. За даними В. А. Канцерова [5], у важкій фракції
вулканогенно-осадових порід у вигляді рідкісних знаків були зустрінуті муассаніт і
Монацит, в туфопесчаніках Калачеевского ділянки встановлено присутність
гострокутного зерна (розмір 0,25 мм) Піроп блідо-малинового кольору з
фіолетовим відтінком.
Найкращі
високі концентрації рудних мінералів (ільменіту) до 260 кг/т характерні для
ділянок локального розповсюдження порід околожерловой фації. Крім ільменіту
і магнетиту, до продуктів експлозівной діяльності відносяться хромшпінеліди,
олівін, муассаніт, апатит (фторапатіт), циркон (рожево-жовті кристали
цирконового вигляду з включеннями ільменіту, грязножелтие з блідо-зеленуватим
відтінком діпірамідальние кристали, безбарвні уламки овальної і ізометричний
форми з черепітчатой поверхнею), олівін, піроп, піроксени.
Центральна
частина площі на межиріччі Дону і Толучєєвка характеризується наявністю в
розрізі вулканогенно-осадових порід, найбільш грубоуламкові різниці яких
(середньо-і великоуламкових туфи, туфобрекчії, туфоконгломерати), накопичувалися
навколо центрів вивержень. Для розрізу характерне чергування цих порід з
нормально-осадовими відкладеннями - разнозерністимі до грубозернистий
пісковиками, алевролітами, рідше аргілітами, що формувалися в
прибережно-морських умовах слабкої (III А), а також середньої та активної
гідродинамічних середовищ (III БВ). Значна роль у розрізах належить
вулканоміктовим різновидів. Місцями чітко проявляється ритмічне будова
розрізу (рис. 3).
На
підставі цих даних намічаються місця ймовірного розташування вулканів, в
Зокрема, в районах с. Н. Мамон, Раздорний, Шкурлат, Заосередскіе і
Гаврільскіе Сади (см.ріс. 1).
За
кількісним співвідношенням матеріалу, викинутого при виверженнях, в цьому
районі можливе виділення декількох фаціальних підзон.
Про
к о л о ж е р л о в а я фаціальні підзона, площею в першому кв. кілометри
утворює ядра вулканічних будівель (островів) і складена туфами,
туффітамі.
П
р о м е ж у т о ч н и е осадочновулканогенние підзони оздоблюють передбачувані
жерла і утворюють надводні частини вулканічних островів, де теригенно
опадонакопичення було повністю придушене. З к л о н и вулканічних будівель
складалися туфами, туффітамі, лавобрекчіямі різного складу. Підзони п о д н
о ж и й вулканічних будівель виявляють незначну домішку теригенно
матеріалу (перші відсотки) і несуть сліди субаеральной переробки відкладень.
фаціальні
профіль ястребовскіх відкладень
Ш
л е й ф и вулканогенно-осадових утворень обрамляли острови і утворювали
великі мілини протяжністю в десятки кілометрів. У літоральної зоні
островів накопичувалися туфоконгломерати, туфогравеліти з розвиненою
горизонтальній і косою слойчатостью, характеристичної шаруватість, сортовані за
гранулометричному складу. На мілинах між ними накопичувалися грубо-і
грубозернисті туфопесчанікі з прошарками дрібно,-середньозернисті
різновидів. Поблизу центрів вивержень концентрувалася і велика частина
викинутих рудних мінералів. У д а л е н и е від вулканів фаціальні підзони
поширені в північній і центральній частинах площі, де накопичувалися
туфопесчанікі, туфоалевроліти, туфоаргілліти з прошарками вулканоміктових
пісковиків, що містять угловатоокатанние уламки аргілітів. Характерна,
ритмічність розрізу, що вказує на неспокійну, часто змінюється
обстановку опадонакопичення, що сприяє розмиву продуктів діяльності та їх
значного розносу за площею. У міру віддалення від областей вулканізму і
області розмиву отримують розвиток піщано-алеврітовие опади формувалися в
алювіальних (VБ) перехідних (IVБ), а також мілководне-морських умовах із
середньої та активної гідродинамічної активністю середовища (III БВ).
На
заході території і по південній периферії вулканічної області розташовувалася п р
і б р е ж - н а я р а в н и н а, часом затоплювані морем. Основна частина
розрізу тут складена піщаними, алевритами-піщаними відкладеннями
слюдісто-кварцового складу, що формували в алювіальних умовах, глини
(аргіліти) зустрічаються спорадично. Місцями відкладення містять підвищені
концентрації рудних мінералів.
На
північному сході і локально на півночі розріз ястребовской свити складний
алевритами і алевритами-глинистими породами, що утворилися в мілководне-морських
умовах слабкої (ІІА), а також середньої та активної гідродинамічної середовища
(IIБВ). В основному це дрібно,-середньозернисті слюдісто-кварцові піски,
поліміктовие пісковики і алевроліти з прошарками глин (аргілітів). Часто
переважну роль у розрізі займають аргіліти. Вплив ястребовского
вулканізму тут було мінімальним. На опріснених характер басейну вказує
присутність у відкладеннях залишків лінгул. Часте, місцями ритмічне,
переслаіваніе різних типів порід свідчить про періодичні зміни
рівня басейну. Надходження до його акваторію сполук заліза в обстановці
переважаючою відновної середовища зумовило інтенсивний освіта
сідеріта (у вигляді оолітов, стяженій, лінз, цементуючою массы порід) і, в
меншій мірі, піриту.
На
південно-сході встановлюється досить значну відмінність палеорельефа
ястребовского часу, відновленого за методом В. А. Котлукова (рис. 4 а) і
сучасного рельєфу підошви ястребовской свити (рис. 4 б). Для останнього
відзначається загальне пониження на схід-південно-східному напрямку від центру
Павлівської площі і набагато більш круте в південному і південно-західному напрямках.
Для відновленого на кінець ястребовского часу рельєфу характерно пологе
широке зниження північно-східного падіння, ускладнене дрібними позитивними
і негативними формами.
Південні
і південно-західні райони в розглядається час займала область денудації,
представлена місцями низовинної рівниною, складеною
піщано-глинисто-карбонатними відкладами середнього девону і змінюється далі до
південь невисоко піднесеним пенепленом, що утворився на кристалічних породах
архейсько-протерозойського фундаменту з корою вивітрювання на них [6]. Кордон
між цими двома типами рельєфу контролювалася положенням розломів
субширотного і північно-західного простягання.
Наведені
дані про характер відновленого рельєфу, у поєднанні з матеріалами по
літологічних особливостям відкладень і їх потужностей, дозволяють намітити для
ястребовского часу дві основні стадії в розвитку і характер процесів
седиментації.
В
Протягом першого, початковій стадії, що характеризується відсутністю вулканогенних
опадів, велика частина розглянутій території представляла собою прибережну
акумулятивну рівнину. Її поверхня була ускладнена розгалуженою мережею
широких, неглибоко врізаних долин і великих озерних улоговин. Трансгресія,
судячи з усього, мала уривчасто-поступальний, а спочатку і інгрессіонний,
характер. На поступове затоплення вказує практично повсюдне відсутність
чітко вираженого базального горизонту.
Під
другу стадію розвитку море трансгрессіровало в межі найбільш підвищеній
частині території, до цього часу представляла собою прибережну рівнину.
Повільне преривістопоступательное просування берегової лінії вглиб зони
зумовило значний розмив і перевідкладеного раніше утворилися тут
озерноаллювіальних опадів; останні, ймовірно, збереглися тільки в найбільш
переуглубленних частинах річкових долин.
Для
другої стадії характерним було інтенсивне, але періодичне прояв
вулканічної діяльності, обумовленої активізацією тектоно-магматичних
процесів у Дніпровсько-Донецькому авлакогене. У межах даної
території вулканічна діяльність проявилася в зонах Лосевско-Мамонского і
Новохоперського розломів, пов'язаних з основними тектонічними порушеннями
Авлакоген.
Підводячи
підсумок розгляду особливостей відкладень ястребовской свити та умов їх
освіти можна відзначити, що найбільш сприятливі обстановки для концентрації
корисних компонентів, у тому числі і можливих мінералів-супутників алмазів, у
першу стадію ястребовского часу існували в межах прибережної рівнини
і в прибережній зоні моря, де відбувалася розвантаження переносимого річками
теригенно матеріалу.
Під
другу стадію розвитку сприятливі умови збереглися, очевидно, тільки на
прибережній рівнині, в межах якої значна частина утворилися
озерно-алювіальних опадів при трансгресії моря зазнала розмиву і
подальшому перевідкладеного в прибережній зоні басейну. Все це сприяло
більшої окатанності теригенно матеріалу, включаючи і мінералиспутнікі.
В
межах Павлівської площі у відкладеннях ястребовской почту за хімічним
складом та морфологічними ознаками виділяються два типи пікроільменіта, умовно
названі «ястребовскім» (I тип) та «осетровскім» (II тип). Зерна обох типів
зустрічаються у всіх горизонтах осадового чохла, починаючи з середнього девону,
кінчаючи четвертинними відкладеннями.
«Ястребовскій»
- Пікроільменіт по морфології зерен і хімічним складом аналогічний
пікроільменіту з туфів основного складу ястребовского горизонти, які
описані в роботах І.М. Бикова і В.А. Канцерова [1,2,5,7]. Він не є
продуктом дезінтеграції кімберлітів, і надалі при характеристиці
мінералів - супутників алмазів за віковими горизонтів нами не розглядається.
«Осетровскій»
- Пікроільменіт названий за місцем його перші знахідки, в районі села Осетровка. За
морфологічними ознаками і особливостей хімічного складу «осетровскій» пікроільменіт
схожий з пікроільменітом [8] з кімберлітів і на підставі цього віднесений нами до
мінералів-супутників алмазів. З останніх встановлені також хромшпінеліди і
хромдіопсиди у вигляді одиничних знаків.
Закінчуючи
характеристику ястребовского проміжного колектора можна зробити наступні
основні висновки:
1.
Формування порід ястребовского проміжного колектора відбувалося
переважно в прибережно-рівнинних і прибережно-морських умовах.
2.
Загальний вигляд відкладень визначається впливом експлозівного вулканізму,
проявленого з другого етапу опадонакопичення. У морських умовах
вулканогенні матеріал перероблявся, що визначило механічний знос і
гарну гранулометричний сортування супутників. 3. Основна область зносу
розташовувалася на півдні та південному заході, і була складена інтенсивно виветрелимі
среднедевонскімі осадовими і докембрійськими кристалічними породами.
4.
Загальна палеогеографічні ситуація ястребовского часу передбачає місцеве
походження підвищених концентрацій пікроільменіта, які можна пов'язати з
невстановленими джерелами в межах великого підняття на півдні і південному заході
площі і, ймовірно, серед локальних піднять у центрі площі.
Список літератури
1.
Биков І.М., Канцеров В.А. Корисні копалини вулканогенних і вулканогенноосадочних
порід// Корисні копалини Воронезької антеклізи. - Воронеж, 1989. - С.
100-117.
2.
Биков І.М., Канцеров В.А. Нові дані про будову вулканогенних утворень
ястребовского горизонту Воронезької області// Литология і стратиграфія
осадового чохла Воронезької антеклізи. -Воронеж, 1974. -С.40-41.
3.
Савко А.Д. Глинисті породи верхнього протерозою і фанерозою. -Воронеж, 1988.
-47 С.
4.
Одокій Б.Н., Бунеев В.Н., Бєляєв В.І., Прояв верхнедевонского вулканізму
на півдні Воронезької області// Тр. 3-го совещ. з проблеми вивчення Воронезької
антеклізи. -Воронеж, 1966. -С. 208-212.
5.
Канцеров В.А. Ільменітоносние вулканогенно-осадові породи пізнього девону
південно-сходу Воронезької антеклізи: Автореф. дис. ... канд. геол .- минерал. н.
-Харків, 1984. -23с.
6.
Савко А.Д., Додатко А.Д. Кори вивітрювання в геологічній історії
Східно-Європейської платформи. -Воронеж, 1991. -232 С.
7.
Биков І.М. Верхнедевонскіе базальти південно-східній частині Воронезької антеклізи.
Воронеж, 1975. -134с. 8. Гаранін В.К., Кудрявцева Г.П., Сошкіна Л.Т. Ільменіт
з кімберлітів. -М., 1984. -240с.
Для
підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://www.vestnik.vsu.ru
