***

И. А. Кузьмин




ПЕРСПЕКТИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ НИЖНЕГО ПРИАНГАРЬЯ
на основе газово-флюидной модели формирования месторождений алмазов.
















Красноярск 2009

С О Д Е Р Ж А Н И Е
ПРЕДИСЛОВИЕ……………………………………………………………………………….……3
1. ФЛЮИДНАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ РАЗЛИЧНЫХ ТРАНСПОРТЕРОВ 1.1. Структуры флюидных систем…………………………………………………..………..17
Попигайская стволовая структура ……………………………………...……18
1.2. Другие проявления флюидных процессов и их рудоносность…………………….…..23
Бокситоносный «карст»………………………………………………………...24
Железорудные стволовые структуры фоскорит-карбонатитовой формации (Ангаро-Илимский Углеводородные флюидные системы…………………………………………..30
Грязевые «вулканы» - как современная модель флюидного образования кимберлитовых трубок………………………………………………………….32
2. ПЕРСПЕКИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ КРАСНОЯРСКОГО КРАЯ…..…….37
3. ЭТАПЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ И ГЛАВНЫЕ ЦИКЛЫ ФОРМИРОВАНИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ ФЛЮИДИЗАТОВ В ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ…………………………………………………………………………………39
4. АЛМАЗОНОСНОСТЬ МИНЕРАГЕНИЧЕСКИХ ЗОН ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ………………………………………………………..……….45
4.1 Енисейская платформенная мобильная зона…………………………………………….46
4.1.1. Чуно-Бирюсинский выступ…………………………………………………….47
4.1.2. Енисейский горст………………………………………………………………..49
Мотыгинский район……………………………………………………………..51
Большепитский район…………………………………………………………...52
Чапинский район…………………………………………………………………55
Вельминский район…………………………………………………………...
4.2. Зона скрытых разломов фундамента…………………………………………………….61
4.2.1. Ково-Муринский алмазоносный район………………………………………..61
4.2.2. Тычанский алмазоносный район………………………………………………63
Хушмуканская перспективная площадь………………………………………..63
Флюидно-инъективные образования участка «Чирикэ»……………………...71
Нижне-Тычанское поднятие……………………………………………………76
4.2.3. Чадобецкий алмазоносный район……………………………………………...79
Чадобецкое поднятие…………………………………………………………...79
Северо-Чадобецкий выступ……………………………………………………..83
Тарыдакское 4.3. Коллизионная зона краевых дислокаций Присаянской субпровинции……………….89
4.3.1. Туманшет – Агульский перспективный район………………………………..89
ЗАКЛЮЧЕНИЕ……………………………………………………………………………...…92
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ……………………………………………………………………..97
П Р Е Д И С Л О В И Е

«Кимберлитовые трубки – это природные скважины, которые позволяют заглянуть вглубь Земли до 500 километров, тогда как самая глубокая скважина, пробуренная человеком, всего 12 километров».
                Академик В.С. Соболев

В последнее время в современной геологии интенсивное развитие получила идея о глубинных растворах, предопределяющих важные особенности магматических и метаморфических комплексов. Гипотезу интрателлурических растворов выдвинул еще в начале прошлого века П. Термье, а в стройную концепцию идея оформилась в последние десятилетия прошлого столетия благодаря научным работам Д.С. Коржинского[43, 44], Ф.А. Летникова [52, 53] и многих других геологов-исследователей. В настоящее время теория трансмагматических растворов, по сути, является новым направлением в геологии, изучающим флюидный режим коры и мантии Земли, а также петрологические, геохимические и металлогенические следствия проникновения в земную кору глубинных растворов. Несмотря на то, что из-за невозможности прямого наблюдения и изучения флюидных процессов на глубине теория имеет некоторую степень гипотетичности, все же представляет собой логически обоснованное представление о процессах тепло- и массопереноса вещества в верхние горизонты литосферы. Опираясь на известные геологические факты и дистанционные геофизические данные последних лет, а также на знания в области химии, физики данное теоретическое воззрение объясняет происходящие геологические процессы на основе дедуктивных методов и метода аналогий.
Правильное представление об условиях кристаллизации тех или иных минералов, о способах их переноса и механизма образования промышленно значимых их скоплений в недрах Земли имеет не только научно-теоритический интерес, но и первостепенное практическое значение. Только когда мы будем иметь правильное представление о механизме массопереноса полезных компонентов в приповерхностные горизонты доступные для их добычи и о необходимых условиях для их промышленных концентраций, мы получим возможность локализовать площади для постановки геологопоисковых работ, а также правильно и эффективно организовать их поиск и оценку.
В основе всех геологических процессов первичного рудообразования лежат представления о дегазации мантийного субстрата и выносе в верхние горизонты литосферы огромных масс вещества. На современном этапе геологического развития Земли в результате дегазации образуются черные курильщики в океанических рифтах, в прогибах океанического дна она проявляется виде отложений гидрата метана, в зонах субдукции мантийные флюиды выбрасываются в составе кратерных газов и фумарол, а в активизированных краевых частях платформ и межкратонных мобильных зонах – из грязевых вулканов. Нет оснований считать, что дегазация мантии происходит лишь на участках с небольшой мощностью литосферы с повышенной проницаемостью или в зонах глубинных разломов. Безусловно, процесс дегазации происходит и под платформенными плитами, но менее проявлен на поверхности Земли, вероятно, из-за наличия плотных пород чехла с низкой проницаемостью. Очевидно, что газовая фаза, присутствующая в глубинных гипербазитах и имеющая водородно-метановый состав, является следствием проникновения мантийных флюидов. Другим проявлением мантийной дегазации на платформах являются трубообразные тела, заполненные брекчированным материалом кимберлитового, лампроитового, щелочно-базальтоидного или карбонатитового состава, а также, вероятно, и бокситов выполняющих «карстовые» полости. Процесс образования кимберлитовых трубок впервые предложил связать с «флюидным диапиризмом» А.М. Портнов [75] в 1979г. В нашей работе мы попытаемся развить и дополнить высказанную идею, а также связать на фактической основе теоретические разработки с практикой на примере отдельно взятого региона.
Генезису кимберлитов, лампроитов и других транспортеров алмазов посвящено большое количество публикаций, но до сих пор многие вопросы их происхождения остаются дискуссионными. Ни одна из существующих теорий не дает логичного объяснения целому спектру известных фактов, присущих коренным алмазоносным породам. Например, таким как:  1. Почти полное отсутствие термального метаморфизма в приконтактовых породах и ксенолитах.  2. Присутствие окатанных и полуокатанных ксенолитов, количество которых нередко составляет более 60%.  3. Присутствие ксенолитов приповерхностных пород на глубоких горизонтах трубочных тел.  4. Отсутствие лавовых потоков близ стволовых структур и вулканических конусов (не считая небольших туфовых валов по периметру).  5. Уменьшение количества алмазов на глубину и сохранность их в предполагаемом ультраосновном расплаве с температурой более 1000оС.  6. Наличие в породах некоторых минералов (доломита)  из обломков вмещающих пород, существование которых возможно лишь при температуре ниже 500о. 7. Наличие в некоторых трубках промышленных содержаний алмаза во вмещающих породах на первых 10 м от контакта.  8. Алмазоносность ксенолитов, не только глубинных пород, но и ксенообломков пород вмещающей рамы.  9. Необычно большую, для изверженных пород, изменчивость химического состава и карбонатит-серпентинитовый состав связующей массы вплоть до глубин 1200 – 1500 м.  10. Наличие ограненных монокристаллов свежего оливина, округлых пластин свежего флогопита и микролитов карбоната, включенных в сильно измененные породы.  11. Обогащенность кимберлитов несовместимыми элементами (когерентными и некогерентными).  12. Присутствие большого количества пластически деформированных и механически поврежденных кристаллов алмаза, а также необычную – морковевидную форму тел.  13. Наличие твердых и жидких битумов, капельно-жидкой нефти, а также газовых углеводородов в некоторых трубках.
Кроме того, исследования внутреннего строения кристаллов выявили в алмазах наличие разнообразных газовых продуктов (Н2О, СО, СО2, О2, Н2, СН4, N, С2Н5ОН, С3Н6 и др.), что позволило сделать предположение «о возможном росте кристаллов алмазов в процессе реакций, протекающих в газово-твердой среде» (Melton, 1974; Geargini, 1975).
Необходимо заметить еще одну удивительную особенность кимберлитового магматизма – способность проникать по узким каналам через мощную и относительно холодную литосферу довольно небольшого объема расплава(?), при этом сохраняющего пластичность.
Перечисленные особенности строения этих своеобразных образований наиболее логично объясняет флюидная модель образования различных транспортеров алмазов, которая допускает кристаллизацию породообразующих минералов не из расплава, а из низкотемпературного кислотного раствора и газовой смеси.
Предлагаемая модель построена на основе анализа исследовательских работ разных авторов по изучению состава и строения континентальной литосферы, кинематики образования трубочных тел, синтезу искусственных алмазов и исследованию внутреннего строения природных кристаллов, а также по изучению петрографического, минералогического и химического составов коренных источников алмазов. Основная задача данной работы – суммировать накопленный материал и попытаться, на основе предлагаемой модели, дать объяснение выше перечисленным фактам, присущим коренным алмазоносным породам, и практически объяснить суть происходящих процессов на примере отдельно взятого алмазоносного региона.
Концепция флюидного образования различных транспортеров алмазов позволяет по-иному взглянуть на некоторые аспекты, возведенные в ранг закона, которые при детальном рассмотрении оказались несостоятельными. Так, при прогнозировании и поисках коренных источников алмазов сложилось устойчивое мнение, что основными постулатами перспективности площадей являются приуроченность к кратонам с архейским возрастом консолидации пород фундамента (правило Клиффорда), кимберлитовый состав материнских пород и их высокая пиропоносность. Такой консерватизм определен несомненными успехами алмазопоисковых работ прошлого столетия, но, с другой стороны, полностью исключил вероятность существования какой либо альтернативы.
В то же время, алмазоносные россыпи с неустановленными первоисточниками и отдельные находки алмазов известны во многих орогенных зонах герцинского и альпийского возраста. В Северной и Южной Америке они прослеживаются вдоль Тихоокеанского побережья почти на всем протяжении горной системы Анд – Кордильер. Находки алмазов известны в альпийском Средиземноморском поясе, в Индонезии (о-ва Суматра, Ява, Калимантан), на Урале и во многих других складчатых районах мира, где геотектоническая ситуация исключает возможность образования кимберлитов [40]. В пределах Сибирской платформы также известны районы складчатого строения (Енисейский кряж, Присаянье, Горный Таймыр, северо-восток Якутии и др.) с установленной алмазоносностью мезозойско-кайнозойских отложений и современного руслового аллювия, в то время как их коренные источники до сих пор не найдены.
Такая ситуация сложилась из-за того, что все существующие методики и способы поиска коренных месторождений нацелены на породы кимберлитового состава с высокими содержаниями высокохромистых пиропов и отсутствием общепризнанной теоретической концепции образования некимберлитовых источников алмазов, в которых классические минералы-спутники отсутствуют или их содержания весьма незначительны.

В заключение мне хочется высказать слова благодарности доктору геолого-минералогических наук Л.В. Махлаеву – первооткрывателю первых кимберлитов в Маймеча-Котуйской провинции Красноярского края, за конструктивную критику и неоценимую помощь.
Автор выражает глубокую признательность доктору геолого-минералогических наук Р.А. Цыкину  за   ценные   советы   и   критические   замечания,   а   также  благодарит  к.г.-м.н. Б.П. Чеснокова за содействие при сборе материалов. Большую признательность автор выражает к.г.-м.н. П.П. Курганькову, под непосредственным руководством которого осуществлялись многолетние совместные исследования. Данная публикация была бы невозможна без тяжелого труда геологов-энтузиастов: В.В. Юркина, А.Н. Донова, Г.А. Мкртычьяна, А.Ю. Шульгина, Е.В. Губина и многих других коллег и товарищей, принимавших участие в алмазо-поисковых работах на просторах Эвенкии.
Светлой памяти, учителя и первопроходца – искателя алмазов на Красноярской земле, А.В. Крюкова посвящается эта монография.















ФЛЮИДНАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ РАЗЛИЧНЫХ
ТРАНСПОРТЕРОВ АЛМАЗОВ.

В научных работах Ф.А. Летникова [52, 53] изложена флюидная модель формирования континентальной литосферы, согласно которой благодаря выносу флюидных компонентов из астеносферной мантии происходит повышение температуры солидуса мантийной матрицы и перевод ее в твердую литосферу. Вынос гранитизирующих флюидов в верхние горизонты литосферы способствовал формированию гранитогнейсового слоя земной коры. В итоге результатом дегазации астеносферной мантии является трехслойная модель континентальной литосферы: гранитогнейсовый слой – истощенная мантия – астеносфера. Из эволюционной схемы флюидного режима Земли, в данных работах, видно, что наиболее мощная литосфера характерна для архейских кратонов, а астеносферный субстрат под ними наиболее богат соединениями углерода, щелочей и широкого спектра рудных компонентов. Именно поэтому к зонам повышенной проницаемости в пределах этих структур приурочены проявления флюидизатов* карбонатитового, кимберлитового и щелочно-базальтоидного состава с широко проявленными процессами карбонатизации, битумизации, графитизации пород различного состава, а также широким развитием углеродсодержащих минералов – карбонатов, карбидов, алмазов, углеводородных газов и нефти. Вполне вероятно, что флюидные процессы способствуют накоплению первичных бокситовых руд в карстовых(?) полостях.
Источником мантийных флюидов является легкая подвижная фаза вещества Земли, продолжающая выделяться в результате химических реакций происходящих в нижней мантии и поднимающаяся в процессе плотностной дифференциации материала к подошве литосферы. Другим немаловажным источником флюидов является само вещество литосферы, погружающееся в мантию в результате субдукционных процессов [1]. Кроме того, необходимо учесть, что при больших значениях давления и температуры флюиды становятся хорошими растворителями и поэтому газовая фаза может выделяться не только в результате термической, но и электролитической диссоциации пород литосферы. Роль структурных ловушек газово-жидких флюидов выполняют полости в тектонических зонах литосферы (рис. 1) или горстовые поднятия литосферных блоков. Причем, мантийные разломные зоны должны быть непременно «слепыми» т.е. не выходящими на поверхность (зона скрытых разломов). Такие скрытые тектонические зоны могут возникать, например, при прогибании литосферной плиты в условиях растяжения. На поверхности над такими зонами в породах чехла могут возникать лишь малоамплитудные валообразные складки. При образовании зон трещиноватости в межблоковом пространстве образуется разряженная зона (зона декомпрессии), в которую устремляются растворенные в астеносферном субстрате газообразные флюиды и заполняющие пустоты, поры, трещины в разломной зоне литосферы. В подошве литосферы образуется что-то типа подземного вулканического аппарата (мантийный диапир), через который осуществляется дегазация мантийного расплава, а тектонические полости являются накопителями летучих компонентов. Наглядным примером может служить уникальная структура Чадобецкого поднятия  (Сибирская платформа)  являющаяся моделью образования полей диатрем флюидизатов под воздействием мантийных диапиров и позволяющей благодаря высокому расположению в разрезе литосферы (кровля диапира
* Здесь и далее термин «флюидизаты» употребляется в качестве обобщающего все разновидности пород, образованных в результате флюидных процессов и включающий в себя как флюидиты (продукты литификации жидкого флюида, образовавшиеся при кристаллизации минералов из кислотного раствора, или коллоидной системы) так и флюидизиты (продукты литификации взвесей, суспензий, в которых масса твердых частиц при внедрении была насыщенна ювенильной водой и/или мантийными газами), так как в телах выполненных продуктами флюидного процесса часто присутствуют и те и другие разновидности совместно.
расположена на глубине около 11 км) понять суть происходящих процессов.
При постоянной «подкачке» газового флюида из астеносферного субстрата и диссоциации пород литосферы с выделением газовой фазы создавалось высокое давление. В верхних горизонтах с более низкой температурой трещинно-пористой среды из газового флюида начинают синтезироваться и конденсироваться жидкие фазы флюида.  В результате образуется штокверкообразный столб, заполненный газово-жидким флюидом, который снизу закупорен внедрившимся веществом астеносферного субстрата. Газово-жидкий флюид, представляющий собой смесь различных кислот, воды и растворенных газов, реагируя с вмещающими породами, растворяет часть минералов из вмещающих пород и в условиях высоких значений давления и температуры преобразуется в насыщенный многокомпонентный раствор.
Возможность существования таких сред подтверждена при бурении Кольской сверхглубокой скважины, где по разрезу на больших глубинах были встречены коллекторы трещинно-жильного типа, насыщенные высококонцентрированным раствором [110]. Заполнение трещинно-пористой среды жидким флюидом приводит к росту электропроводности, а концентрация растворенных во флюиде веществ влияют на сопротивление и скорость распространения сейсмических волн.
Продукты возгонки газово-жидких флюидов можно наблюдать в пределах некоторых современных вулканов, где часто возникают целые кислотные озера. Так, например, в одном из кратеров вулкана «Малый Семячик» (Камчатка) образовалось озеро диаметром около 500м и глубиной более 100м, заполненное смесью серной и соляной кислот средней концентрации.
Таким образом, возникает бинарная (газовая фаза – жидкий раствор) флюидная система, пронизывающая литосферную мантию и некоторую часть коровых образований (рис. 1). Дезинтегрированные породы кровли литосферной мантии и коровых образований в последствии послужат материалом для образования имеющегося разнообразия ксенолитов в телах кимберлитов. Породы подошвы литосферы в результате растворения и диссоциации образуют карбонатно-ультраосновной раствор со щелочным уклоном и обогащенный редкометальными элементами, который в дальнейшем составит основную массу флюидизатов.
На поверхности Земли аналогичное образование флюидных систем происходит в районах вулканической деятельности, где на наружных склонах вулканических конусов или в полосе, окружающей основание конусов, происходят выбросы фумарольных газов и грязево-жидких потоков с образованием небольших сальз. Из фумарол помимо соляной и серной кислоты выделяются сернистая, борная, плавиковая, тиоизоциановая и другие кислоты. Силикатные минералы в породах диссоциируют, металлы и щелочи частично или полностью переходят в раствор. Состав грязевых потоков изменчив и зависит от характера и количества вулканических эманаций, от показателя рН воздействующих растворов, а также от состава и растворимости пород, сквозь которые они просачивались[56]. Так например, источники, содержащие значительные количества растворенного кремнезема, образуют отложения в виде кремниевого туфа, а содержащие растворенный карбонат кальция, обычно отлагают его в форме известкового туфа. Если кислотность растворов составляет 5 – 6 моль/л, кремнезем выносится и остается красно-бурая смесь лимонита и глинистых минералов, которая чрезвычайно похожа на обычные латериты, образующиеся при тропическом выветривании. При рН = 3 выносится железо и основания, в результате чего образуется белая порода, состоящая из каолинитовой глины и опала. Температура жидких растворов обычно не превышает 1000С, а у вырывающихся фумарольных газов иногда достигает 3500С.
Полости тектонических зон, заполненные газово-жидкими производными флюидных потоков, исполняют роль автоклава, в котором при избытке свободного углерода и соответствующих термодинамических условиях происходит кристаллизация алмазов. Можно допустить, что часть затравочных микроалмазов были раскристаллизованы в жидком расплаве мантии и впоследствии вынесены с потоком первичного флюида в полости тектонических зон.

 

Условия образования алмазов детально рассмотрены в работе В.П. Бутузова с соавторами [7], где показано, что «относительные скорости роста различных граней зависят от температуры таким образом, что при относительно низких ее значениях формируются кристаллы преимущественно кубического габитуса, а при более высоких – октаэдрического габитуса». Вероятно, при еще более высокой температуре происходит рост кристаллов гексагональной модификации алмаза – лонсдэлеита, часто встречающегося в породах Попигайской структуры. Ромбододекаэдры, триоктаэдры, очевидно, кристаллизуются в условиях промежуточных температур, между кубической и октаэдрической модификациями.
В настоящее время экспериментально доказана возможность роста кристаллов алмаза в области «умеренных» значений температур и давления в нескольких модельных минералообразующих средах, в которых основную роль отводится газовому флюиду. Из анализа существующих экспериментальных данных можно заключить, что наиболее благоприятными составляющими природных алмазообразующих сред, ответственных за рост кристаллов алмаза, являются вода, двуокись углерода, карбонаты и щелочи [70].Возможность роста кристаллов в условиях умеренного давления подтверждает вывод, сделанный Ю.Л. Орловым [68]: «если в среде кристаллизации большую роль играют газовые компоненты, то на затравках рост может происходить и при относительно более низких давлениях».
Из сказанного можно заключить, что высокое давление необходимо только для кристаллизации индивидов, а температура определяет их габитус и как следствие высотное положение в штокверковом столбе во время роста, то есть чем выше от источника тепла, тем более низкотемпературная форма кристаллов.
Недислоцированные породы кратона определенное время исполняют роль клапана или пробки. Продолжительность «закупорки» играет значительную роль в процессе роста кристаллов алмазов: чем дольше «пробка» сдерживает газы от прорыва наружу, тем крупнее кристаллы. Отсутствие недислоцированного чехла, малая его мощность или его тектонически нарушенная целостность приводит к относительно быстрому выходу газов и растворов на поверхность, при этом не создаются условия для кристаллизации алмаза и «трубки взрыва» остаются пустыми или слабо алмазоносными.
Термодинамические условия, в которых находятся подошвенные горизонты литосферы, большое количество свободного углерода заключенного в мантии (2;1024г), а также установленный факт присутствия в мантийных ультрабазитах – дунитах, гарцбургитах и кимберлитах таких карбидов как муассанит и когенит, где их содержания достигают иногда 2%, позволяют предположить значительное обогащение нижних горизонтов литосферной мантии и другими тугоплавкими (t0пл – 2000;-3000;С, реже до 4000;С) карбидами. Образование большинства карбидов возможно только в условиях высоких температур в результате взаимодействия углерода с металлами при отсутствии свободного кислорода. При воздействии химически активного флюида, карбиды диссоциируют с выделением свободного углерода.
Другим источником углерода, вероятно, является газовая фаза, присутствующая в глубинных несерпентинизированных ультраосновных породах, где содержание углеводородов может достигать 5–10% [12]. Свободный углерод, необходимый для постоянного роста кристаллов алмаза, образуется за счет «выпаривания» углеводородов при метасоматозе альпинотипных гипербазитов. Под воздействием высокой температуры (>1000;С) углеводороды распадаются с выделением свободного углерода (CnHm=xCH4+(n-m)C+(m/2–2x)H2).
В дальнейшем, в результате одноосного горизонтального сжатия литосферной плиты, ограниченной снизу геофизической границей пониженных скоростей прохождения сейсмических волн и обусловленной пластичным состоянием астеносферного вещества, находящегося в начальной стадии плавления, газовая составляющая «пробивает» коровые образования. Подъем газового потока и ксеногенного пеплового материала осуществляется по тектонически ослабленным зонам с формированием вытянутых плоских полостей. В приповерхностных условиях (около 2 км) в результате адиабатического расширения газов происходит формирование диатрем. Воздействие газового потока на вмещающие породы носит преимущественно механический характер (дробление, окатывание). По мере постепенного расширения раструба происходит проваливание крупных и мелких блоков поверхностных пород в образовавшуюся полость, и часть обломков приповерхностных пород попадает на более глубокие горизонты трубки. Поэтому в кимберлитовых трубках часто находят стволы деревьев, остатки растительности и даже рыб на довольно большой глубине.
Вслед за газовой фазой флюида по выработанным полостям поднимается жидкий насыщенный раствор, в котором в результате падения температуры образуется пересыщенный раствор, и начинают кристаллизоваться породообразующие минералы. Акцессорные и некоторые второстепенные минералы флюидизатов не растворяющиеся в кислотах, такие как: гранаты, диопсид, ильменит, хромшпинелид, циркон, рутил, муассанит, авгит, амфиболы и др. являются ксеногенным материалом, захваченным потоком раствора из дезинтегрированных вмещающих пород. Основные и второстепенные минералы транспортеров алмазов такие как: оливин, ромбический пироксен, флогопит, кальцит, апатит, монтичеллит и другие, кристаллизующиеся из раствора, имеют обычно несколько генераций (не менее двух).
В гипабиссальных горизонтах избыточное количество воды и углекислого газа приводит к гидролизу большей части оливина и пироксенов с образованием серпентиновых масс.
В промежуточный период между разными фазами выброса грязебрекчий (туфобрекчий) на поверхности диатрем, вероятно, существовали сальзы и грифоны, из которых изливались жидкие грязевые потоки, образовавшие впоследствии туфоподобные линзы и покровы. Образование туфов и туфобрекчий, в которых обнаруживается полное отсутствие какого-либо материала магматического происхождения, можно объяснить только деятельностью газово-жидких растворов.
В результате внедрения поздних фаз грязево-жидких потоков образуются субвертикальные столбы так называемых «автолитовых брекчий» со сферическими образованиями концентрически-зонального строения, в ядрах которых находятся обломки ранних фаз внедрения или ксенообломки глубинных пород. Образование автолитов объясняется взаимодействием поздних, более горячих фаз, с ранними – холодными и литифицированными фазами, в результате чего происходит «намерзание» и обволакивание взвешенных твердых обломков.
Формирование диатрем флюидизатов кинетически не связано с внедрением магматических расплавов и излиянием лавовых потоков. Их образование происходило только за счет выброса сначала газовых потоков с игнимбритоподобными и туфогенными массами (газовые флюидизиты), с последующим подъемом грязебрекчиевых растворов (флюидиты и водные флюидизиты) с выносом крупных ксенолитов из недр Земли.

Скорость, обеспечивающая частичную сохранность кристаллов алмаза в неравновесных условиях расплава (высокая температура и низкое давление), по данным разных исследователей [16, 93 и др.], должна составлять от 300 до 500м/c. Такая скорость сопоставима со скоростью полета частиц при взрыве. В современной практической вулканологии таких скоростей движения расплава до сих пор нигде не зафиксировано. К примеру, вычисленная скорость базальтовой магмы при извержении вулканов не превышает первых сантиметров в секунду. Нельзя объяснить такую скорость и насыщенностью расплава газами, так как с началом движения расплава б;льшая часть растворенных газов отделится от плотного расплава, так же как в открытой бутылке с газированным напитком при малейшем встряхивании. Кроме того, продвижение в узком канале относительно холодной литосферы приведет к значительной потере тепла, и расплав потеряет свою пластичность. Для выноса газово-жидким раствором глубинных обломков размером до 0,5м достаточно скорости порядка 4м/с [45]. Водно-кислотному раствору нестрашна и потеря температуры, так как это ни как не сказывается на его пластичности. В таком растворе падение температуры и давления происходит пропорционально и довольно быстро, что благоприятно сказывается на сохранности алмазов, а также на сохранности ксенолитов пород фундамента и чехла платформы, у которых температура плавления или распада некоторых минералов не превышает 300 - 500;С. Изучение процесса серпентинизации гипербазитов показывает, что этот процесс может протекать при температурах, не превышающих верхнюю температурную границу стабильности серпентина, то есть при 300 - 400;С.

Подъем мантийного газового флюида к земной поверхности, очевидно, происходил в несколько этапов, последовательно заполняя образующиеся полости. При прорыве газов из одной полости в другую происходило частичное падение давления, что способствовало появлению зонарности у кристаллов алмаза. Сложное внутреннее строение природных алмазов - однозначное доказательство дискретного процесса алмазообразования, а также длительной эволюции кристаллов, в которой имели место резкая смена термодинамических условий и химического состава минералообразующей среды. Данные исследований внутренней морфологии кристаллов, проводившихся многими исследователями и различными методами, позволяют сделать вывод о длительном процессе роста кристаллов алмаза в газово-твердой среде, с пульсирующими, ритмично повторяющимися режимами термодинамических и химических параметров. Такой вывод сделан на основе выявленных фактов, таких как: неоднократное преобразование, в процессе роста, округлых алмазов в плоскогранные и наоборот;  смена однородных участков (зон роста) сильно протравленными, грубо слоистыми зонами;  наличие в октаэдрических кристаллах центров кристаллизации (иногда нескольких) округлой или кубической формы, а в округлых (ромбододекаэдрических) – плоскогранных октаэдров; наличие комбинационных образований различных морфологических форм, причем на всех стадиях роста отмечается формирование сначала округлых зон. Разнообразие внутренней морфологии кристаллов свидетельствует о длительной истории кристаллизации алмазов, а малые скорости роста исключают любые предположения о генезисе алмазов во взрывных условиях. Увеличение количества сильно уплощенных кристаллов, двойников и сростков, в совокупности с увеличением крупности алмазов, указывает на то, что рост кристаллов происходил в условиях резко анизотропной среды, в достаточно стесненном пространстве раскристаллизованных пород, препятствующих свободному росту. Интересный факт, доказывающий кристаллизацию алмазов в газово-твердой среде, представляют наблюдения А.И. Пономаренко[74], описавшего в эклогитовых ксенолитах тонкие сплошные прожилки, заполненные алмазным веществом. Дискретность и длительность процесса кристаллизации и роста кристаллов алмаза подтверждается результатами абсолютной геохронологии. Так, радиологический возраст алмазов из трубок «Финш» и «Кимберли» (ЮАР) составляет соответственно 3200 и 3400 млн. лет, а возраст самих кимберлитов равен 130-170 и 80-95 млн. лет. В кристаллах, с близким возрастом с кимберлитами, вариации возрастных датировок алмаза в пределах одного зерна варьируют в диапазоне миллиарда лет, что обусловлено присутствием в центре кристалла-затравки более древнего возраста [17]. Длительный процесс кристаллизации и роста алмазов в автоклавных газовых камерах объясняет причину весьма различной степени алмазоносности относительно одновозрастных тел флюидизатов в пределах одного поля и даже куста. Для относительно более поздних флюидных потоков просто уже не хватает ни собственно затравочного материала, ни времени для высвобождения достаточного количества свободного углерода и роста кристаллов.
Процессом кристаллизации алмазов из газового флюида можно объяснить такие факты как нарастание кристаллов алмаза на валуны эклогитов, залечивание разбитых кристаллов, включения в алмазах поздних минералов – хлорита, биотита, флогопита, а также хорошо выраженную зонарность большинства кристаллов, свидетельствующую о малых скоростях роста алмазов в изменчивых термодинамических условиях.
На завершающем этапе, при истощении газово-жидкого раствора в тектонической полости литосферы, происходит внедрение интрузивных расплавов, которые заполняют подводящий канал и крайне редко проникают в полости диатрем. Из-за внутренних неравновесных условий (высокая температура и низкое давление), интрузивные разности кимберлитов имеют низкие содержания алмазов. Алмазы, встречаемые в интрузивных разностях подводящих каналов, имеют округлые грани со своеобразными ямчатыми «оспинами», возникшими за счет графитизации под воздействием высоких температур, или находятся целиком в графитовой рубашке (трубки Кимберли, Де-Бирс, Коффифонтейн и др.). Интрузивные (магматические расплавы) разновидности пород наиболее полно представлены в некоторых лампроитовых диатремах Австралии (например, трубка «Эллендейл-4»), где они прорывают и образуют линзы в заполняющих кратер туфах, оказывая на них термальное (ороговикование) или анатектическое воздействие. При этом в зоне контакта туфов или туфобрекчий с интрузивными лампроитами часто наблюдаются мощные переходные зоны, сложенные лампроитами без примеси туфового материала (эруптивные брекчии). Трубки с такими породами обычно не алмазоносные или слабо алмазоносные. В то же время, в высокоалмазоносной трубке «Аргайл», детально разведанной до глубины 500м, интрузивные лампроиты отсутствуют. Следовательно, можно предположить, что более позднее термальное воздействие интрузивных пород на алмазы приводит к их частичному или полному уничтожению. Интрузивные разности транспортеров алмазов оказывают контактово-термальные изменения вмещающих пород в виде амфиболизации и мраморизации. Посттрубочные химически активные растворы приводят к метасоматическим преобразованиям (серпентинизация, карбонатизация, хлоритизация, скарнирование и др.) всех разновидностей пород диатремы.
Таким образом, алмазоносные образования, выполняющие диатремы, представляют собой продукт контаминации разноглубинных растворов – флюидитов, водных и газовых флюидизитов (туффизитов), смешанных в разных пропорциях и сочетаниях. В процессе образования полей алмазоносных транспортеров можно выделить два этапа: 1. В условиях растяжения образуются зоны скрытых разломов, полости которых заполняются газово-жидким флюидом. На этом этапе происходит кристаллизация и рост основной массы кристаллов алмазов, а взаимодействие агрессивных жидких фаз флюида с вмещающими породами приводит к образованию растворов, из которых впоследствии образуется основная масса алмазоносных пород. 2. В условиях сжатия происходит прорыв перекрывающих пород, с образованием трубообразных диатрем, и последовательное внедрение трех инъективных фаз – газоабразивной, грязебрекчиевой и интрузивной. Вероятно, эффузивным аналогом интрузивных кимберлитов являются меймечиты.

В земной коре эластичные породы чехла под воздействием глубинных газово-жидких потоков часто образуют куполовидные поднятия. Рост купольных структур в данном случае сопоставим с образованием купола над магматическим диапиром, с той лишь разницей, что ядро такого купола сложено находящимися под большим давлением газовыми флюидами и жидкими растворами. В дальнейшем по мере выхода газовых флюидов на дневную поверхность с формированием кустов диатрем, в эпицентре купольной структуры образуется кальдерообразное проседание (Хушмуканская структура). Другим вариантом дальнейшего развития купольных структур, образовавшихся за счет газово-флюидного «диапира», является воспламенение углеводородных газов с образованием кратера взрывного характера (взрыв на рыхление) и с признаками ударного метаморфизма (Попигайская структура). В неэластичных породах, например подвергшихся воздействию метаморфизма, поля флюидизатов образуются без возникновения купольных структур, и диатремы располагаются цепочечно, повторяя общее направление глубинного разлома (Чингасанское поле на Енисейском кряже) или образуют протяженные дайки.

Проявления алмазоносных газово-флюидных процессов совпадают с переменными моментами тектоно-магматических циклов, разделяющих эпохи растяжения и сжатия, и поэтому, видимо, тесно связаны с периодами активизации субдукционных, коллизионных и рифтогенных процессов на прилегающих к платформенным областям территориях. Очевидно, вышеперечисленные процессы создают условия сжатия литосферной плиты, что приводит к образованию положительных структур, бурной дегазации и возникновению повышенного давления во флюидных камерах, способствующего проникновению продуктов дегазации в осадочные толщи земной коры.
Наблюдается некоторая синхронность периодов проявления кимберлит-лампроитового магматизма юго-западных окраин Сибирской платформы с субдукционными и коллизионными процессами на прилегающих территориях (Канско-Бирюсинский горст), сопровождающиеся внедрением базит-ультрабазитовых расслоенных интрузий. Например, в раннем протерозое внедрение Кулибинского перидотит-пироксенит-анортозит-габбрового комплекса в пределах Канской глыбы сопровождается образованием Ингашинского кимберлит-лампроитового поля в пределах Урикско-Туманшетской мобильной зоны. В раннем рифее Кингашский перидотит-верлит-габбровый комплекс сопровождается образованием Туманшетского лампроитового поля. На рубеже рифей-венд субдукционные процессы привели к образованию Талажинского дунит-троктолит-габброанортозитового и Нижнедербинского комплексов, сопровождавшихся образованием Чапинского кимберлит-лампроитового поля на Енисейском кряже и поля эруптивных щелочных пикритовых базальтоидов в пределах Ангарской тектоно-магматической зоны, а также дайкового комплекса пикритоидов в пределах Чадобецкого поднятия. На рубеже венд-кембрий Булкинский габбро-пироксенит-дунитовый комплекс сопровожден образованием штоков пикритов и пироксенитов на Енисейском кряже.
В позднеордовикское время коллизионные процессы (закрытие палеоазиатского бассейна) сопровождают проявления щелочно-сиенитового, а также лампрофирового и карбонатитового магматизма – на Енисейском кряже. В это же время зафиксированы первые проявления кимберлитового магматизма в Якутской провинции (трубки Амакинская, 325 лет Якутии и др.).
Раннегерцинская активизация тектоно-магматических процессов (заложение рифтовой системы в фундаменте Западно-Сибирской плиты) на площади Западной Сибири сопровождается самой продуктивной эпохой кимберлитообразования на Сибирской платформе.
Рифтогенез в пределах Северного Ледовитого океана, очевидно, способствовал образованию полей лампроитов в пределах Горного Таймыра в мезозойской эпохе. Образованию Попигайской структуры, вероятно, способствовал поддвиг северо-восточной окраины Сибирской платформы, в результате которого образовались складчато-глыбовые сооружения Верхоянского хребта, а также Лено-Анабарский и Предверхоянский прогибы в начале кайнозойской эры.
Безусловно, предполагаемая закономерность пока носит чисто умозрительный характер и возможно не в полной мере соответствует действительности, так как никем из исследователей не рассматривалась детально. Тем не менее, приведенные «совпадения» говорят о том, что такая причинно-следственная связь, видимо, существует.

Вещественный состав тел флюидизатов зависит от состава вмещающих пород, в которых находится камера с жидким флюидом, то есть от глубины ее расположения. Наиболее глубинные (мантийные) флюидные системы образуют кимберлитовый ряд флюидизатов: безпироксеновые (оливиновые), диопсидовые, монтичеллитовые, карбонатитовые кимберлиты и др. Менее глубинные системы (расположенные на границе кровли мантии и подошвы коры) образуют лампроитовый ряд – оливиновые, оливин-лейцитовые, диопсид-санидин-флогопитовые, диопсид-лейцит-флогопитовые, лейцит-рихтеритовые и другие разновидности лампроитов. Коровые флюидные системы образуют лампрофировый ряд флюидизатов: минетты, альнеиты, камптониты и мончикиты. Между разновидностями флюидизатов существуют переходные разности, которые часто трудно отнести конкретно к какому-либо виду (например, мелилитовые «кимберлиты»; слюдяные «кимберлиты»; монтичеллитовые альнеиты, ингилиты и т.д.). Нередко в одной диатреме, выполненной в основном классическими кимберлитами, более поздние фазы внедрения представлены другими рядами и разновидностями флюидизатов (щелочные базальтоиды, карбонатиты и др.).
В общем, для флюидизатов, в направлении уменьшения глубинности, характерно: повышение содержания кремнезема и щелочности калиевого типа; увеличение роли алюмосиликатов (флогопит, лейцит, нефелин, санидин, мелилит, авгит); понижение содержания хрома и магния у минералов-спутников (пироп, хромшпинелид) или их полное отсутствие; а также понижение среднестатистической алмазоносности пород и более мелкая размерность кристаллов (часто при значительно б;льших содержаниях). Для флюидизатов лампроитового и лампрофирового рядов характерно также преобладание кристаллов триоктаэдрического и ромбододекаэдрического габитуса, а у пород кимберлитового ряда – октаэдрического, нередко с лонсдэлеитовыми центрами.
Интересен факт, описанный в работе С.А. Якубовой[103] с соавторами: для изучения внутренней морфологии природных алмазов, «кристаллы алмазов травились в КNO3 (селитра) при температуре 5500С в течение 30 минут. Было обнаружено, что ромбододекаэдроиды необходимо было выдерживать вдвое больше времени, чем октаэдры и октаэдроиды, т.е. 60 минут». Известно также, что смесь насыщенного раствора хромпика (К2Cr2О7) и концентрированной серной кислоты при 200°С окисляет кристаллы алмазов с образованием углекислого газа. Вероятно, этими фактами также можно объяснить преобладание ромбододекаэдрического габитуса алмазов в ультракалиевых породах типа минет и лампроитов, а также образование округлых граней у кристаллов (бразильско-уральский тип). В структурном плане наблюдается приуроченность кимберлитовых флюидизатов к краевым частям жестких кратонов, а лампроитовых и лампрофировых к платформенным мобильным зонам, к активизированным окраинам платформ, а также к щитам.
Вещественный состав кимберлитов определяется в первую очередь составом литосферной мантии, которая весьма неоднородна в пределах единой платформы. Изучение глубинных ксенолитов из кимберлитовых трубок разных районов Якутской провинции привело к выводу, что средний состав мантийной литосферы центральной части (Алакитское, Далдынское поля) провинции соответствует гранатовому перидотиту, а в краевых частях провинции более распространены безгранатовые перидотиты и гранатовые пироксениты [94]. Кроме того, значительно меняется и мощность перидотитового «киля» (корня) от 300км в центре до 200 и менее километров к окраинам провинции [77]. Можно предположить еще более значительное выклинивание перидотитового слоя к активизированным зонам платформ (Енисейский кряж (горст), Канско-Бирюсинский горст, Горный Таймыр) и щитов (Алданский, Анабарский щиты), что подтверждается как составом самих флюидных трубочных тел в этих районах (лампроитовый, пикритовый, щелочно-базальтоидный, лампрофировый и т.д.), так и составом глубинных ксенолитов (пикриты, пироксениты, диабазовые порфириты, ильменитовые перидотиты и т.д., или только породы фундамента платформы). Предполагается, что причиной выклинивания перидотитового слоя в активизированных районах платформ может быть термальная эрозия литосферы с последующим внедрением комплексов перидотитов и базит-ультрабазитовых расслоенных интрузий в коровые образования Земли.
Другим фактором, определяющим вещественный состав трубочных тел флюидизатов, является литологический состав приповерхностных слоев вмещающих диатремы. В частности, хорошо литифицированные толщи карбонатных пород способствуют обильной карбонатизации флюидизатов и образованию брекчированности, а пласты слабо литифицированных терригенных пород, например кварцевых песчаников, гравелитов приводят к окремнению основной массы образований («песчаные» туфы) или аргиллитизации при наличии глинистых осадков (туффизиты) и т.д.
При газово-флюидной модели образования стволовых структур становится неважным состав вмещающей флюид рамы, определяющий минеральный и химический состав будущей трубки. Скорее, кимберлит, лампроит или другая алмазоносная порода являются «спутником» алмаза, а точнее простым его транспортером. Сказанное подтверждает справедливость представлений Е.В. Францессон [95] о том, что «Мы стоим на пороге решения вопроса о множественности материнских пород алмаза». И действительно, в настоящее время крупные содержания алмазов (помимо кимберлитов и лампроитов) обнаружены в минеттах (Канада);  туффизитах (Зап. Урал);  в своеобразных породах Попигайской структуры – импактитах(?) (Сибирская платформа), которые под микроскопом часто выглядят как обыкновенные бухиты;  в дайках и жилах серицитизированных и каолинизированных филлитов (Бразилия, штат Минас-Жерайс);  в эклогитах (Казахстан) а также небольшие содержания алмазов обнаружены в лерцолитах и гарцбургитах (Армения), эксплозивных пикритах (Австралия), карбонатитах (Испания) и многих других щелочных базальтоидах и ультрабазитах мира.
Для каждого типа транспортеров алмазов характерен свой набор минералов-спутников. Например, такие высокобарические минералы как низкокальциевый, высокохромистый пироп (группа №10 по Доусону), пикроильменит (MgO;10%) и хромшпинелид (Cr2O3>55%) – характерные для кимберлитов, крайне редко встречаются в лампроитах. Для лампроитов более характерны кальциевые пиропы низкохромистые (группа №9) и титанистые (группа №1), гранаты пироп-альмандинового ряда (группы №3, 4, 5), хромшпинелиды (Cr2O3=40-50%), хромдиопсид перовскит, прайдерит, К-рихтерит, джеппеит, вадеит, щербаковит, Mn-ильменит (Mn до 7%, MgO;1%). В филлитах, минеттах и импактитах все выше перечисленные минералы практически отсутствуют. В этих породах постоянно присутствуют сфен, циркон, рутил, ильменит, монацит, коэсит, магнетит, пирит, реже муассанит. В Индии известны алмазоносные кимберлит-лампроитовые трубки (Маджгаван, Инота) докембрийского возраста, в которых наиболее распространенным минералом в связующей массе пород трубок является рутил, хромшпинелиды (Cr2O3 – 26,6-48,4%; TiO2 – 8,9-15,0%; Al2O3 – 1,5-3,1%) присутствуют в резко подчиненном количестве, а классические минералы-спутники – пироп, пикроильменит и перовскит полностью отсутствуют. Таким образом, очевидно, что постоянных минералов-спутников у алмаза нет, а набор индикаторных минералов в породах флюидизатов зависит, скорее всего, от минералогического состава пород вмещающей флюид рамы и термодинамических условий их кристаллизации в материнских породах.
Различный петрохимический состав транспортеров алмазов и как следствие отсутствие постоянных минералов-спутников, а также широкий спектр минералов-включений в алмазах (оливин, хромшпинелид гранат, ромбический и моноклинный пироксен, рутил, ильменит, циркон, коэсит, сульфиды, флогопит, биотит, санидин, дистен, магнетит, корунд и др.) однозначно свидетельствуют о ксеногенном характере алмазов в телах флюидизатов, кристаллизующихся в газово-твердой среде.

Известные формы тел алмазоносных флюидизатов чаще не соответствуют формам, образованным внедрившимися магматическими расплавами, и подтверждают газовый характер образования конфигурации тел транспортеров алмазов. В настоящее время установлено существование нескольких типов форм транспортеров алмазов: трубообразные или морковевидные тела; чашеобразные; дайки; лополитоподобные силлы; веретенообразные (слепые) тела с штокверкообразной системой ветвящихся прожилков в перекрывающих толщах («волосяная шапка»). Морфология вышеперечисленных структур не соответствует ни вулканическим кратерам, ни воронкам взрыва, что подтверждается данными, полученными при проведении ядерных испытаний. В частности, при подземных ядерных взрывах не образуются ни вертикальные морковевидные каналы, ни горизонтальные силлы, ни вытянутые дайкообразные полости. В дайкообразных продолжениях диатрем на глубине нигде в мире не установлено расширений, которые можно было принять за камеры камуфлетного взрыва.
Веретенообразные тела с «волосяной шапкой»  вообще являются типичными образованиями газовых потоков, которые проникают по узкому каналу в существующую полость (по принципу форсунки). В зоне декомпрессии происходит частичное падение давления и турбулентные завихрения. В дальнейшем газы выходят из полости на поверхность сквозь легкопроницаемые перекрывающие породы по многочисленным трещинам, образуя так называемую «волосяную шапку». Веретенообразная форма полости возникает за счет вращения обломков в зоне декомпрессии в горизонтальной плоскости. Такие штокверковые комплексы имеют широкое распространение в пределах Леоно-Либерийского щита в Африке (Сьерра-Леоне – кимберлитовое поле Сефаду, Гвинея – Маконское и Банакорское кимберлитовые поля и др.). Вероятно, подобное строение имеет и трубка «им. Одинцова» в Якутской провинции.
Таким образом, очевидно, что все известные формы тел транспортеров алмазов образуются благодаря прорыву газовых потоков, вырывающихся из недр земли продолжительное время, а не за счет взрыва или внедрения магматических расплавов.

Для полноты понимания процесса образования транспортеров алмазов необходимо обратить внимание на закономерности тектонического контроля за расположением полей алмазоносных флюидизатов в коровых образованиях.
Т. Клиффордом был сделан вывод о том, что алмазоносные кимберлиты приурочены исключительно к блоковым областям с архейским возрастом кратонизации кристаллического фундамента (правило Клиффорда). В настоящее время известны многочисленные примеры (Аргайл (Австралия), Минас-Жерайс (Бразилия), Прейри-Крик (США), Орапа (Ботсвана) и др.) приуроченности транспортеров алмазов к линейно-зональным мобильным поясам с протерозойским возрастом консолидации пород фундамента, которые дают более половины всей мировой добычи алмазов. Кроме того, сами архейские кратоны имеют резко различную алмазную продуктивность.
Необходимо отметить значительно меньшие содержания (примерно в 10 раз) крупных ювелирных алмазов в транспортерах мобильных зон, что вероятно связано с их более высокой проницаемостью (негерметичность «пробки» или ее пониженная прочность) по отношению к кратонам с блоковым строением.
Проведенный, А.В. Манаковым [57] с соавторами, анализ Якутской провинции позволил авторам отметить, что все алмазоносные кимберлитовые поля, расположенные в пределах архейских кратонов, тяготеют к их краевым частям и не встречены на большом расстоянии от их границ. Аналогичная закономерность распространения продуктивных полей флюидизатов в пределах архейских кратонов наблюдается на всех континентах. Очевидно, что большое количество исключений из правила Клиффорда (расположение в мобильных зонах), и выявленная приуроченность алмазоносных полей к краевым частям кратонов требуют пересмотра концепции алмазоносности мобильных поясов и их значимости в процессе формирования алмазоносных полей флюидизатов.
Различие вещественных составов тел транспортеров кратонов и платформенных мобильных зон, как уже было сказано ранее, определяется составом пород литосферы, которая весьма неоднородна не только в пространстве, но и во времени. Так, по данным О.М. Розена [77] Сибирская платформа сформировалась в палеопротерозое (2 млрд. лет) в результате механического скучивания (аккреции) небольших архейских блоков литосферной мантии перидотитового состава вместе с прикрепленными к ним сверху коровыми террейнами, на границах которых возникали линейные мобильные зоны с маломощным перидотитовым слоем или совсем без него. Соответственно, ранние тела флюидизатов в пределах этих зон имели щелочно-базальтоидный или лампроитовый состав (например, Минас-Жерайс (Бразилия), Восточный Кимберли (Австралия) и др.). В дальнейшем, в результате андерплейтинга, сопровождаемого охлаждением и примерзанием поступающей снизу магмы, происходило формирование единого перидотитового литосферного слоя. Более поздние тела флюидизатов в пределах тех же мобильных зон уже имеют состав либо переходный кимберлит-лампроитовый, либо собственно кимберлитовый. Примером могут служить вышеперечисленные провинции и Накынское поле среднепалеозойских кимберлитов, расположенное в линейно-зональной мобильной зоне с протерозойским возрастом консолидации [9].
Таким образом, для образования высокоалмазоносных транспортеров необходимо, в первую очередь, наличие консолидированного фундамента и (или) мощного недислоцированного чехла осадочных пород, способных выдерживать давление газовых потоков.
 Вторым неотъемлемым условием является наличие долгоживущей проницаемой разломной зоны в литосферной плите, возможно подновленной в породах фундамента платформы, но не проявленной в породах чехла. Такие проницаемые зоны литосферы трассируются линейным расположением кимберлитовых полей при общей направленности более молодой разломной тектоники чехла часто в крест простирания данной зоны. При совпадении направлений разновозрастной разломной тектоники тела флюидизатов чаще образуют протяженные дайковые тела или сильно вытянутые диатремы.
Третьим необходимым условием является длительное нахождение платформы перед образованием транспортеров сначала в условиях растяжения и прогибания литосферной плиты, приводящих к раскрытию полостей в скрытых разломных зонах и накоплению в них продуктов дегазации. Затем, в условиях сжатия, возникающих при рифтогенных, коллизионных и субдукционных процессах на сопредельных с платформой территориях, в камерах, заполненных газово-жидким раствором, создается высокое давление способное «проткнуть» перекрывающие породы и вынести флюидизированный раствор, насыщенный алмазами, в приповерхностные горизонты земной коры. 
Химический состав флюидизатов может быть как ультраосновной, так и основной повышенной щелочности калиевого типа, и даже более кислый (месторождение Бакванга (Заир), «песчаные туфы» трубки Аргайл (Австралия) и др.) в зависимости от состава  пород литосферы, вмещавших первичный флюид, и литологического состава поверхностных пород позже прорванных газово-жидким раствором.
Набор индикаторных минералов, сопровождающих алмазоносные флюидизаты в действительности имеет более широкий спектр, чем принято для кимберлитов (высокохромистый пироп, пикроильменит, хромшпинелид с содержанием окиси хрома более 55%) и зависит от петрохимического состава пород вмещающей литосферы в разных частях платформы. Отсутствие кимберлитовых минералов в россыпях алмазов нельзя интерпретировать как оторванность алмазов от своих минералов-спутников, тем более что миграционная способность у алмаза весьма низкая [76, 22, 85]. При шлихоминералогических поисках необходимо обращать внимание на индикаторные минералы других флюидизатов.

Структуры и литологические разновидности пород алмазоносных флюидных систем
Наглядным примером газово-флюидной модели может служить месторождение Бакванги (Центральная Африка), где верхняя грибовидная часть, выполняющая «карстовую» воронку, представлена смесью из песка и глины с небольшим количеством кимберлитового компонента и содержащая большие концентрации алмазов. Первоначально, эти типично осадочные отложения, содержащие до 74% SiO2, сбили геологов с толку и заставили думать, что настоящие кимберлиты отсутствуют, пока их не обнаружили на глубине, где их поперечное сечение было значительно меньше сечения грибообразной шапки. Вероятно, в момент прорыва газов площадь была покрыта мощными не литифицированными песчано-глинистыми осадками, в которые произошло «внедрение» только газовой фазы флюида с ксеногенным материалом (в т.ч. алмазы, пиропы и т.д.) без жидкого раствора.
Невольно возникает предположение, что нечто подобное имело место на западном склоне Урала, где известны эрозионно-карстовые депрессии(?), часто имеющие форму штокообразных тел и заполненные гравийно-галечным материалом со значительной примесью песка и глины, с промышленными содержаниями алмазов; а также на севере Якутии, где высокоалмазоносные неоген-четвертичные образования выполняют карстовые(?) полости.
Еще одной алмазоносной литологической разновидностью флюидных систем являются флюидизатно-эксплозивные образования Западного Урала называемыми авторами туффизитами или вишеритами [62, 67, 79, 80]. И.И. Чайковский[98] рассматривает данные породы как «производные эксплозивно-грязевого вулканизма», образовавшиеся из пеплово-жидкой гетерогенной смеси и инъецированные по тектоническим каналам во вмещающие отложения.
Судя по некоторым публикациям [34], алмазоносные эклогиты Кокчетавской глыбы образуют эруптивные брекчии, также «залегающие в виде трубообразных тел или экструзивных куполов в структурах близких к кимберлитовым трубкам». Цитированные авторы считают, что кокчетавские эклогитосодержащие ассоциации пород являются продуктом «взрывных процессов, не сопровождающихся магмообразованием», в их формировании принимали участие «только газообразные и твердые фазы».
В свете газово-флюидной теории совершенно иной смысл приобретает алмазоносность Попигайской структуры, которую следует рассматривать не как редчайшую астроблемную экзотику, а как крупную, типично земную стволовую структуру.
В тектоническом плане Попигайская структура расположена в области сочленения двух надпорядковых структур Сибирской платформы – Анабарской антеклизы и Лено-Анабарского прогиба. Локализация структуры определяется пересечением зон древних глубинных разломов – Молодо-Попигайским, Муна-Анабарским и другими. Общая мощность отложений осадочного чехла на обрамлении западнее и юго-восточнее от Попигайского кальдерообразного прогиба составляет более 1000м, в то время как в пределах прогиба криптовулканиты (импактиты) в центре ложатся прямо на архейские образования, а на периферии прогиба залегают на рифейских отложениях. Это обусловлено приуроченностью Попигайской структуры к области древнего поднятия, существовавшего еще в палеозое и эродированного в период куполообразного вздымания, предшествующего образованию Попигайского кальдерообразного прогиба. Наличие жесткого консолидированного ядра в центре Попигайской структуры устанавливается уже в раннем протерозое, складчатые структуры которого испытывали вынужденную виргацию при обтекании складками препятствия, что находит отражение в простирании тектонических структур.
Все определения абсолютного возраста криптовуканитов (импактитов) укладываются в интервал 28 – 90 млн.лет, с пиком в районе 40 – 45 млн.лет и поэтому большинством исследователей возраст образования «кальдеры» признается палеогеновым. Но процесс формирования структуры, скорее всего, был более длительным и начался еще, видимо, в средней юре. Это подтверждается присутствием вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород в юрско-меловых отложениях Попигайской структуры, которые встречаются в виде небольших изолированных обнажений или глыб-отторженцев среди импактитов, чего не наблюдается в одновозрастных отложениях на сопредельных участках Сибирской платформы. Так, в полимиктовых песчаниках верхней юры (берриас и валанжин) содержатся обломки и пепловые частицы вулканического стекла кислого и среднего состава в количестве до 15%, а также встречены прослои карбонатизированных пепловых кристалловитрокластических туфов. Более широко вулканогенные породы распространены в угленосных отложениях мелового (альб-туронского) возраста. В отдельных выходах этих отложений вулканические пеплы слагают до 60% видимой мощности разреза и образуют пласты мощностью до нескольких метров переслаивающихся с пластами глин, песков и углей. Наличие в вулканических пеплах большого количества легко разрушающихся обломков стекла, свидетельствует об отсутствии сколько-нибудь значительного их переноса и указывает на то, что центр (или центры) извержений находился где-то в пределах Попигайской котловины. По данным палеонтологических и палинологических исследований большого числа выходов юрско-меловых отложений в пределах структуры реконструируется почти непрерывный разрез от аалена (J2) до турона (К2) мощностью около 200 – 300м.
В основании кальдерообразного прогиба (рис. 2), на сильно трещиноватых породах фундамента (аутигенная брекчия), в виде линз и пластов неправильной формы залегает аллогенная брекчия с обломками пород чехла и фундамента и сцементированная массивными или обломочными криптовулканитами. Аллогенные брекчии подразделяются на крупноблоковые мегабрекчии, грубообломочные и псаммито-алевритовые коптокластиты. Мощность образований часто достигает 500м.

 

Залегающие выше по разрезу криптовулканиты представлены «туфоподобными» зювитами и «базальтоподобными» образованиями – тагамитами. Зювиты - наиболее распространенные породы, объем которых превышает объем тагамитов более чем в три раза, а суммарная мощность часто превышает 1000м. По содержанию стекла и структурно-текстурным особенностям зювиты подразделяются на игнимбритоподобные и туфовидные витрокластические зювиты с содержанием стекла 75-90,% а также агломератовые зювиты с содержанием стекла не более 50% и большим количеством ксенообломков. Ксенообломки представлены в основном обломками пород кристаллического фундамента: биотит-гранатовыми, двупироксеновыми и гиперстеновыми гнейсами, а также плагиогнейсами, гранитогнейсами и мигматитами. Эти обломки иногда несут на себе признаки термального воздействия, но все же большая часть обломков следов плавления не имеет. В большом количестве присутствуют обломки пород осадочного чехла представленные кварцитами, известняками, доломитами, песчаниками, углефицированными аргиллитами, углями и обломками древесины. В зювитах, непосредственно прилегающих к тагамитам, наблюдаются спекшиеся разновидности, по трещинам отдельности которых часто заметны борозды и штрихи скольжения.
Тагамиты – это массивные или пористые афанитовые породы, имеющие интрузивный характер залегания. Наблюдается четкая приуроченность даек тагамитов к кольцевым разломам в эпицентре котловины и к радиальным разломам (бороздам выпахивания, по В.Л. Масайтису [59, 60, 61]) на ее периферии. Тагамиты образуют в основном силлообразные и дайковые тела, реже образуют штокверкоподобные системы ветвящихся прожилков, и отмечены среди всех разновидностей пород кратера. В непосредственной близости от Попигайской структуры выявлено несколько трубок и даек, выполненных специфическими породами, чрезвычайно схожими с тагамитами.
Вещественный состав криптовулканитов Попигайской структуры весьма близок к среднему составу пород основания структуры, отличаясь (особенно тагамиты) повышенными содержаниями MgO (до 3,83%) и К2О (до 3,0%), но пониженными содержаниями глинозема, окиси натрия и окисленного железа. Наиболее контрастными являются петрохимические отношения К2О/Na2O (1,65 у криптовулканитов и 0,95 у пород кристаллического цоколя) и Fe2O3/FeO (0,15 против 0,78). Из выше сказанного видно, что криптовулканиты хоть и образовались за счет продуктов разрушения пород фундамента, все же имеют отличительные признаки благодаря привносу газовыми флюидами компонентов глубинного происхождения. Исключительно широкое участие в образовании попигайских криптовулканитов высокотемпературных газовых флюидов подтверждается рядом характерных признаков, таких как округлая форма значительной части обломков, приобретенная в результате обработки их газово-твердой взвесью; одновременное присутствие обломков пород верхних горизонтов (нередко отсутствующих в настоящее время) и пород фундамента, вынесенных с глубин не менее 300 – 400м; широкое распространение газовых включений в стеклах криптовулканитов и их состав (Н2 – до 23%, СО – до 18%, СnHm – до 22%, а также существенное количество газов группы азота и переменное количество СО2 при полном отсутствии свободного кислорода), сближающий их с породами, образующимися при газово-флюидной мобилизации (туффизиты, кимберлиты и др.). Для попигайских пород характерно также широкое развитие глинистых минералов (монтмориллонита, хлорита, каолинита, гидрослюды), пирита, цеолитов и карбоната, являющихся специфической особенностью флюидизатных образований.
 По результатам геологического картирования и гравиметрической съемки установлено сложное морфологическое строение кальдерообразного прогиба, который осложняется внутренним поднятием в центральной части и кальдерообразным прогибом, образуя кольцевой вал шириной 5 – 8км и диаметром около 50км. В свою очередь, в рельефе поверхности дна внутренней «кальдеры» по гравиметрическим данным выделяется небольшое (10 – 15км) центральное поднятие. Подобные поднятия в центре уже существующих кальдер хорошо известны современной вулканологии и названы Смитом и Бейли[56] возрожденными кальдерами (resurgent calderas) типа Валлис (рис. 3). Концепция о возрожденных кальдерах была впервые предложена при изучении гор Джемец в Нью-Мексико, а история геологического развития этого региона была использована в качестве прототипа типичных возрожденных кальдер. Во время и после образования толщ игнимбритов верхняя часть возвышенности опустилась, образовав, округлую кальдеру Валлис диаметром около 25км. Видимая глубина ее, несмотря на повторное заполнение поздними вулканогенными отложениями, превышает 600м. Приблизительно в центре кальдеры расположено поднятие 12 – 15км в поперечнике и 900м высотой, сложенное слоями игнимбритов, туфов и озерных отложений. Эпицентр поднятия рассечен ступенчатым грабеном, который, очевидно, является эмбрионом кальдеры следующего этапа.

Смит и Бейли выявили множество других возрожденных кальдер, таких как Круде, Силвертон, Тимбер-Маунтин, Сан-Хуан и многие другие, диаметр некоторых из них достигает 50км. Образование этих кальдер связано с извержениями классических палеовулканов с излиянием лавовых потоков; формирование же Попигайской структуры происходило только за счет массового выброса чисто газовых флюидов из недр Земли (газово-флюидная модель), с выбросом тефры, игнимбритов и туфового материала.
Этапы формирования возрожденных кальдер, выделенных Смитом и Бейли, применительно к Попигайской структуре будут выглядеть следующим образом:
1. Региональное куполообразование и заложение серии кольцевых нарушений.
2. Извержение газовых флюидов с примесью туфов и игнимбритов из жерл вдоль кольцевых трещин. По мере постепенного падения давления в газовой камере происходило плавное прогибание эпицентра поднятия с образованием компенсированного прогиба, заполненного континентальными угленосно-терригенными осадками верхнеюрского возраста с прослоями туфового материала и нижнемелового возраста с пластами пепловых туфов.
3. Возобновление активности, сопровождающееся сводовым поднятием центральной части дна кальдерообразного прогиба (возрожденная кальдера).
4. Глубинный камуфлетный взрыв углеводородных газов, в результате которого глубокие горизонты цокольных пород кратера приобрели интенсивную трещиноватость (аутигенная брекчия), а верхние породы архея и осадочного чехла образовали аллогенную брекчию (получился своеобразный взрыв на рыхление). Мощный взрыв инициировал движение пород цоколя по принципу поршня (вверх – вниз), в результате чего ограничение Попигайской котловины приобрело сбросовый характер.
5. Мощный выброс газовых флюидов, вдоль кольцевых разломов, с примесью игнимбритоподобных масс, а также продуктов разрушения архейских гнейсов и пород осадочного чехла (зювиты). Образование, по мере падения давления в газовой камере, внутреннего кальдерообразного прогиба.
6. На завершающем этапе очередная, менее интенсивная, активизация привела к образованию небольшого поднятия в центре внутренней кальдеры и внедрению «интрузивных» разностей криптовулканитов (тагамиты) в виде неккообразных тел, даек, силлов, лополитов и штокверкоподобных тел типа «волосяной шапки».
Таким образом, Попигайская котловина существовала как длительно развивающаяся геологическая структура, которую следует рассматривать не как редчайшую астроблемную экзотику, а как крупную, типично земную стволовую структуру. Кольцевые структуры с кальдерами проседания центральных частей являются весьма распространенными элементами тектоники Сибирской платформы.
Еще одним примером может служить Хушмуканская кольцевая структура в Тычанском алмазоносном районе, образовавшаяся на рубеже девон – нижний карбон. Поднятие имеет диаметр порядка 80 - 90км и по всему периметру окружено алмазоносными коллекторами девон-нижнекаменноугольного возраста бассейнового происхождения. Эпицентр Хушмуканской структуры представляет собой кальдерообразную область проседания, диаметром около 50км, имеет ступенчато-клавишное строение с погружением к центру и заполнена континентальными угленосно-терригенными породами верхнего карбона и перми, туфогенными отложениями триаса, а также бассейновыми осадками юры и неогена общей мощностью до 150м. По периметру кальдеры широко развиты дайки, штоки и мощные (до 200м) силлы долеритов триасового возраста. В центре «кальдеры» расположено небольшое Хушмуканское инверсионное поднятие диаметром 15-20км, образовавшееся либо за счет дальнейшего проседания краевых частей «кальдеры» в триасовое время, при стабильном положении центрального блока, либо за счет триасовой тектоно-магматической активизации. Более детально мы рассмотрим эту структуру в следующих главах.
Сторонники гипотезы импактогенеза однозначно связывают признаки ударного метаморфизма с метеоритным ударом. Однако некоторые данные, подтвержденные экспериментальными исследованиями и геологическими наблюдениями, позволяют утверждать, что признаки ударного метаморфизма могут образовываться и в результате эндогенных геологических процессов. Например: 1. Планарные элементы в кварце и калиевом полевом шпате известны в туфах и брекчиях Норильского района. 2 Находки высокобарического коэсита известны в кратерах ядерных взрывов, в кимберлитах, в эклогитах и в качестве включений в алмазах. 3. По данным В.А.Милювене [13], центральные части многих кристаллов алмаза из кимберлитов сложены лонсдэлеитом. Кристаллы гексагональной модификации алмаза присутствуют в неоген-четвертичных россыпях северной Якутии. 4. Экспериментальными исследованиями установлено, что лонсдейлит образуется не только при воздействии ударной волны на графит при определенных термодинамических условиях, но и при статическом сжатии графита давлением выше 10гПа и нагревании более 13000К. 5. Конуса разрушения описаны разными авторами во многих породах, подвергшихся импульсивному сжатию.                6. Присутствие псевдотахилитов многими исследователями объясняется переплавлением милонитизированных пород тепловым потоком перегретых флюидов, поднимавшихся по трещинам, или за счет теплоты трения при тектонических подвижках. 7. Сульфиды с высоким содержанием никеля были найдены в неизмененных породах Анабарского щита, поэтому обогащенные никелем металлические сферулы могли образоваться при переплавлении вмещающих пород и выбросе капелек железа в атмосферу потоками газовых флюидов. 8. Образование самородных металлов связывается с газоконденсатной кристаллизацией в рудах гидротермального генезиса в среде восстановительных газов предположительно водород-углеводородного состава и поэтому также не может рассматриваться в качестве свидетельства присутствия метеоритного вещества.
Большинством исследователей принято считать надежным отличительным признаком импактного алмаза отсутствие примеси азота в структурах кристаллов. Последними исследованиями [55] получены данные, свидетельствующие «о присутствии атомов азота в структурных позициях импактного алмаза Попигайской структуры».
Кроме того, необходимо обратить внимание на такие факты: 1. Общий вес, найденных вокруг Аризонского метеоритного кратера осколков метеорита превышает 30т, а общая масса мелкодисперсного метеоритного вещества в брекчиях кратера составляет около 12 тыс.т. В пределах Попигайской структуры о таких находках не упоминается ни у одного исследователя. 2. Соотношение глубины и диаметра у известных метеоритных кратеров и воронок от поверхностных ядерных взрывов варьирует в пределах 1:3 – 1:5, а у Попигайской структуры этот показатель равен 1:40. 3. Наконец наличие крупных кристаллов алмаза (до 2 карат) в кратере Попигайской структуры, что никак не согласуется с метеоритной теорией.
К тому же, давление при ударе достигает больших значений на короткое время и непосредственно в точке удара метеорита, а поскольку «оно увеличивается пропорционально четвертой степени расстояний» (Шумейкер, 1968), шок-метаморфизму подвергается сравнительно небольшой объем пород (в Попигайской структуре суммарная мощность тагамитов и зювитов достигает 2км, при площадном распространении на 80км).
В тяжелой фракции из проб криптовулканитов наиболее распространены пироксены, ильменит, гранат, магнетит, циркон, сфен, рутил, апатит, пирит, пирротин; реже встречаются муассанит, хромит, шпинель, роговая обманка, эпидот, лейкоксен, флюорит, галенит, сфалерит. Алмазоносными в различной степени, в Попигайской структуре являются практически все породы. Устойчиво алмазоносными являются зювиты и тагамиты, хотя и в них содержания колеблются в значительных пределах. Попигайские алмазы по своему типу относятся к лонсдэлеитсодержащим поликристаллическим алмазам. Размерность алмазов в коренных породах в основном мелкая. Химическое разложение проб дает примерно следующую гранулометрию (по массе): класс -0,1мм практически отсутствует и лишь изредка в отдельных пробах достигает 6%; класс -0,25+0,1 составляет 19% (по количеству кристаллов 61%); класс -0,5+0,25 составляет 25%; класс -1+0,5мм – 41% и класс +1мм составляет 15%. Обработка проб из коренных пород с применением дробления неизбежно дает иную гранулометрию с увеличением более мелких классов. В россыпях наблюдается повышение крупности, причем по отдельным участкам устанавливается преобладание их в классе -4+1мм с единичными кристаллами массой до 380мг (1,9 карата). В восточной части котловины в россыпях наблюдается резкое увеличение кристаллов ромбододекаэдрического и октаэдрического габитуса, появляются также и единичные зерна пиропов. В Догойской россыпи при поисковых работах, кроме лонсдейлитсодержащих, извлечено 107 кристаллов (13 карат) ромбододекаэдрического и октаэдрического габитуса массой от 0,3 до 345,5 мг (1,73 карата).
В пределах Попигайской структуры известно ряд коренных месторождений (Скальное, Ударное, Встречное) и рудопроявлений (Таас, Эге, Тонгулах), в которых содержания в отдельных пробах варьируют от единичных зерен до 326,4 кар/т. Средние содержания колеблются в основном в пределах 8 – 11кар/т, реже достигают 44кар/т. Россыпи структуры не оценивались, хотя по отдельным пробам установлены содержания в пределах 5 – 7кар/т.
Установлено, что алмазы Попигайского кратера обладают повышенной абразивной способностью за счет более высокой твердости (в 1,5 - 2 раза выше, чем у кимберлитовых кристаллов). Такая способность Попигайских алмазов определяет возможность их использования при производстве резцов и порошков для гранильной промышленности.

Другие проявления флюидных процессов и их рудоносность
В основе всех геологических концепций о развитии Земли как космического тела лежат представления о дегазации и выносе из недр в верхние горизонты литосферы огромных масс вещества флюидными потоками. При активном участии флюидов происходит формирование многих горных пород, а также большинства рудных месторождений, в которых рудные минералы образуются только за счет осаждения из флюидных растворов. Флюидные системы концентрируют различные элементы и переносят их на значительные расстояния, а зачастую сами являются средой минералообразования. В зависимости от глубины проникновения (снизу вверх) разломных зон в твердую литосферу и состава пород, вмещающих промежуточную камеру с флюидами, происходит первичное образование и накопление тех или иных полезных компонентов. Тектоническая активизация в режиме латерального сжатия и адиабатическое расширение газов способствуют прорыву ими перекрывающих толщ с образованием вблизи поверхности трубообразных и воронкообразных диатрем или внедрению в межпластовые горизонты пород чехла платформ. Для всех флюидизатов характерен ряд общих черт: расположение в пределах зон повышенной проницаемости литосферы; приуроченность к положительным структурам; воронкообразные формы диатрем на поверхности; повышенные содержания редких элементов, в том числе редких земель и актиноидов; карбонатная матрица основной массы; повышенная щелочность; брекчиевая и флюидальная текстуры пород.
По данным Ф.А. Летникова, основу всех мантийных флюидов составляют углерод и водород, на базе которых в подошве литосферы возникают другие соединения. Причем наиболее древние флюидные системы в пределах кратонов характеризуются преобладанием углерода над водородом.
Углерод – один из наиболее распространенных элементов в природе. В неорганическом мире он встречается в форме графита, алмаза, карбина, углекислоты (свободной и связанной в карбонатах), карбидов (муассанит, когенит), а также газообразных (СnHm), жидких и твердых углеводородов (нафтиды, битумы). Многообразие соединений углерода, объясняется способностью его атомов соединяться друг с другом, а также с атомами других элементов различными способами, что обуславливает особое положение углерода среди других элементов.
Происхождение углерода, рассеянного в горных породах, далеко не всегда трактуется однозначно. Если раньше углерод в карбонатных дайково-жильных породах однозначно считался органического происхождения, заимствованный из осадочных толщ, то теперь появилось большое количество данных в пользу его ювенильного происхождения. В изверженных и метаморфических породах несомненно присутствие углерода как эндогенного, так и экзогенного происхождения, разделение которого даже с помощью изотопного анализа представляет собой не всегда легко разрешимую проблему [15]. Все известные формы углерода свойственны всем магматическим горным породам. Содержание элементарного углерода колеблется в ультраосновных породах в пределах 20-160г/т, в основных – 30-370г/т, в средних – 60-520г/т и кислых – 60-400г/т [101].
Если рассматривать историю геологического развития Земли, пережившую период полного плавления, то становится очевидным, что изначально весь углерод имеет эндогенное происхождение. Дегазация первичного расплава привела к образованию атмосферного слоя Земли, в котором углерод в большом количестве присутствовал в составе различных газов. С формированием твердой литосферы, в составе которой не последнюю роль играли тугоплавкие карбиды, при постепенном увеличении ее мощности, все большую роль в процессе выноса огромных масс вещества приобретал флюидный тип массопереноса. Очевидно, что массоперенос флюидными потоками полезных компонентов в верхние горизонты литосферы возможен в карбидной форме в качестве ксеногенного материала.
Карбиды активных металлов (металлы главных подгрупп I, II и III групп периодической системы Менделеева), обладая ионной связью, при воздействии флюида диссоциируют с выделением свободного углерода. В случае, когда тектоническая зона проникает в образования фундамента платформы, в приповерхностных горизонтах в условиях низких температур, карбиды вынесенные потоком газов, легко разлагаются водой с образованием смеси углеводородов и гидрооксидов металлов. Например: Al4C3 + 12H2O = 4Al(OH)3 + 3CH4;  Mg2C3 + 4H2O = 2Mg(OH)2 + C3H4;  CaC2 + 2H2O = Ca(OH)2 + C2H2. В дальнейшем портландит (гашеная известь) (Ca(OH)2) при поглощении углекислого газа (СО2) преобразуется в карбонат кальция (СаСО3 + H2O), который входит в состав основной массы кимберлитов, карбонатитов и других флюидизатов. Избыток карбида кальция в газово-жидком флюиде приводит к образованию карбонатитовых кимберлитов или собственно карбонатитов. Парагенетическая связь и общий мантийный источник вещества кимберлитов и карбонатитов не вызывает сомнений. Родство кимберлитов и карбонатитов доказывает не только их пространственная сопряженность, установленная во многих алмазоносных районах мира, но и нередко совместное выполнение в виде разных фаз внедрения в одной диатреме (трубка «Премьер»). Кроме того, конечные фазы внедрения кимберлитового раствора во многих диатремах часто более карбонатизированы и содержат более высокий процент редких элементов и меньший процент алмазов [92].
В современной геологии подобное явление, очевидно, происходит в белых курильщиках – своеобразных аналогах черных курильщиков. В отличие от черных курильщиков «белые» аналоги располагаются не на стыке двух плит, а в пределах жесткой плиты. Из изливающейся воды, с температурой около 80;С, в осадок выпадают преимущественно кальциевые минералы – кальцит, арагонит, а также бруcит, при этом выделяются метан и водород. В составе воды отмечены незначительные содержания серы и железа.
При гидролизе карбидов редкоземельных металлов и карбидов актиноидов образуются жидкие и твердые углеводороды. Карбиды железа (Fe3C, Fe3C5, Fe4C, Fe5C2, и др.) растворяются в разбавленных кислотах также с выделением смеси жидких и твердых углеводородов с водородом или свободного углерода с водородом.

Бокситоносный «карст». Образование мощных каолиновых толщ и месторождений бокситов большинством отечественных геологов объясняется поверхностным климатическим выветриванием кислых и щелочных пород.  Однако приводимые многими исследователями факты позволяют утверждать, что в ряде случаев генезис каолинит-гиббситовых образований носит инъективный характер и образование излившихся глинистых растворов произошло в результате гидротермально-пневматолитового воздействия флюидных потоков на глубинные породы вмещающей рамы. В литературе обычно рассматриваются следующие схемы воздействия магматогенных флюидов при их эксфильтрации через различные толщи пород литосферы:
2Mg2SiO4 + Mg2[Si2O6] + 4CO + 12H2 = Mg6[Si4O10](OH)8 + 4CH4       или
4Mg2SiO4 + 2H2 +2CO2 + 4OH = Mg6[Si4O10](OH)8 + 2MgCO3 – для перидотитовых пород,  4K[AlSi3O8] + 2H2 + CO2 + 4OH = Al4[Si4O10](OH)8 + K2CO3 + 8SiO2 – для гранито-гнейсовых пород. При дефиците ионов H+ и ОН- промежуточным продуктом между ортоклазом и каолинитом может быть серицит:
3K[AlSi3O8] + H + CO2 + OH = KAl2[AlSi3O10](OH)2 + 6SiO2 + K2CO3. При этом перечисленные реакции возможны при температурах ниже 500;С.
Основная бокситовмещающая масса карбонат-гиббсит-каолинитового состава образуется в результате криптогипергенеза (глубинного гипергенеза) гранито-гнейсовых пород фундамента. Под воздействием восходящих паров воды, углекислого газа и повышенной температуры, алюмосиликаты (полевые шпаты, слюды, фельдшпатоиды и др.) подвергаются гидролизу с образованием каолинита и кремнезема. Высвободившийся кремнезем образует дайкообразные или линзовидные тела в виде халцедона в краевых частях депрессий, выполненных каолинитовыми глинами. Именно такая ситуация наблюдается на бокситовых месторождениях Чадобецкого поднятия. Гидролиз, выносимого потоком флюидов, карбида кальция приводит к образованию карбонатной массы. Вынос мантийными флюидами карбида алюминия (Al4C3) в коровые обводненные горизонты способствовал образованию первичных бокситовых образований, в виде гидроаргиллита (гиббсит - Al(OH)3), в «карстовых» полостях.
Приведенные данные доказывают, что «карстовые» полости, скорее всего, являются диатремами, возникшими в результате выхода на поверхность газово-жидких грязевых гидротерм (растворов). Псевдоосадочные покровные бокситы, скорее всего, образуются или за счет разрушения диатремовых тел и переотложения их рыхлых образований на пониженных участках земной поверхности или за счет трещинных излияний в виде грязево-жидких растворов и заполнения ими грабенов и мульдообразных прогибов.
Следует заметить, что основная масса кимберлитов карбонат-серпентинового состава образуется так же в результате гидролиза, но только минералов ультраосновных пород – оливина и пироксенов. На поверхности основная масса обоих флюидизатов подвергается гидратации с образованием соответствующих гидратов: монтмориллонита, сапонита, нонтронита, галлуазита и др.
Несостоятельность поверхностных гипергенных теорий происхождения бокситов обоснована в научной работе В.Н. Разумовой [111], где на основе богатого фактического материала доказывается эксплозивно-гидротермальный генезис бокситов.
Связь бокситовых месторождений с разломами, грабенами и купольными поднятиями, образованными магматическими диапирами, отмечается во многих регионах мира. Нередко устанавливается связь бокситов с современным вулканизмом. Например, на острове Кауаи (Гавайские острова) железистые бокситы залегают непосредственно на склонах щитового базальтового вулкана, кроме того, сами бокситы часто содержат вулканогенный материал или сопровождаются прослоями туфов. Процесс современного бокситообразования установлен близ группы Толбачинских вулканов, где на площадях развития фумаролов обнаружено аморфное протобокситовое вещество, имеющее состав бокситов (SiO2 – 4-13%; Al2O3 – 35-39%) и минеральное соединение – лесюкит (Al2(OH)5Cl+2H2O). Глиноземистые осадки образуются в зонах смешения кислых (РН<3) и субщелочных (РН>7) водотоков (дебит последних должен быть больше чем кислых) в условиях карбонатной подложки [42].
Таким образом, дилемма – заполняли ли бокситы готовые карстовые полости или полости возникали за счет внедрения рудоносных растворов, является весьма спорной.
Известно, что максимальная глубина карстовых полостей никогда не превышает величины относительного превышения между урезом воды ближайшего крупного водотока (или озера, моря) и устьем карстовой полости. В то же время, Центральное месторождение бокситов Чадобецкой группы имеет форму грандиозной котловины (3,5 ; 1,8 км), которая прослежена скважиной до глубины 576м (на 300м ниже уровня современного моря). При этом вскрывшая ее скважина не вышла из «латеритных» образований. А палеографическими реконструкциями палеорельефа Ангаро-Подкаменнотунгусского междуречья установлено, что относительные превышения на этой площади никогда не превышали даже первой сотни метров [8]. Кроме того, бокситоносный «карст» часто имеет «слепые» субвертикальные ответвления, заполненные «латеритными» образованиями, которые нельзя объяснить механическим сносом продуктов разрушения кор выветривания.
Проведенные В.А.Смирновым [83] исследования пещер Урала и Горного Крыма позволили ему выдвинуть предположение о том, что многие полости в карбонатных породах имеют магматогенный (флюидизатный) генезис. Такой вывод сделан автором на основе анализа форм залегания подземных полостей, изучения минерального состава тяжелой фракции глинистых отложений и их химического состава. В частности, отмечено наличие в грязебрекчиях пещер таких минералов как муассанит, когенит, циркон, хромит, апатит, ильменит магнетит, шпинель, рутил, барит, пироксен, хромшпинелид, серпентин, глинистые образования по флогопиту. Среди глинистых минералов широкое распространение имеют иллит-монтмориллонит и иллит-смектит. Химическим анализом установлено высокие содержания Al2O3 – 16,5%; TiO2 – 1%; MgO – 2,5% [83].
Образование карстоподобных полостей за счет подъема глубинных гидротермальных растворов (гидротермокарст), описывается в работах Э.И. Кутырева и Р.А. Цыкина.
Происхождение карстоподобных воронок Чадобецкого поднятия, заполненных бокситами, А.А. Гузаев связывает с гидровулканизмом – процессом восходящих высоконапорных водных потоков.
Таким образом, работы разных исследователей, изучавших механизмы образования карста и процессов бокситообразования, свидетельствуют о глубинном генезисе бокситоносных образований большинства месторождений бокситов.
Для бокситов характерны такие признаки флюидизатного происхождения как: приуроченность бокситовых месторождений к тектонически ослабленным зонам; воронкообразная форма тел вмещающих бокситы; многоярусность бокситовых залежей; карбонатность основной массы; повышенное содержание редких элементов (в том числе редкоземельных и актиноидов); присутствие прожилков битумов и каплевидной нефти; брекчиевая текстура с обломками пород вмещающей рамы, а также конгломератовая, гравелитовая и афанитовая структуры бокситовых руд. Кроме того, наличие пористых разностей руд и миндалевидных структур говорит о повышенном содержании в первичных рудообразующих растворах летучих компонентов, воздействие которых привело к перекристаллизации первичного рудного субстрата с образованием диаспоритов.
Необходимо также отметить, что все проявления бокситоносности, по крайней мере, в пределах южной части Сибирской платформы, пространственно сопряжены с полями развития диатрем флюидизатов карбонатитового, щелочно-базальтоидного и ультраосновного состава.
Вышеприведенные факты однозначно свидетельствуют о том, что бокситоносный «карст» образуется за счет подъема с больших глубин горячих агрессивных растворов с выносом алюмосодержащих соединений, механической переработкой пород вмещающей рамы и образованием конусных стволовых структур, воронкообразных диатрем или трещинно-жильных тел с пластовыми покровами.

Железорудные стволовые структуры фоскорит-карбонатитовой формации (Ангаро-Илимский тип). Большинство железорудных месторождений в пределах юго-западной части Сибирской платформы относится к Ангаро-Илимскому типу, обладающих сходством геологического строения и генезиса. Одной из наиболее оригинальных черт геологического строения данных месторождений является то, что рудные тела локализуются в трубообразных структурах аналогичных кимберлитовым диатремам.
Стволовые структуры брекчированных карбонатитов известны в нескольких районах юга Сибирской платформы: Ангаро-Илимском, Катском, Средне-Ангарском, Ангаро-Чунском, а также в пределах Чадобецкого поднятия и Северо-Чадобецкого выступа (Кривляковское поднятие), а также во многих других районах платформы. В настоящее время диатремы карбонатитов обнаружены в юго-западной части Мало-Ботуобинского алмазоносного района в бассейне р. Вакунайка (приток р.Чона) [107].
Распределение стволовых структур с железорудным оруденением в пределах упомянутых районов неравномерное. Отчетливо намечается групповое расположение диатрем, локализующихся в пределах узлов пересечения слепых подводящих разломов с другими элементами разломной тектоники [108].
В плане большинство трубок имеют изометричную или овальную форму, реже встречаются резко вытянутые диатремы, у которых соотношение поперечника с длинной осью составляет более чем 1:2. Размеры тел варьируют от мелких (250;80м) до гигантских (2000;1200м), причем доля крупных (S>250тыс. м2) и гигантских тел составляет более половины. В разрезе карбонатитовые диатремы в основном имеют трубообразную или субцилиндрическую форму, в некоторых случаях вблизи поверхности форма тел приближается к воронкообразной.
Газово-флюидный низкотемпературный характер инъективных образований обосновывается отсутствием термальных и контактовых изменений пород вмещающей рамы.
Разновидности образований диатремовых карбонатитов представлены теми же разностями, что и кимберлиты. В трубках с небольшим эрозионным срезом (в основном в Катском и Илимпейском районах) верхние горизонты трубок сложены туфами и туфобрекчиями, представленными ожелезненным мергелистым субстратом желтовато-серого или красно-бурого цвета с обломками вмещающих пород, размеры которых варьируют от нескольких миллиметров до первых сантиметров. Более глубокие горизонты представлены карбонатитовыми брекчиями (фото 1) и автолитовыми карбонатитами (фото 2). Обломки брекчий, сцементированные хорошо раскристаллизованной карбонатной (кальцитовой, реже доломитовой) массой, представлены известковистыми алевролитами, известняками, песчаниками и долеритами, реже встречаются обломки кислых пород (граниты, сиениты, кварциты, трахиты и др.), а также серпентинитов и мелилититов. Большая часть (70%) обломков имеет округлую и угловато-округлую форму (фото 3), менее окатаны обломки известняков и долеритов. Размеры обломков варьируют в основном от 3 до10см, реже встречаются обломки до30см и более. Шаровидные автолиты миндалекаменных базальтов и долеритовых порфиритов имеют сфероидальную оболочку глинисто-карбонатного состава. Дайково-жильные массивные карбонатиты представлены крупнокристаллической кальцитовой (реже доломитовой) массой со сферическими шлирами магнетита размером 3-5мм (фото 4). Породы трубок по трещинам и в приконтактовых зонах подвержены воздействию посттрубочных (вторичных) процессов: скарнированию серпентинтзации, хлоритизации и др.
Возраст образования трубок принято считать триасовым, но ряд фактов позволяет утверждать, что образование трубок произошло в посттрапповый период, а именно в позднеюрско-меловое время или даже в мел-палеогеновом интервале. Во-первых, трубки карбонатитов рвут силы долеритов. Во-вторых, у одной из трубок Подкаменной Тунгуски зафиксировано скарнирование близлежащих юрских конгломератов. В-третьих, на Октябрьском месторождении туфогенно-осадочные породы кратерных озер насыщены остатками раковин остракод и обильной фауной гастропод и пелеципод, что позволяет датировать данные отложения как нижнемеловые[87].
 

Приведенные Л.Г. Страховым результаты определений калий-аргоновым методом абсолютного возраста метасоматических пород железорудных месторождений Ангаро-Илимского типа позволяют разделить последние на две возрастные группы: 90 – 110 млн. лет и 160 – 185 млн. лет, что согласуется с  определениями гелиевым методом возраста магнетитов из руд этих же месторождений. Кроме того, на Тагарском месторождении мел-палеогеновые отложения, представленные белесыми каолинитовыми и монтмориллонитовыми глинами, и неогеновые песчано-глинистые образования, располагающиеся в непосредственной близости от трубки и частично перекрывающие ее, содержат значительное количество обломков гидрогетита и гематита (мартита) придавая глинам ярко-желтый или вишнево-красный цвет. Этот факт говорит о том что «сорить» трубка начала не раньше конца мелового периода.
В пределах территории Нижнего Приангарья наиболее крупными и детально изученными железорудными месторождениями Ангаро-Илимского типа являются Кычетская диатрема в Чуно-Бирюсинском районе и Тагарская трубка в Средне-Ангарском районе.
В структурно-тектоническом плане участок Кычетского месторождения представляет собой локальное поднятие в составе более крупной положительной структуры – Чуно-Маньзинского поднятия размером 180;120км. Диатрема, размером 1100;650м, расположена в пределах узла пересечения Чунской линейной вулкано-тектонической структуры юго-восточного простирания (Померанцев Б.Л. и др., 1979 ф; Богацкий В.В. и др., 1980 ф) и субширотной разломной зоны.
Кычетская стволовая структура располагается в поле развития нижнеордовикских карбонатных пород, участками перекрытых терригенными осадками пермо-карбона и прорванными силами и дайками долеритов триасового возраста. Ее контакты с вмещающими породами, прослеженные до глубины 250м, имеют крутое (70 - 80°) падение к центру.
Верхняя часть трубки представлена пререслаиванием тонкообломочных брекчий (туфобрекчии) с карбонатно-глинистыми образованиями (туфы) с падением слоев к центру под углами 30 - 60°. В верхних горизонтах чашеобразной залежи наблюдаются прослои песчаников с фауной моллюсков предположительно мелового возраста.
Ниже под туфогенными образованиями диатрема сложена грубообломочной брекчией с хлорит-кальцитовым цементом. Обломки представлены алевролитами, песчаниками тушамской свиты (С1) и углистыми породами катской свиты (С2-3), которые встречаются до глубины 250м. Ниже обломки каменноугольных пород практически исчезают и начинают преобладать обломки нижнеордовикских известняков и вишневых алевролитов эвенкийской свиты верхнего кембрия. Угловатые обломки долеритов значительно преобладают в западной части диатремы.
Химическим анализом установлены следующие содержания породообразующих окислов: SiO2 – 29,7%; ТiО2 – 0,37%; Аl2О3 – 6,25%; FеО – 1,57%; Fе2О3 – 15,78%; MnO – 0,07%; МgО – 11,88%; СаО – 23,45%; Na2O – 0,22%; К2О – 0,05% P2O5 – 0,08%; Cr2O3 – 0,012%; СО2 – 6,52%; Н2О+ – 3,22%.
Из редкометальных элементов высокие содержания имеют: Y, Zr, Hf, группа тяжелых редкоземельных элементов, а также Th и U.
Нельзя не отметить такой любопытный факт, как находку двух небольших алмазов (4,8 и 1,4мг) в аллювиальных отложениях реки Чуна у устья р. Кычет.
Тагарская диатрема, также как и вся Кодинская группа железорудных месторождений, приурочена к ядру сложнопостроенной антиклинальной складки горстового типа. Ядро складки сложено отложениями нижнего кембрия, а крылья – осадками среднего и верхнего кембрия. Антиклиналь ограничена разломами взбросового характера и имеет блочно-клавишное строение. Породы структуры осложнены более мелкой складчатостью и на отдельных участках имеют крутое (до 80°) падение. Протяженность структуры составляет около 40 км при ширине всего 2,5-3,0 км, а шарнир горст-антиклинали имеет субширотное простирание. За пределами горст-антиклинали вскрываются пологозалегающие породы верхнего кембрия, нижнего ордовика и карбона пронизанные маломощными силлами траппов. Кодинская положительная структура характеризуется сильной закарстованностью, а перекрывающие ее мел-палеогеновые отложения, представленные лимонитизированными каолиновыми глинами, содержат обломки бокситов.
Тагарская стволовая структура имеет размеры 2000;800м, длинная ось которого вытянута в том же направлении, что и вмещающая дислокация. Месторождение расположено на склоне отдельной возвышенности с относительным превышением 120м. Нижняя северная часть (долина р. Тагара) диатремы перекрыта каолинитовыми и монтмориллонитовыми глинами мел-палеогенового возраста, насыщенными продуктами дезинтеграции рудной зоны трубки Тагарская. Трубка значительно эродирована и поэтому кратерные туфы и туфобрекчии имеют небольшую мощность. Обломки, размером до первых сантиметров, представлены в основном известняками, алевролитами кембрийского возраста и долеритами. Реже встречаются обломки кислых пород.
Под туфогенной линзой диатрема сложена карбонатитовыми брекчиями и жильными карбонатитами. Петрографическими исследованиями, в зависимости от преобладающего состава обломков и интенсивности вторичных изменений, выделяется несколько разновидностей пород в трубочных телах карбонатитов: форстеритовые, пироксеновые, пироксен-гранатовые, хлорит-флогопит-серпентиновые и эпидот-хлоритовые.
В зависимости от количества и состава обломков, а также от наличия вторичных изменений, содержания породообразующих окислов варьируют в следующих пределах: SiO2 – 22,18-40,02%;   ТiО2 – 0,19-0,76%;   Аl2О3 – 6,18-10,31%;   FеО – 2,23-4,96%;     Fе2О3 – 3,85-11,50%;   MnO – 0,06-0,18%;   МgО – 10,5-20,9%;   СаО – 28,69-30,03%;    Na2O – 0,17-0,28%;   К2О – 0,32-0,87%;   P2O5 – 0,09-0,13%;   Cr2O3 – 0,007-0,01%;          СО2 – 0,1-14,5%.
По содержанию редкоземельных элементов и некоторых редких металлов брекчированные разности имеют значительно более высокие значения (в 4-5 раз) по сравнению с секущими жильными карбонатитами с железистой минерализацией.
Основную массу тяжелой фракции проб протолочек составляют пирит-марказит – 55% и магнетит – 14%. В небольших количествах установлены: альмандин, апатит, ильменит, диопсид, хромшпинелиды, циркон, мон. амфибол, сфен, гроссуляр, андрадит, лейкоксен, хлорит, эпидот, халькозин, халькопирит, пирротин, гематит.
Существует мнение, что кимберлитовый состав диатрем является результатом химической и механической переработки карбонатитовым раствором вмещающих перидотитовых пород верхней мантии [112]. Фактически кимберлит является ультраосновной породой, прежде всего из-за переполняющих его крупных ксеногенных оливиновых зерен (т.н. «оливин первой генерации») и мелких – первоначально растворенных в кислотном растворе (стекловатая основная масса – «оливин второй генерации»). Исключив оливин и другой ксеногенный материал из состава кимберлита, по утверждению А.В. Уханова, мы получим, что состав исходного раствора будет соответствовать карбонатиту.
Известны примеры, когда конечные фазы внедрения кимберлитового раствора во многих диатремах (например, тр. «Премьер») часто более карбонатизированы и содержат более высокий процент редких элементов и меньший процент алмазов [92].
Тесная взаимосвязь между кимберлитами и карбонатитами, а также бокситами установлена в пределах уникальной структуры – Чадобецкого купольного поднятия. Образованию структуры способствовало поднятие мантийного диапира на пересечении двух глубинных дизьюнктивов. Активность Чадобецкого диапира по времени охватывает промежуток от нижней перми до мел-палеогенового периода включительно (возможно с перерывами). Суммируя данные многих исследователей, изучавших кимберлит-карбонатитовый комплекс Чадобецкого поднятия, отмечается следующая хронологическая последовательность внедрения: 1. Слюдистые карбонатизированные кимберлиты с крайне низкой алмазоносностью; 2. Карбонатиты с примесью фосфат-редкометально-редкоземельных элементов; 3. Железистые карбонатиты с незначительными содержаниями редкоземельных элементов.
Заключительной фазой флюидизатного процесса, очевидно, является внедрение глинисто-карбонатных криптогипергенных образований (ошибочно принимаемых за латеритные коры выветривания) сначала с фосфат-ниобиевой минерализацией с примесью редкоземельных элементов и небольшим содержанием железа и марганца;  затем с фосфат-редкоземельной минерализацией с примесью ниобия и высоким содержанием железа и марганца;  и наконец, с железо-алюминиевой минерализацией (гиббсит-каолинит-гематит-лимонитовой) с низким содержанием редкоземельных, редкометальных элементов и высоким содержанием титана и марганца. В образованные трубообразные, воронкоподобные структуры и пластовые покровы последними проникают бокситовые (каолинит-гиббситовые) инъекции с высоким содержанием марганца, образуя в глинисто-карбонатных образованиях многоярусные пластообразные залежи.

Углеводородные флюидные системы Другим примером проявления флюидизатных процессов являются месторождения углеводородных газов и нефти. Еще Д.И. Менделеев в 1877г. сформулировал гипотезу неорганического генезиса углеводородов при взаимодействии глубинных карбидов металлов с водой, в результате чего образуется смесь углеводородов. Неорганический синтез углеводородов, на основе гидрирования оксида углерода в присутствии металлических катализаторов, произведен несколькими учеными (М. Бертло,1866г.; Ф.Фишер – Г.Тропш,1923г.; Н.А. Кудрявцев,1950г. и др.). Искусственно синтезированные углеводороды не содержат сложнопостроеных углеводородных молекул компонентов живого вещества – жирных кислот, терпинов, стеролов и т.д., обогащение которыми вероятно происходит при процессах биохимического окисления в промежуточных коллекторах, содержащих большое количество органических остатков. Суммарное количество унаследованных от живого вещества биогенных молекулярных структур в нефти составляет в основном 10 – 15% и редко достигает 30%. В.Г. Кучеров с соавторами предлагают синтез углеводородов из неорганических компонентов (закиси железа, карбоната кальция и воды) при давлении до 5 ГПа и температуре 1500;К, то есть в условиях, характерных для верхней мантии. В общем виде предполагается, что реакция имеет следующий вид: nCaCO3 +(9n + 3)FeO + (2n + 1)H2O = nCa(OH)2 + (3n + 1)Fe3O4 + CnH2n+2. В качестве доказательства неорганического происхождения нефти можно привести такие факты как открытие нефти на глубине 6,5-7км в докембрийских гранитах в сверхглубокой скважине в Швеции, а также обнаружение полициклических ароматических углеводородов в платобазальтах Исландии.
Флюидный генезис месторождений углеводородов подтверждается наличием в золе нефтей повышенных концентраций редких элементов. Например, в золе нефтей Калифорнии (США) концентрации редкоземельных элементов достигают 1%, а работами многочисленных исследователей в разных провинциях мира в золе нефтей были обнаружены: Na, K, Mg, Ca, Al, Mn, Fe, Co, Ni, Mo, Cu, Ag, Au, Zn, Ba, Ra, Ti, Sn, Pb, Th, As, Bi, Cr, W, U, Pd, Os, Ir, Pt, V, а также Sr, B, Zr, Li, Be, Ga, Ge, Sc, TR [7].
Характерная особенность пространственного размещения нефти была подчеркнута П.Н. Кропоткиным: если углеводороды появляются в каком-либо горизонте земной коры, то они пронизывают в тех или иных концентрациях весь стратиграфический разрез от пород фундамента до верхних членов разреза включительно. Сходным образом нефтяные скопления ведут себя и по отношению к фациальным разностям вмещающих пород.
Из вышесказанного видно, что нефть является типичным аформационным и полифациальным полезным ископаемым, тем самым подчеркивая свое мантийно-флюидное происхождение.
В пределах Сибирской платформы наблюдается площадное совмещение ареалов распространения алмазоносности и залежей нефти, газа в вендских отложениях. О родственном флюидном генезисе процессов алмазо- и нефтеобразования говорит и наличие твердых и жидких битумов, а также углеводородных газов во многих кимберлитовых трубках Якутии. Например, в трубке «Мир» они прослежены до глубины 500м, а в трубке «Удачная» на глубинах 150-200м встречается капельно-жидкая нефть и выделение углеводородных газов. Очевидно, что сохранение жидких битумов, нафтидов и углеводородных газов невозможно внутри раскаленных магматических расплавов, но вполне реально могут существовать в относительно холодных грязебрекчиях при газово-флюидной модели образования диатрем.
По-видимому, процессы алмазо- и нефтеобразования весьма близки по своей сути, с той лишь разницей, что процесс нефтеобразования проходит в условиях относительно более низких температур и давления. Такие условия возникают в периоды относительно спокойного тектонического режима платформы или на завершающей стадии формирования алмазоносных диатрем, при значительном истощении и охлаждении газового «штокверка» в разломной зоне литосферы.
Таким образом, первичные накопления углеводородов происходят в результате выноса мантийных флюидов и их производных в пористые коровые отложения (коллектор), перекрытых мощным слоем непроницаемых пород. Когда такой слой не обладает достаточной прочностью (например, легко размываем) или оказывается тектонически нарушенным, газово-жидкие потоки выходят на поверхность, образуя формы построек идентичные кимберлитовым диатремам и называемые - грязевыми вулканами.


Грязевые вулканы – как современная модель флюидного образования кимберлитовых трубок
Грязевые псевдовулканы часто пространственно сближены с областями проявления нефтегазоносности и образуют целые грязевулканические провинции. В целом, распространение провинций грязевулканической деятельности тяготеет к зонам альпийской складчатости, где в условиях латерального тектонического сжатия проявляются субдукционные процессы, но расположены они в пределах предгорных равнин, на которых накоплены мощные толщи мезо-кайнозойских терригенных отложений.
Грязевые вулканы известны и в тектонически пассивных районах, в частности в районе Мексиканского залива, на плато Воринг (северо-восточная Атлантика), и на континентальной окраине Норвегии.
Грязевые псевдовулканы обычно приурочены к тектоническим нарушениям в осадочном чехле, особенно к узлам их пересечений. Сейсмическими работами установлено, что корни грязевых псевдовулканов расположены над антиклинальными структурами в подстилающих отложениях, а глубины проникновения корней варьируют в диапазоне 5 – 9км [97].  Сейсмические разрезы волнового поля над грязевыми «вулканами» идентичны разрезам над известными кимберлитовыми трубками.
Одна из таких провинций расположена на западном обрамлении Главного Кавказского Хребта в пределах северо-западной части Западно-Кубанской впадины, на площади Таманского и Керченского полуостров, где насчитывается более 100 вулканов. По морфоструктурным особенностям грязевулканических построек можно выделить четыре типа грязевых «вулканов»: некки, конуса, покровы (лополито- и лакколитообразные тела) и диатремы (рис. 4).
К первому типу относится грязебрекчиевая постройка вблизи пос. Юровский под названием «Разнокол». Здесь вязкая грязебрекчия выдавливается из подводящего канала в виде столба высотой около 3м и шириной около 20м и представлена плотной глиной с обломками и глыбами (0,5 – 3м) вмещающих пород. Ксенообломки представлены карбонатными породами, песчаниками и сидеритовыми конкрециями.
Ко второму типу грязевых псевдовулканов относится конусная постройка высотой 152м, расположенная в 4км от станицы Тамань, с названием «Карабетова гора». Образование конуса объясняется частой периодичностью мощных излияний полужидких грязебрекчий, в промежутке между которыми предыдущая порция успевает высохнуть и отвердеть. В результате образуются довольно высокие концентрически сложенные конуса.
Третий тип представлен невысокими (первые метры) плоскими сооружениями, часто занимающими довольно обширные площади с заболоченными участками и осложненные многочисленными грифонами (фото 1), из которых постоянно изливается грязная вода, жидкая грязь, иногда с пленками нефти. На месте таких «вулканов» часто образуются солончаки или неглубокие озера. Представителем этого типа грязевых вулканов является озеро Голубицкое, расположенное в станице с одноименным названием. Дно озера, диаметром около 150м и глубиной менее одного метра, покрыто залежами лечебной грязи с высоким содержанием сероводорода, брома, йода и других полезных компонентов. Грязь озера широко используется в местных грязелечебницах и санаториях. К этому типу грязевых вулканов относятся грязевулканические постройки города Темрюк: гора «Миска» и «Гнилая гора» (фото 2).
К четвертому типу грязевых псевдовулканов относятся диатремовые постройки диаметром 200 – 400м имеющие по периметру кратера невысокие (от 5 до 15м) кольцевые валы. Кратер заполнен грязебрекчией (фото 7) и глиной голубовато-серого цвета. Ксенообломки представлены карбонатными породами, песчаниками и сидерит-лимонитовыми алевролитами, реже риодацитами. Вся площадь кратера осложнена многочисленными сальзами высотой до 2м (миниатюрный макет конусного «вулкана» (фото 3; 8)), из которых постоянно выбрасываются порции жидкой грязи и газов (фото 9; 10.). Примером данного типа грязевых сооружений может служить вулкан «Шуго» (фото 5; 6), расположенный в 5км от шоссе между станицами Гостагаевской и Варениковской.
Состав выбрасываемых газов различен в разных районах грязевого вулканизма, однако главные газовые компоненты фиксируются стабильно. Среди них преобладает метан (до 99%), количество тяжелых углеводородных газов невелико. Содержание азота, сероводорода, а иногда и двуокиси углерода может достигать нескольких процентов; благородные газы – гелий, аргон, ксенон и криптон присутствуют лишь в долях процента [54]. В отличие от грязевых вулканов, в истинных магматогенных вулканах метан, как правило, отсутствует. В их составе преобладают углекислота, сероводород, азот и сернистый газ, а также присутствуют хлориды и фториды.
Химическими анализами установлено, что продукты грязевулканической деятельности обогащены Cl, I, Br, F, Na, K, Ca, Mg, Li, Sr, P, NH4, в меньшей степени Mn, Ti, Ni, Co, V, Zr, Cu, Zn, Pb, Sn, Ba, Ga, As, Hg, Ag, Pd и TR. Для них характерна щелочно-карбонатная среда и иногда слабая радиоактивность. В некоторых грязевых вулканах в массе грязебрекчий наблюдается рассеянная вкрапленность сульфидов.
Жидкая грязь псевдовулканов имеет высокую плотность, в ней не возможно утонуть и даже с трудом удается занять вертикальное положение (фото 4). Температура грязевых потоков не превышает 20 – 250С. Под микроскопом это тонкозернистая (стекловатая) хлоритизированная глинисто-карбонатная масса с ксенозернами кварца, КПШ, плагиоклаза и округлых автолитов. Реже встречаются апатит, флогопит-биотит, рудные минералы и шарики основного стекла.
Периодически у грязевых вулканов происходят эксплозивные извержения, сопровождающиеся сильным гулом, при которых на поверхность выбрасываются огромные массы грязебрекчий и газов.
На восточном фланге геоантиклинальной структуры Главного Кавказского хребта, в пределах Апшеронского полуострова расположена другая провинция грязевых вулканов, где насчитывается около 400 грязевых вулканов.
Все типы грязевых вулканов, скорее всего, являются разными формами одного процесса связанного с выносом мантийных флюидов в приповерхностные горизонты, где они преобразуются грязевые растворы различного состава. Идентичность построек, создаваемых грязевыми вулканами, с диатремами различных транспортеров алмазов, а так же сходность текстурных особенностей образованных грязебрекчий и аналогичная обогащенность редкометальными элементами и углеводородами позволяют предположить, что грязевые вулканы являются современной моделью процесса
 
 

образования кимберлитовых трубок. Различие заключается лишь в глубине нахождения промежуточной камеры, заполненной газово-жидкими флюидами, и как следствие, термодинамическими параметрами, необходимыми для образования тех или иных соединений углерода.
Таким образом, из рассмотренных данных видно, что формирование многих месторождений полезных ископаемых (железа, алюминия, РМЭ, алмазов, фосфатов и углеводородов) протекают при активном участии мантийных флюидных потоков, основу которых составляют углерод и водород, а также их соединения. Многообразие видов полезных ископаемых обусловлено, очевидно, глубиной проникновения разломных зон (снизу вверх) на начальном этапе дегазации. В частности, если разломная зона в литосферной мантии перекрыта недислоцированными породами фундамента платформы, то в камерах заполненных газово-жидким флюидом в условиях высоких давлений и температур кристаллизуются алмазы. Если разломная зона проникает в гранитогнейсовый слой земной коры и перекрывается только недислоцированным чехлом осадочных пород, то растворы насыщаются гидрооксидами алюминия или железа. Проникновение  флюидов в осадочную толщу с непроницаемым водоупорным горизонтом приводит к формированию месторождений углеводородов, а в случае отсутствия такого слоя – к образованию грязевых вулканов.


































ПЕРСПЕКТИВЫ КОРЕННОЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ КРАСНОЯРСКОГО КРАЯ

Центрально-Сибирский регион, наряду с Республикой Саха (Якутия) и Архангельской областью, имеет большие перспективы в отношении открытия промышленных объектов коренной алмазоносности [71].
В его пределах выделяется несколько потенциально перспективных провинций (рис. 5). В первую очередь, это юго-западная часть Сибирской платформы, а именно, территории Красноярского края и Эвенкийского АО (Енисейская и Ангаро-Тунгусская алмазоносные субпровинции); север региона, включая Харамайский, Попигайский алмазоносные районы и Горный Таймыр; а также южное обрамление Сибирской платформы (Присаянская субпровинция).
Алмазоносность Присаянской субпровинции связана с Урикско-Туманшетской интракратонной мобильной зоной (УТМЗ) раннепротерозойского заложения, в пределах которой установлены Ингашинское поле алмазоносных флогопит-оливиновых лампроитов и поле лампроитоподобных пород Туманшет-Бирюсинского междуречья [81, 82]. В аллювии рек, дренирующих УТМЗ, известны находки алмазов, общее количество которых составляет 392 кристалла (Сафьянников, 1990ф), в том числе и самый крупный кристалл юга платформы весом 7,5 карат. Административно большая часть Присаянской субпровинции расположена на территории Иркутской области. В пределах Красноярского края северо-западный фланг УТМЗ перекрывается платформенными отложениями девона Рыбинско-Тасеевской впадины, и лишь незначительная часть зоны вскрыта на Туманшет-Агульском междуречьи. Здесь установлена высокая пиропоносность аллювия рек Пойма и Агул, а также промежуточных коллекторов павловской (D2) и чаргинской(С1) свит.
На севере Эвенкийского АО известно Харамайское кимберлитовое поле, перспективы которого еще не определены. В южной части Эвенкийского АО установлена алмазоносность руслового аллювия в Чуно-Илимпейском и Тэтэрэнском перспективных районах. Наибольшие перспективы юга Эвенкии связаны с Вельминским и Тычанским районами, где по палеогеографическим и структурно-тектоническим данным оконтурены поля предполагаемых коренных источников алмазов, а также известны непромышленные россыпи алмазов.
Территория Красноярского края представляет не меньший интерес, являясь с одной стороны, продолжением прогнозируемой среднепалеозойской алмазоносной провинции юга Эвенкийского АО, а с другой – имеет все предпосылки для возможного обнаружения новых, в том числе – нетрадиционных (некимберлитовых), источников алмазов, в новой Енисейской субпровинции.
По нашим представлениям, алмазоносные лампроиты (возможно, в сочетании с кимберлитами – кимберлит-лампроитовый тип) и другие некимберлитовые источники (гипербазиты, лампрофиры, филлиты) приурочены к мобильной зоне Сибирской платформы. По мере удаления от мобилизированного обрамления, преобладающим процессом с которым связывается алмазоносность, является непосредственно кимберлитообразование.
Территория Таймырского АО является еще одной cубпровинцией, потенциально перспективной в отношении алмазоносности. В ее пределах расположен Попигайский алмазоносный район с крупнейшим месторождением технических алмазов и перспективами обнаружения ювелирных разностей.
Кроме того, в северном обрамлении Сибирской платформы, в пределах Горного Таймыра, выявлен ряд районов с характерными признаками алмазоносности, включая наличие лампроитов, слюдистых кимберлитов с ассоциацией типоморфных минералов (алмаз, пироп, хромдиопсид и т.д.). Наиболее перспективными в отношении алмазоносности представляются: дайки и трубочные тела пород лампроитовой формации; слюдистые кимберлиты; позднерифейские трубки субщелочно-базитового состава.
 
Учитывая региональные предпосылки и прямые поисковые признаки, можно наметить ряд участков, в пределах которых, возможно обнаружение промышленно значимых объектов: Убойнинский, Макаровский, Горбитский, Шренковский, Нижнетаймырский, Верхнетаймырский, Бинюдинский и Тарейско-Ленивенский [78].
Таким образом, в пределах Центральносибирского региона можно прогнозировать несколько потенциально алмазоносных субпровинций, с несколькими циклами алмазоносного магматизма возрастом от раннего протерозоя до раннекаменноугольного периода, которые, скорее всего, синхронны процессам субдукции, рифтогенеза и коллизии на сопредельных с платформой территориях.
В данной работе мы остановимся на юго-западной части Центрально-Сибирского региона, входящего в рамки принятой программы «Комплексного развития Нижнего Приангарья».
Для лучшего понимания закономерностей размещения и условий образования транспортеров алмазов в пределах данного региона следует более детально остановиться на истории геолого-тектонического развития площади.


Этапы геологического развития и главные циклы формирования алмазоносных флюидизатов в юго-западной части Сибирской платформы

Архейская история юго-западной окраины Сибирской платформы во многом остается неясной. О строении и составе пород фундамента можно судить лишь по выходам древних образований на северном отрезке в пределах Ангаро-Канской глыбы, на юге – в Канско-Бирюсинской зоне краевых дислокаций. По этой причине представления различных исследователей о том, какой «режим» существовал на данной площади в архее, основаны на самых общих представлениях.
Раннепротерозойский этап развития данной территории также может быть восстановлен лишь в самых общих чертах. Однако установлено, что отложения нижнего протерозоя начали накапливаться после того, как нижележащие толщи архея были сильно метаморфизованы и частично размыты. Поэтому можно считать, что отложение раннепротерозойских образований происходило на консолидированном архейском основании – древнем фундаменте Сибирской платформы. Выдержанный и преимущественно карбонатный состав тейской серии (PR1) на площади Енисейского кряжа, а также незначительное развитие синхронных магматогенных образований свидетельствуют о относительно спокойном тектоническом режиме на время ее накопления, что позволяет предположить существование платформенного режима на этом этапе [14]. Не противоречит такому взгляду близкий к трапповому состав и облик пород индыглинского габбро-диабазового интрузивного комплекса, возникшего на заключительном этапе формирования тейской серии (Корнев, 1974ф), а также тесная пространственная связь с этим комплексом щелочных габброидов с карбонатитами (пенченгинский комплекс).
Западной границей древней Пансибирской платформы являлась Саяно-Худосеевская зона разломов самого древнего заложения, которая фиксируется под чехлом Западно-Сибирской плиты на расстоянии более 200км западнее от современной долины р. Енисей (рис. 6). С юга граница древней платформы проходила по Главному Саянскому разлому, разделяющему Канско-Бирюсинский выступ фундамента и субплатформенные образования Дербинского антиклинория [33].
Вероятно, в раннепротерозойскую эпоху в пределах древней платформы существовали условия для образования алмазоносных транспортеров. Палеорифт в пределах Палеоазиатского бассейна создавал условия сжатия, способствовавшие заложению Урикско-Туманшетской интракратонной мобильной зоны (УТМЗ) и

 
внедрению алмазоносных дайково-жильных тел лампроитов Окинско-Ингашинского поля.
Наиболее вероятной областью проявления алмазоносных флюидизатов раннепротерозойского возраста в пределах Заангарской части Енисейского кряжа является Татарское палеоподнятие, эпицентр которого представляет собой мульдообразный прогиб, заполненный мезозойскими и кайнозойскими терригенными осадками мощностью около 100м. В пределах поднятия (вероятно и всего Енисейского кряжа), особое внимание следует уделять телам и дайкам гипербазитов с участками брекчиевой текстуры преобразованных до альбит-карбонат-хлорит-тальковых сланцев, амфибол-биотит-карбонат-полевошпатовых образований и серицитизированных, каолинизированных филлитов. Аналогичные образования раннепротерозойского возраста имеют промышленную алмазоносность в Гайане (Южная Америка), Канаде и Бразилии соответственно.
Начиная с середины протерозойской эры и вплоть до конца рифейского времени, территория современного Енисейского кряжа (Заангарье) испытывала перикратонное опускание, вследствие погружения края литосферной плиты под геоантиклинальную складчатую область, существовавшую тогда на месте современной Западно-Сибирской плиты. В условиях мощного сжатия происходили сдвиговые деформации и смятие осадочных пород кратона, представленных аспидной, молассоидными и флишоидными формациями протерозоя и рифея. В результате тектонических напряжений единый Байкитско-Енисейский архейский кратон разделился, и на месте Енисейского кряжа и прилегающей к нему с запада части Западно-Сибирской плиты образовался, так называемый, тыловой кратон, с характерной вергентностью крупных антиклинальных складок и зонами будинажа. На этом этапе на западной окраине платформы существовали условия, сходные с геосинклинальными структурами. В это время, в условиях одноосного горизонтального сжатия и прогибания литосферной плиты, заложились зоны разломов север-северо-западного простирания, такие как Приенисейская, Ишимбинская, Анкиновская и Ковино-Кординская. Серия сближенных однонаправленных разломных зон (Приенисейская, Ишимбинская, Анкиновская и др.) трассировала направление образовавшейся платформенной мобильной зоны. По продольным глубинным разломам внедрялись интрузии перидотитов, материал для которых поставлял плавящийся литосферный субстрат, погруженный в астеносферу, а плавящиеся коровые образования фундамента способствовали возникновению крупных гранитоидных батолитов.
На рубеже рифей-венд субдукционные процессы в Восточно-Саянской области способствовали образованию Иркинеевско-Чадобецкого (Ангаро-Катангское поднятие) седловидного вала. Этот период сопровождается проявлением эруптивной деятельности в виде неалмазоносного щелочного пикрит-лампроитового магматизма в Чапинском районе и на Чадобецком поднятии, а также эруптивного субщелочного пикробазальтового магматизма в пределах Ангарской тектоно-магматической зоны. В это время подошвенный, перидотитовый субстрат литосферы, в пределах кряжа, вероятно, был истощен и поэтому «трубки взрыва» следует ожидать щелочно-базальтоидного (возможно лампрофирового, типа минетт), пикритового и лампроитового состава, а также переходного от лампроитового к кимберлитовому. В частности, в пределах Алманакан-Чингасанского поля (Чапинский район) наблюдается подобный переход от щелочных лампрофиров и пикритов к лампроитам вплоть до слюдистых кимберлитов. Возраст пород данного поля определен как ранний венд (670млн.лет). Ишимбинская шовная зона, к которой приурочен комплекс щелочных образований, в это время была перекрыта еще маломощным чехлом пород венда, что и предопределило (не создавалось высокое давление) отсутствие в них какой-либо алмазоносности (известна лишь одна недостоверная находка алмаза в аллювии р.Чингасан).
В рифей-вендское время в пределах УТМЗ субдукционные процессы сопровождаются внедрением широкого спектра щелочных и ультраосновных пород: ультракалиевых трахитов, флогопитовых лерцолитов, лампроитоидов, карбонатитов [32].
С конца рифейского времени после паузы и перерыва в осадконакоплении между рифеем и вендом, зафиксированных на всей Сибирской платформе, последняя затопляется мелководным эпиконтинентальным морем, образуя крупнейшую Восточно-Сибирскую платформенную, хатакратонную структуру. В состав структуры входила современная территория Енисейского кряжа и значительная часть площади (150 – 200км), прилегающая к нему с запада. В настоящее время скважинами глубокого бурения и сейсмическим зондированием по профилям «Батолит» и «Вездеходная площадь – Сымская площадь» доказано, что платформенные отложения венд-раннепалеозойского возраста прослеживаются под мезозойским чехлом Западно-Сибирской плиты вплоть до Саяно-Худосеевсой разломной зоны (рис.7; 8). Таким образом, с началом вендского периода на территории Енисейского кряжа снова начал формироваться платформенный чехол, окраина платформы вторично кратонизировалась.

 



 
 С начала венд-кембрийской эпохи территория кряжа, как и вся платформа, испытывала значительные прогибания, началось накопление мощных карбонатных толщ.
 В ордовике, в условиях вновь возникшего сжатия (закрытие Палеоазиатского бассейна и заложение рифта в Западно-Сибирском регионе), стали преобладать восходящие движения, в результате которых на территории современного Енисейского кряжа к концу ордовикского периода сформировалось протяженная Енисейская палеобрахиантиклиналь (антиклинорий), покрытая отложениями кембрия (возможно и нижнего ордовика). Вероятно, Чуно-Бирюсинский выступ и Елогуйско-Дубчесский вал являлись погружающимися флангами этой брахиантиклинальной структуры.
На месте современной Байкитской антеклизы к концу нижнего ордовика сначала образовалась шельфовая зона, осадки которой впоследствии послужили материалом для накопления песчаных отложений байкитской свиты (О2) вдоль северного борта антеклизы, а к середине ордовикского периода она уже представляла собой сушу.
В Присаянской субпровинции в ордовикском периоде коллизионные процессы в палеоазиатском регионе способствовали образованию Агульского грабена с протрузиями эклогитов, перспективных на выявление месторождений технических алмазов [24].
Таким образом, на рубеже ордовик-силур на кряже и прилегающей территории вторично возникли условия для образования транспортеров алмазов. К этому времени приурочены первые проявления кимберлитового магматизма в Якутской провинции.
В силуре в пределах Енисейского палеоподнятия и прилегающих территориях (Ангаро-Катангское поднятие и Байкитская антеклиза) господствовали процессы денудации и корообразования.
Начало девонского этапа характеризовалось перестройкой тектонического плана, как в пределах Енисейского палеоподнятия, так и на прилегающих территориях. Разнонаправленные крупно-глыбовые движения способствовали формированию ряда впадин и прогибов на периферии поднятия (Кийская, Вороговская впадины). Незначительное погружение испытала и территория западного крыла (левый берег р.Енисей) Енисейского палеоподнятия. В это время, в результате значительного опускания, начала свое формирование Рыбинская впадина, которая в преддевонское время, очевидно, представляла собой приподнятую область.
Рыбинская и Тасеевская палеовпадины весь фаменский век представляли собой слабо всхолмленную равнину, на которой в условиях аридного климата, господствовали процессы денудации и корообразования. В ложбинах и палеодолинах накапливались пестроцветные, алевро-псаммитовые с примесью гравийно-галечного материала осадки конусов выноса временных водотоков и мелководных, вероятно мигрировавших по площади и часто пересыхающих, солоноватых озер-лагун. Вероятно, эти отложения являлись аналогом осадкам тычанской свиты, но трансгрессирующее с запада раннетурнейское море, очевидно, полностью их уничтожило и переотложило.
В конце девонского периода условия сжатия приводят к образованию крупной положительной структуры – Байкитской антеклизы и ряда локальных куполовидных поднятий разных порядков (Хушмуканский выступ, Нижнее-Тычанское поднятие и др.). Площадь междуречья Ангары и Подкаменной Тунгуски с конца фаменского века представляла собой приподнятую, всхолмленную равнину (относительная амплитуда высотных отметок не превышала первых десятков метров) с многочисленными подпруженными, мелководными, бессточными, солоноватыми озерами с вялой гидродинамикой, которые образовывались в ложбинах и подпитывались подземными источниками и редкими осадками (тычанская свита – D3–С1-2). В условиях аридного климата растительность практически отсутствовала. Ветровая эрозия и щелочной режим грунтовых вод обусловили интенсивную миграцию кремнезема, окремнение осадочных пород различного состава и формирование маршаллитовых кор выветривания. Такие условия осадконакопления, в пределах Ангаро-Катангского поднятия, без существенных изменений сохранялись на протяжении позднего фамена – раннего серпуховского века. В этот период происходило как возникновение мелководных водоемов (промежуточный коллектор алмазов) так и их осушение и миграция по площади.
С окончанием девонского периода и началом каменноугольного связываются проявления наиболее продуктивного этапа кимберлитового магматизма на Сибирской платформе и, вероятно, на Енисейском кряже. На это время район современного Енисейского кряжа (Заангарье) представлял собой крупную, слабо дислоцированную положительную структуру, покрытую чехлом нижне-среднекембрийских отложений, с рядом положительных структур второго и третьего порядка, в ядрах которых эродировались отложения венда.
В раннем турне проникшие, на площадь Рыбинской впадины, воды Западно-Сибирского моря образовали относительно мелководный бассейн, в котором накапливались безкарбонатные и известковистые пески и алевролиты нижнечаргинской подсвиты и баероновской свиты (Иркутская область). В позднетурнейское время акватория данного бассейна значительно расширилась, заполнив Тасеевскую и Мурскую впадины. В пределах приподнятых участков суши (склон Ангаро-Канской глыбы, Чуно-Бирюсинский выступ, Иркенеевско-Чадобецкий вал, Терянская впадина, Ковинская седловина) в это время накопление осадков (тушамская свита) происходило в изолированных мелководных водоемах, вероятно аналогичных тычанским бассейнам.
В середине серпуховского века на территории платформы установился теплый гумидный климат. Северное крыло Байкитской антеклизы испытало погружение, и на его низменной части образовался обширный пресноводный бассейн с активным гидродинамическим режимом, в западной части (ниже устья р. Чуня) которого накапливались кварцевые песчаники кондроминской свиты, а в восточной (нижнее течение р.р. Тычаны, Чуня) – прибрежно-морские конгломераты и песчаники суриндинской свиты, являющиеся, скорее всего, фациальным аналогом кондроминского бассейна. Расчлененность рельефа нижнепалеозойского цоколя определила достаточно сложную конфигурацию береговой линии с заливами, мелями, барами и пересыпями, оказывавшими влияние на состав и мощность осадков. Часть ранее существовавших внутриконтинентальных водоемов нижнего карбона подверглись в волно-прибойной зоне размыву (что хорошо видно во вскрытых разрезах в бассейне рек Танади и Камдакит), а часть была перекрыта отложениями кондроминской и суриндинской свит (С2). Из-за небольшой мощности и невыдержанности по простиранию линз-останцов гравелитов тычанской свиты предшествующими исследователями они были отнесены к базальным частям мелководных бассейнов кондроминской или тушамской свиты.
В дальнейшем регион, вплоть до конца пермского периода, находился в обстановке пассивного тектонического режима. Окружавшие поднятие территории пенепленизировались. В пониженных морфоструктурах проходило накопление континентальных угленосных осадков.
 В конце пермского времени в обстановке растяжения происходит активизация тектоно-магматических процессов в пределах всей платформы. Начались многочисленные извержения вулканов, что привело к накоплению мощных туфогенных толщ и внедрению огромных масс базальтов на платформе. Этап знаменуется структурной перестройкой, на фоне которой Енисейское палеоподнятие преобразуется в сильно дислоцированный горст, оганиченный разломами Приенисейским и Анкиновским по простиранию структуры и Сользаводским (АТМЗ) вкрест ее простирания. Западное крыло и северо-западный фланг (левый берег Енисея) палеоподнятия оказались сильно опущенными и в дальнейшем вошли в состав Западно-Сибирской плиты (см. рис. 5). Опущенным оказался и Чуно-Бирюсинский палеовыступ, являвшийся ранее юго-восточным флангом Енисейского палеоподнятия.
В это время в пределах Ангаро-Тунгусского междуречья произошло внедрение мантийного диапира на пересечении крупных глубинных разломов, что привело к образованию купола Чадобецкого поднятия и внедрению неалмазоносных кимберлитов. В данном случае внедрению флюидизатов способствовало действие диапира как поршня, а не сжатие литосферных плит. В камере с газово-жидким флюидом было недостаточно времени для выделения нужного количества свободного углерода и кристаллизации алмазов, поэтому, вероятно, кимберлиты Чадобецкого поля практически не содержат алмазов.
Цикл завершился постепенным затуханием тектоно-магматической активизации в условиях растяжения в ранней юре. В это время западнее Енисейского горста образуются гигантские обрушения, приведшие к длительным опусканиям земной коры и формированию чехла молодой Западно-Сибирской плиты [18]. На пенепленизированной территории юго-западной части Сибирской платформы (включая Енисейский кряж) в это время возникает система крупных озер с активной гидродинамикой, а на участках островной суши накапливаются угленосно-терригенные отложения.
Поддвиг северо-восточной окраины Сибирской платформы в конце мелового периода – начале палеогена привел к заложению Лено-Анабарского и Предверхоянского прогибов, сопровождавшийся образованием Попигайской стволовой структуры. В юго-западной части Сибирской платформы в это время на фоне общего вздымания в условиях сжатия возникла зона Ангарских складок с образованием карбонатитовых диатрем Ангаро-Илимского типа. В пределах Чадобецкого поднятия условия сжатия способствовали образованию стволовых структур типа грязевых вулканов, выносивших глинистый материал с железо-алюминиевой и редкометальной минерализацией. Группа относительно изолированных прогибов (Рыбинская, Тасеевская, Мурская, Кежемская впадины и др.) сформировали единую Ангаро-Чонскую депрессию. На этом этапе окончательно оформилась структура Енисейского кряжа.
Как показал анализ полученных в последние годы сейсмо- и электроразведочных материалов вдоль регионального опорного профиля по трасекту «Батолит», для Енисейского кряжа характерно своеобразное «разваливание» верхних горизонтов коры на запад и восток по надвигам. Процесс надвигания сложнодислоцированных докембрийских и частично палеозойских комплексов Енисейского кряжа на смежные региональные структуры, судя по имеющимся геологическим данным, был продолжительным и многоактным. Есть основания полагать, что одна из активных его стадий имела место в позднем мелу (Сурков, 2001ф).
Таким образом, для Сибирской платформы можно прогнозировать несколько продуктивных циклов проявления алмазоносных флюидизатов: ранний протерозой, рубеж рифей-вендского эпохи, поздний ордовик – силур, средний девон – ранний карбон и поздне-мел – палеогеновый этап.
Раннемезозойская эпоха кимберлитообразования проходила в режиме общего опускания платформы, сопровождавшегося внедрением магматических диапиров и образованием неалмазоносных или слабоалмазоносных тел флюидизатов. Неблагоприятные условия для образования высокоалмазоносных транспортеров алмазов (режим растяжения, внедрение высокотемпературных расплавов) предопределили низкую продуктивность флюидизатов этого цикла.


Алмазоносность минерагенических зон юго-западной части Сибирской платформы

С геолого-структурной точки зрения в пределах юго-западной части Центрально-Сибирской провинции можно выделить три алмазоносных минерагенических зоны: платформенная мобильная зона (Енисейская субпровинция); зона скрытых разломов фундамента (Ангаро-Тунгусская субпровинция); коллизионные зоны краевых дислокаций (Присаянская субпровинция). Минерагенические зоны отличаются геологическим строением, петрографическим составом тел флюидизатов и, как следствие, набором минералов-спутников в шлиховых ореолах.


Енисейская платформенная мобильная зона

Первые алмазы на Сибирской платформе были обнаружены именно на Енисейском кряже в 1897г. при опробовании золотоносных россыпей. С 1946г. в юго-западной части Сибирской платформы начались целенаправленные алмазопоисковые работы, направленные на поиски россыпей в долинах крупных рек под дражные полигоны. В результате проведенных работ были получены первые положительные результаты: выявлена непромышленная россыпь по р. Вельмо, установлена алмазоносность р.Бол. Пит и притоков нижнего течения р. Ангары.
В дальнейшем алмазопоисковые работы в пределах кряжа были прекращены, что очевидно связано с общепризнанным мнением о локализации алмазоносных кимберлитов только в пределах древних платформ и исключающим кимберлитообразование в геосинклинальных складчатых областях. Первыми исследователями к геосинклинальной складчатой области была отнесена и структура Енисейского кряжа.
В свете современных теоретических воззрений[1], основанных на мобилистской основе, такое понятие как «геосинклиналь» оказалось крайне неопределенным, так как ему соответствуют различные в генетическом смысле геологические структуры: окраинные моря, составные части островодужных систем, рифты, краевые прогибы, перикратонные опускания и многие другие элементы земной коры. Начальную стадию (собственно геосинклинальную), характеризующуюся длительным прогибанием и накоплением мощных осадков в морских условиях, испытывала и Сибирская платформа с венда по ордовик включительно. Поэтому правильнее было бы понимать «геосинклиналь» (также как и ороген) как определенную стадию в истории развития определенной структуры, а не как саму структуру.  На краевых частях кратонов при столкновении в условиях сжатия часто проявляется орогенная стадия без предварительного прогибания (то есть без геосинклинальной стадии).
В настоящее время стал очевидным тот факт, что площадь расположенная западнее Анкиновской разломной зоны вплоть до Саяно-Худосеевского дизъюнктива в раннем протерозое представляла собой единую с байкитским кратоном платформенную область и лишь в рифейское время испытала перикратонное опускание. В зоне перегиба между Байкитским кратоном и Енисейским перикратоном образовалась платформенная мобильная зона сближенных глубинных разломов. В дальнейшем площадь Енисейского кряжа длительное время (венд – нижний ордовик включительно) сначала входила в состав крупной Восточно-Сибирской хатакратонной структуры, затем с позднего ордовика до ранней перми территория кряжа представляла собой вытянутую мегаантиклиналь в составе Сибирской платформы и лишь в пермо-триасе сформировалась как дислоцированный горст [90]. До образования горста флангами антиклинальной структуры являлись Елогуйско-Дубческий и Чуно-Бирюсинский валы. Вся история развития Енисейского кряжа свидетельствует о его неразрывной связи со структурами собственно Сибирской платформы. Отмечаются единые этапы ослабления и усиления тектоно-магматической активизации, эпохи кимберлитового магматизма, а также общие дизъюнктивные структуры.
На современном срезе Енисейский кряж представляет собой горстовое поднятие в пределах платформенной мобильной зоны (ПМЗ). Согласно определению В.И.Ваганова [9] платформенная мобильная зона – это система сближенных долгоживущих глубинных разломов, контролирующих размещение мантийного магматизма на платформах, имеющая резко дифференцированное блоковое строение. ПМЗ формируется в режиме преобладания восходящих тектонических движений и напряжений сжатия. Основными признаками (элементами прогнозно-поисковой модели) ПМЗ являются: 1.Широкое развитие интрузивных и вулканогенных образований базитового, гипербазитового и гранитоидного состава. Присутствие вулканогенных образований кислого и основного состава является следствием орогенных процессов в близрасположенных складчатых областях и траппового магматизма на прилегающих платформенных областях соответственно.  2.Резко дифференцированное горст-грабеновое блоковое строение, с нередким выводом блоков фундамента на поверхность.  3.Внутреннее строение мобильной зоны осложнено широким развитием сдвигово-надвиговых структур и появлением складок линейного типа.  4.Породы чехла в пределах зоны нередко метаморфизованы от начальной зеленосланцевой до амфиболитовой фации.  5.Региональные геофизические поля характеризуются чередованием разноконтрастных удлиненно-вытянутых вдоль мобильных зон магнитных и гравитационных аномалий.  6.Для мобильных зон характерны флюидизаты лампроитового ряда.
Наиболее известной ПМЗ является зона Холлс-Крик в Западной Австралии, к которой приурочено поле Аргайл с крупнейшим в мире лампроитовым месторождением алмазов. Подвижная зона Холлс-Крик представляет собой складчатый пояс раннепротерозойских метаморфизованных пород протяженностью около 400км и шириной около 100км частично перекрытый более молодыми платформенными образованиями [26]. Подвижная зона отделяет древний кратон Кимберли, представленный неметаморфизованными осадочными породами среднего протерозоя, от блока Стерт, сложенного палеозойскими осадочными породами и магматитами. Зона имеет север-северо-восточное простирание и ограничена крупными глубинными разломами: Холлс-Крик на востоке и Гринвейл на западе, к оперяющим разломам которых приурочены тела слюдистых кимберлитов, лампроитов, карбонатитоподобных пород и лампрофиров. Нижнепротерозойские метаморфизованные породы, представленные граувакками, аспидными и кристаллическими сланцами с подчиненным количеством базальтовых покровов, прорваны интрузиями гранитов и габброидов. Фланги мобильной зоны плавно погружаются и перекрываются более молодыми образованиями позднего протерозоя и палеозоя. Подвижная зона осложнена дизъюнктивами взбросового характера, также наблюдается несколько кулисообразных сдвигов. Кроме того, по утверждению авторов, имела место ограниченная субдукция литосферного основания под блок Кимберли.
Нетрудно заметить, что структура Енисейского кряжа имеет много общих черт с мобильной зоной Холлс-Крик.
Основными структурами Енисейской ПМЗ, выделяемыми на современном этапе геологического развития, являются Чуно-Бирюсинский выступ и заангарская часть Енисейского кряжа – Енисейский горст.




Чуно-Бирюсинский выступ

Чуно-Бирюсинский палеовыступ сформировался в конце ордовикского периода и представлял собой южный сегмент Енисейского мегаантиклинория с ундулирующим шарниром, полого погружающегося на юго-восток и состоявшего из ряда крупных (Чуно-Маньзинское) и мелких палеоподнятий. В конце девонского – начале каменноугольного периода в эрозионно-тектонических депрессиях на его бортах, образовались мелководные застойные водоемы, в которых накапливались продукты дезинтеграции докарбоновых кор выветривания. Со склонов Чуно-Манзинского палеоподнятия водотоками выносился хорошо окатанный грубообломочный материал. Эти отложения (тушамская свита) являются потенциальными коллекторами, но, к сожалению, до настоящего времени не опробованы. Продуктивность этих отложений косвенно подтверждается пиропо- и алмазоносностью современного аллювия нижнего течения рек Бирюса, Чуна и их притоков, размывающих данные коллектора. С юга и юго-востока Чуно-Бирюсинский выступ обрамляют отложения зоны устойчивого осадконакопления (морской бассейн) – породы чаргинской и баероновской свит, с установленной пиропоносностью их базальных горизонтов. В современном аллювии рек, дренирующих поле развития этих свит, также известны находки алмазов.
Перспективы данной структуры определяются наличием зоны скрытых глубинных разломов северо-западного простирания (Чунская линейная вулкано-тектоническая структура) слабо проявленной в осадочном чехле, но отчетливо картируемых по большому количеству вулканогенных тел трубочного типа, выполненных туфобрекчиями, метасоматитами и скарнами, а также субщелочными интрузиями.
Южнее, на территории Иркутской области, продолжением мобильной зоны, очевидно, является район междуречья Тангуй-Удинского – Чукши (притоки среднего течения р. Чуна), где в бассейне этих рек известно несколько россыпей, из которых извлечено более 200 кристаллов [32] и установлены высококалиевые ультраосновные магматогенные образования [109].
Слабая изученность района не позволяет с достаточной степенью достоверности говорить о перспективах выявления коренных источников алмазов. Тем не менее, на имеющемся материале можно предположить наличие среднепалеозойских коренных источников в пределах Чуно-Манзинского свода, большая часть которого осложнена Приангарским прогибом и перекрыта молодыми осадками. В пределах юго-западного крыла свода, где речной сетью вскрываются породы кимберлитовмещающего цоколя, установлен ореол рассеяния минералов-спутников, а также известны находки алмазов.
Ореол рассеяния минералов-спутников характеризуется наличием пиропов, пироп-альмандинов, хромшпинелидов, ильменитов, оливина и очень редко трубочного циркона.
Алмазы. В пределах Чуно-Бирюсинского междуречья известны находки трех алмазов. Один из них, весом 19,7мг, найден в отложениях террасового аллювия р.Тасеевой (ниже порога «Бурный»), а два других, весом 4,8 и 1,4мг, найдены в русловом аллювии нижнего течения р.Чуни (500м ниже по течению от правого притока р.Кычет). Все алмазы относятся к 1 разновидности по Ю.Л.Орлову, один из них представлен октаэдром, один переходной формы и один ромбододекаэдром. По сохранности два алмаза представлены обломками и один – целым кристаллом. Два алмаза содержат включения графита.
Пиропы и пироп-альмандины представлены широким спектром цветовой гаммы: лиловые, сиреневые, бледно-фиолетовые, красные и оранжевые. Содержание их в шлихах врьирует от одного до пяти зерен на 40л пробу. Размер зерен, в основном не превышает 0,5мм и очень редко достигает 1,1мм. Зерна округлой и угловато-округлой формы с матированной поверхностью, часто имеют свежие механические сколы.
Хромшпинелиды отмечены практически во всех шлиховых пробах. Содержание их варьирует от единичных зерен до 8%. Преобладают окатанные осколки и полуокатанные октаэдроиды с матированной поверхностью, реже встречаются хорошо ограненные октаэдры черного цвета. Размер зерен не превышает 0,3мм.
Ильменит, который по морфологическим признакам можно отнести к группе магнезиальных разностей, образует локальный ореол по левым притокам р.Чуна, в 30-40км от слияния с р.Бирюса (р.р. Туманка – Мал.Читаут). В шлихах он встречается совместно с пиропами и пироп-альмандинами. Зерна размером до 1мм имеют различную степень окатанности: от неокатанных осколков до хорошо окатанных округлых зерен. В некоторых шлихах содержание ильменита достигает до 10%, но минералогами ФГУ ГП «Красноярскгеолсъемка» он уверенно отнесен к немагнезиальным.
Оливин, встречающийся в шлихах, довольно часто, представлен высоко-железистой разновидностью – гортонолитом (Ng;1,730).
Циркон (трубочный) встречен в одном шлихе, в левом притоке р.Бирюса – ручье Мал.Хаинда. Представлен слабоокатанными прозрачными обломками с розоватым оттенком. Размер зерен варьирует от 0,3 до 0,5мм.
Других минералов-спутников (хромдиопсид, перовскит) не выявлено.
Для полноценной оценки перспектив территории Чуно-Бирюсинского междуречья по минералогическим признакам имеющегося материала явно недостаточно. Необходимо провести минералогическое изучение потенциальных коллекторов с целью установления максимальных концентраций минералов-спутников по латерали. Кроме того, необходимо провести разбраковку всех имеющихся минералов-спутников посредством микрозондового анализа.


Дислокационная структура Енисейского горста

Структура образовалась в результате активизации нескольких тектонических циклов, но как горст сформировалась, в основном, во время позднегерцинского тектоно-магматического цикла. Основу пликативной структуры составляют элементы I порядка: Приенисейский, Центральный, Панимбинский и Татарский антиклинории, а также Исаковский и Ангаро-Тисский синклинории, которые разграничены протяженными зонами главных разломов северо-западного простирания: Приенисейской, Исаковской, Татарской, Ишимбинской и Анкиновской.
Поперечным разломам северо-восточного простирания, играющим количественно подчиненную роль в структуре самого кряжа, исследователями придавалось значение геологических факторов второго порядка. Между тем, их значение с точки зрения тектонической эволюции системы Енисейский кряж – Байкитская антеклиза представляется значительно более существенным. Одним из первых на существование поперечной зональности Енисейского кряжа обратил внимание Е.А. Долгинов [29]. Позднее поперечные структуры с различной металлогенической значимостью выделялись многими исследователями. Поперечные дизъюнктивы в пределах кряжа, как правило, скрытые и фиксируются преимущественно по гравиметрическим и магнитометрическим данным [86, 89]. Уверенно выделяются три основные поперечные зоны разломов (рис. 9): Ангаро-Сользаводская (Ангаро-Вилюйская по Д.И. Балицкому и Г.Н. Бровкову, АТМЗ по В.А. Бутану), Тохомо-Питская (Большепитско-Кислоканская по А.В. Крюкову) и Тунгусская (Касско-Байкитская), которые, кроме того, хорошо выделяются в геохимическом поле [35] в виде линейно расположенных аномалий отдельных элементов (хрома, меди, циркония, цинка, золота и др.).
Из продольных дизъюнктивов наиболее контрастно выделяется Ишимбинская зона разломов в виде дугообразной полосы аномалий титана. Аналогичные аномалии присутствуют также в зонах разломов, ограничивающих кряж с запада и востока (Приенисейский и Анкиновский), но здесь их расположение не носит ярко выраженного линейного характера, что можно объяснить развитием более мощных рыхлых отложений, искажающих структуру первичного геохимического поля, а также недостаточной густотой и неравномерностью сети опробования вблизи границ геохимической съемки. Зона Анкиновского разлома характеризуется также аномалиями стронция и в меньшей степени хрома. В юго-западной части кряжа довольно четко проявлена (Ti, Ba, Cr) зона предполагаемого Сухопитского глубинного разлома.
Наиболее контрастные аномалии по максимальным значениям и по количеству аномалиеобразующих элементов(Ba, Sr, Zr, Cr и др.) приурочены к узлам пересечения разломных зон северо-западного простирания (Приенисейская, Ишимбинская, Анкиновская) и северо-восточного направления (Касско-Байкитская, Большепитско-Кислоканская). По опыту проведения геохимических съемок в районах проявления кимберлитового и лампроитового магматизма, именно вышеуказанные элементы часто образуют вокруг кустов флюидизатов незначительно смещенные вторичные литохимические ореолы и водные потоки рассеяния.


 

Очевидно, поперечные разломные зоны северо-восточного простирания являются наиболее значимыми с точки зрения контроля потенциальной алмазоносности. Так, Большепитско-Кислоканская зона в пределах Красноярского края контролирует расположение районов с установленной алмазоносностью: Большепитский, Тычанский, Таймура-Чунский, Илимпейский и далее трассируется как продолжение Далдыно-Оленекской зоны в Якутии, контролирующей размещение Алакитского, Далдынского, Мунского и др. полей среднепалеозойских кимберлитов.
Ангаро-Сользаводская зона разломов контролирует расположение эксплозивных пород Мотыгинского района и алмазоносных участков (Тарыдакский, Енболакский, Мирюгинский) Чадобецкого района.
В пределах Касско-Байкитской зоны известны находки алмазов в золотоносных россыпях Вороговского грабена, а севернее узла пересечения данной зоны с Ишимбинским дизъюнктивом в пределах последнего известно Чапинское поле лампроитов, слюдистых кимберлитов и щелочных лампрофиров. К узлу пересечения Касско-Байкитской зоны и Анкиновского разлома приурочен шлиховой ореол перовскита, пиропов и пироп-альмандинов в среднем течении р. Вельмо и ее притоков (Вайвида и Мукуя). Вероятно, потенциально перспективным является узел пересечения (см. рис. 6) Касско-Байкитской зоны с Ковино-Кординским дизъюнктивом (20км севернее пос. Байкит), где в бассейне р. Вост. Гаинда установлено куполовидное поднятие, в ядре которого вскрываются силурийские отложения.
Из вышесказанного видно, что поперечные зоны скрытых глубинных разломов являются контролирующими флюидный массоперенос из мантийного субстрата не только в пределах Енисейского горста, но и на платформе. Наиболее продуктивны узлы их пересечения с тектоническими зонами северо-западного простирания, отчетливо проявленными в породах чехла платформы.
Данное утверждение согласуется с выводом В.С. Суркова и В.С. Старосельцева – «Для поиска месторождений твердых полезных ископаемых особое значение имеют зоны поперечных разломов, пересекающих не только Енисейский кряж, но и прилегающие территории Сибирской платформы. Именно в узлах их пересечения с разломами, параллельными сочленению Енисейского кряжа и Сибирской платформой, наиболее вероятно формирование крупных скоплений золота, алмазов, полиметаллов, железных руд и других твердых полезных ископаемых, а при определенных условиях и углеводородов» (Сурков, 2001ф).
В пределах Енисейского горста можно прогнозировать пять районов вероятной коренной алмазоносности возрастом от раннего протерозоя до раннекаменноугольного периода: Мотыгинский Татарский, Большепитский, Чапинский, и Вельминский (Курганьков, 2004ф).
Районы выделены: по структурно-тектоническим признакам (наличие локальных поднятий, приуроченность к узлам пересечения тектонических швов, аномальные зоны плотности систем линеаментов, пониженная мощность земной коры, предполагаемые проявления диапиризма); по наличию промежуточных коллекторов; по выявленным, последними исследованиями, телам лампроитов, кимберлитов и других флюидизатов; по наличию шлиховых ореолов алмазов и минералов-спутников; данным палеогеографических построений (области сноса материала); результатам имеющихся геохимических и геофизических съемок.


Мотыгинский потенциально алмазоносный район
В южной части кряжа, в бассейне р.Ангары, в1910г А.К.Мейстером обнаружены брекчиевидные породы, которые он описал как слюдянные диабазы, пикриты и пикритовые порфириты. В 1951г Ю.П.Казакевич, на основании текстурной схожести их с кимберлитами, высказала предположение о возможном формировании этих пород в трубках взрыва. Опробовательскими работами (В.Е.Суджиян, 1954ф), в 5км к северо-западу от пос. Мотыгино в терригенных отложениях неогенового возраста был обнаружен алмаз весом 7мг. Для выяснения генезиса, а также минералогического и петрографического состава пород, описанных А.К.Мейстером, в 1960г. были проведены алмазопоисковые работы под руководством А.И.Владимирова. В результате было установлено, что «данные брекчиевые породы являются продуктами вулканической деятельности и представляют собой, туфовые и лавовые брекчии основных эффузивов». Обломочный материал представлен преимущественно диабазовыми порфиритами, диабазами, пикритами, пикритовыми и оливинитовыми порфиритами, а также, в меньшей степени, осадочными породами (известняки, сланцы). Форма обломков часто округлая и имеет размер в пределах 2–5см. В зависимости от количества обломков ультраосновного состава наблюдается и изменение химического состава пород: SiO2 – от 41,20 до 50,46%; ТiО2 – от 0,65 до 1,25%; Аl2О3 - от 4,05 до 19,08%; FеО – 7,84 до 10, 59%; Fе2О3 – от 0,98 до 3,61%; МgО – от 8,04 до 20,97%; К2О – от0,20 до 3,09%. Изучение минералогического состава дробленых проб показало полное отсутствие парагенетических спутников алмазов, характерных для кимберлитов, но некоторые минералы, такие как серпентин, ильменит, альмандин (N – 1.780), пироп-альмандин (N – 1.765), оливин, хромит, биотит, диопсид, циркон, магнетит, роговая обманка, при изучении их вещественного состава могут оказаться спутниками пород лампроитовой серии.
Исследования данных пород проведены В.А.Бутаном [6], который разделяет их на эруптивные и эксплозивные брекчии. Брекчированные породы представлены большим количеством даек и двумя диатремами. Образования приурочены к Ангарской тектоно-магматической зоне (АТМЗ), которая имеет северо-восточное простирание и прослеживается от р.Енисей на юго-западе через нижнее течение р.Тасеева, Ангару до р.Рыбная на северо-востоке, пересекаясь с Ишимбинским разломом. Автором отмечена тенденция увеличения основности пород по простиранию АТМЗ с юго-запада на северо-восток. Гранодиориты водораздела рек Тасеева – Ангара сначала заменяют метагабброиды на р. Ангара и междуречьи рек Ангара-Рыбная, а затем последние сменяются ультраосновными породами на р. Рыбная. Отсутствие следов динамометаморфизма брекчированных пород и их связи с продуктами поверхностного вулканизма, а также секущий характер взаимоотношений их с вмещающими сланцами верхнего протерозоя, позволяют считать эти образования продуктами тектоно-магматической активизации верхнерифейско-нижневендского возраста.
В пределах Енболакского палеоподнятия (Чадобецкий алмазоносный район), в зоне пересечения Ковино-Кординской кимберлитоконтролирующей зоны с Ангаро-Сользаводской зоной разломов, являющейся продолжением АТМЗ, известно поле развития дайково-жильных щелочных пикритовых базальтоидов, содержащих пиропы и хромшпинелиды.

Большепитский потенциально алмазоносный район
В бассейне р.Бол.Пит, по минералогическим и структурным признакам, выделяются четыре обособленных участка, в пределах которых можно предполагать наличие собственных коренных источников сноса алмазов и минералов-спутников.
Первый участок – водораздел рек Бол.Пит и Вельмо, включающий в себя первые правые притоки р.Бол.Пит, истоки р.Бол.Пит а также левый приток р.Вельмо – р.Уринчиме, характеризуется локальным проявлением, в названных водотоках, пиропов (N – 1,74) лилового цвета и пироп-альмандинов (N – 1,76). Гранаты хорошо окатаны и имеют размер не более 1мм. В отдельных шлихах отмечены хромшпинелиды и перовскит (Померанцев, 1988 ф). Вероятный снос минералов предполагается из промежуточных коллекторов кембрийского (эвенкийская свита) или нижнекаменноугольного (тушамская свита) возраста, что частично подтверждается мелкообьемным опробованием конгломератов эвенкийской свиты в бассейне р.Уринчиме, где выявлено пять зерен пироп-альмандина из класса -0,5мм. Накопление минералов-спутников в предполагаемых коллекторах, вероятно, происходило за счет сноса обломочного материала с запада, со стороны Енисейского кряжа, что подтверждается полным отсутствием минералов-спутников в бассейнах верхних течений рек Камо и Тахомо.
Перспективность участка определяется расположением в узле пересечения Большепитско-Кислоканского и Анкиновского глубинных разломов, характеризующегося геохимической аномалией стронция, хрома, циркония и бария.
Следующий участок расположен в среднем течении р.Бол.Пит, у пос. Пит-Городок где опробовательскими работами (Виханский, 1950 ф) выявлены два небольших (10,2 и 10,7мг) алмаза в русловых отложениях и один (36мг) в водораздельных песчано-гравийных образованиях предположительно неоген-палеогенового возраста. Все кристаллы имеют ромбододекаэдрический габитус. Район характеризуется широким развитием хорошо литифицированных конгломератов с железистым цементом палеоген-неогенового возраста (возможно юрского), с которыми, скорее всего, и связана алмазоносность аллювия р. Бол. Пит на данном участке. Наиболее вероятный снос алмазов в палеоген-неогеновый палеобассейн предполагается либо с Панимбинского горста, либо с Татарского поднятия. Косвенно перспективу Татарского поднятия подтверждает находка алмаза весом 7,0мг, ромбододекаэдрической формы, в неогеновых терригенных отложениях на южном его обрамлении, близ пос. Мотыгино (Суджиян, 1954ф).
Еще один участок по р. Бол.Пит выделяется в районе левого притока – р.Токма, где известны несколько штоков и дайкообразных тел серпентинизированных пироксенитов. В русловом аллювии боковых притоков этого района в шлихах отмечены десятки знаков хромшпинелидов, представленных как обломками октаэдров, так и целыми кристаллами размером 0,1-0,4 мм с корродированной поверхностью. В ручье «Малиновый» выявлено одно зерно пиропа (N;1,767). Обломок бледно-лилового цвета имеет оскольчатую гипергенную поверхность и размер 0,5 мм.
Четвертый участок расположен в районе нижнего течения р. Бол. Пит (от устья р.Орловка до устья р.Б.Пит) и характеризуется широким проявлением разновозрастного интрузивного магматизма кислого, основного и ультраосновного состава, в т.ч. выявленных в 2003 году двух штоков флогопит-пироксеновых пикритов (рис. 10) в бассейне р.Иончиха и дайково-жильных тел эруптивных брекчий карбонатитов в приустьевой части р.Орловка, содержащих хромшпинелиды и биотит (флогопит).
Штоки пикритов имеют округлую и овальную форму в диаметре около 100 - 150 м. Породы подсечены наземными магнитными профилями с пиковыми значениями около 4000 нТл и отрицательным сопровождением по периметру тел около -1500 нТл. По петрографическим данным породы представлены оливином, нацело замещенного серпентином – 40%; моноклинным пироксеном (диопсид-авгит) – 20%; роговой обманкой – 10%; Флогопитом (биотитом) – 8%; рудными минералами – 2% и вмещающей массой, состоящей из серпентина и актинолита – 20%. Из акцессорных минералов встречаются апатит, сфен. Структура пород – пойкилитовая. Химическим анализом установлены следующие содержания окислов: SiO2 – 38,35%, TiO2 – 1,57%, Al2O3 – 6,2%, Fe2O3 – 10,55%, FeO – 6,25%, MnO – 0,17%, MgO – 25,46%, CaO – 2,78%, Na2O – 0,14%, K2O – 0,29%, P2O5 – 0,18%.
Составы карбонатитов варьируют в зависимости количества и химсостава ксенообломков: SiO2 – 24,49-35,75%,  TiO2 – 0,8-3,12%,  Al2O3 – 4,86-12,57%,  Fe2O3 – 1,75-4,48%,  FeO – 0,16-2,28%,  MnO – 0,08-0,19%,  MgO – 4,43-5,8%,  CaO – 14,64-27,57%,  Na2O – 0,14-0,2%,  K2O – 1,5-4,93%, P2O5 – 0,13-0,65%; Cr2O3 – -0,02-0,14%;  СО2 – 10,12-27,2%.
Практически во всех притоках р. Бол.Пит, на этом участке, присутствуют хромшпинелиды в количествах от единичных зерен до 7%. Зерна размером от 0,2 до 1,0 мм имеют зональное монолитно-агрегатное строение. Форма зерен овоидная, угловато-округлая, реже октаэдроидная. Наличие механически слабо устойчивых агрегатных зерен и оболочек, а также примазок цементирующего материала указывает на хорошую
 


сохранность минералов. Других типоморфных минералов-спутников в шлихах не встречено, но следует отметить наличие в некоторых пробах ильменита и магматогенного альмандина, которые могут являться спутниками пород лампроитовой серии.
В результате ранее проведенных опробовательских работ, в нижнем течении р.Бол.Пит а также его притоках – р. Мельничная и руч. Точильный было выявлено 8 алмазов весом от 1 до 130 мг, из которых семь имеют октаэдрический габитус. Все кристаллы бесцветны и относятся к 1 разновидности по Ю.Л.Орлову.
Большой интерес, с позиций алмазопоисковых работ, представляет собой дайка(?) лампроитоподобных пород, обнаруженная в верховьях Колинькина ручья (прав. приток р.Кия) и отнесенная предшественниками, первоначально, к гранатовым оливинитам (Воробьев, 1961ф). Однако, более поздними работами (Н.И.Титов,1963ф), породы были отнесены к слюдяным перидотитам. В обоих случаях породы были вскрыты единичными шурфами в виде мелких (5 – 6см) обломков или щебенки в плотном делювиальном суглинке на глубинах 2,5 и 3,5 метра. Совместно с ультраосновной породой среди грубообломочного материала наблюдались песчаники, доломиты, кварциты. Коренными породами в шурфах являются трахитовые порфиры. Минеральный состав породы представлен: оливином – 50-60%; шпинелью («принятой Воробъевым за гранат», замечание Н.И. Титова) – 10-15%; и флогопитом – около 10%. Из акцессорных минералов присутствуют серпентин, магнетит, сфен. Для пород характерна высокая магнезиальность – 27.42% и высокая щелочность калиевого типа – 6.40% при низком содержании SiO2 – 36.60%. Шлихо-минералогическими исследованиями, выполненными в пределах Кийского участка алмазопоисковых работ (Н.И.Титов,1963ф), выявлены ряд минералов, рассматриваемых авторами как спутники алмаза. Это, в первую очередь, пироп (N – 1,735) слабой окатанности, обнаруженный в верховьях Колинькина ручья в непосредственной близости от выявленной высыпки ультраосновных пород; хромистая шпинель, присутствующая практически во всех водотоках участка; реже встречающиеся – высокомагнезиальный оливин и перовскит. Необходимо отметить, что в нескольких шлихах среднего течения Колинькина ручья и его правых притоков отмечены единичные зерна пироп-альмандина (N – 1,765), характерных для пород лампроитовой серии.
Не меньший интерес, в пределах Кийского щелочного массива, представляют небольшие тела неправильной формы ультраосновных пород, которые в результате метасоматических процессов были превращены в меланократовые метасоматические породы, состоящие из пироксена, амфибола, биотита (флогопита), большого количества апатита, или почти целиком из флогопита (биотита), а также сопряженные с ними дайки щелочных лампрофиров (мончикиты, камптониты). На Южном Урале известен дайковый комплекс (калымбаевский) пород, представленный непрерывной петрогенетической серией: лампроитоиды – лампрофиры (мончикиты, камптониты, саннаиты) – минетты – керсантиты [88]. Автором отмечено, что лампроитоиды и лампрофиры по своим минералогическим характеристикам являются близкими аналогами лампроитов Испании и Алдана.


Чапинский потенциально алмазоносный район
Другой не менее интересный район в пределах Енисейской ПМЗ расположен в среднем течении р.Чапа. Здесь установлено, вытянутое вдоль Ишимбинской разломной зоны, Алманакан-Чингасанское поле щелочных лампрофиров, пикритов, лампроитов и слюдяных кимберлитов, выделенных в отдельный Чапинский вулканический комплекс.
Отправной точкой послужила проведенная в 1958-1960гг. аэромагнитная съемка масштаба 1:100000, в результате которой было выявлено ряд локальных аномалий трубочного типа. В 1960г. в бассейне среднего течения р.Чапа (выше устья р.Алманакан) впервые Р.Б.Карпинским обнаружены дайки темно-зеленых массивных пород, которые были описаны в отчете за 1961г. как слюдистые кимберлиты. Последующая проверка (А.В.Печерский и Л.К.Качевский) аэромагнитных аномалий наземной магнитной съемкой и горными работами привела к открытию в 1962г. первых на Енисейском кряже трубок взрыва. Этими работами было выявлено ряд трубок и жильных тел в бассейне рек Чингасан и Алманакан, отнесенных авторами к кимберлитовым брекчиям, пикритовым порфиритам и их туфам, что было недостаточно обоснованным, так как не был установлен их точный минеральный состав. Более поздними алмазопоисковыми работами (Е.Д.Селезнев, Г.И.Качевская – 1964ф; В.К.Зуев, А.Э.Динер – 1995ф и др.) в пределах поля было выявлено 18 трубок, несколько штоков, большое количество (около 80шт.) даек а также силлов и покровов. В состав Чапинского комплекса входит широкий спектр горных пород со щелочным уклоном: щелочные пикриты, пикритовые порфириты, лампроитоподобные породы, авгититы, лимбургиты, мелалейцититы их туфы и эруптивные брекчии. В последних присутствуют ксенолиты глубинных пород: гранатовых перидотитов, эклогитов, карбонатитов и оливиновых пироксенитов. Некоторые трубки сложены брекчиями типа «песчаных туфов» (Аргайл, Австралия), содержащих до 70% обломков кварца и полевых шпатов. Высокая магнезиальность пород (до 15%) в сочетании с высокой щелочностью калиевого типа (до 4,5%) и высокой титанистостью (до 3,8%) сближает образования Чапинского комплекса с породами лампроитовой серии. От австралийских лампроитов породы Чапинского комплекса отличаются наличием миаскитовой тенденции изменений составов, хотя высокоалмазоносная трубка Аргайл является исключением и тоже имеет миаскитовый характер. Изотопный возраст отдельных даек щелочных пикритов, определенный К-Аr методом [27], составляет 668-670 млн. лет, что соответствует раннему венду. Опробование на алмазы пород комплекса проведено по элювиально-делювиальным образованиям крупнообъемными (30-35м3) пробами (Селезнев,1964ф) на трех трубках (Натальинская, Глубокая и №3) а также по керну скважин из трубок Натальинская и Глубокая (Саванович,1981ф). Мелкообъемными пробами опробованы ряд мелких тел и даек. Алмазов не обнаружено. В трубках из типоморфных минералов-спутников встречены единичные зерна пироп-альмандина (N-1,75), которые авторы (Селезнев и др.,1964ф) связывают с ксенолитами гранатовых перидотитов. Хромшпинелиды содержатся в количествах до первых процентов, но по данным микрозондовых анализов, составов алмазной ассоциации среди них не установлено (А.В.Крюков, 1992ф). Бадделеит, как считается, поставляют в брекчии ксенолиты карбонатитов. Материнская порода пикроильменитов, перовскита и хромдиопсида не установлена. В аллювиальных отложениях единичные зерна пироп-альмандинов были обнаружены в бассейнах рек Алманакан, Чингасан, в левых безимянных притоках р.Чапа (напротив р.Чивида) а также в протолочках из конгломератов чивидинской свиты (Карпинский, 1961ф).
При проведении работ по оценке перспектив коренной алмазоносности юга Сибирской платформы (Курганьков, 2004 ф) в бассейне р. Чапа было выявлено еще два ранее неизвестных тела ультраосновных пород – дайка лампроитов и выход слюдистых кимберлитовых пород.
Дайка лампроитов, мощностью около 5м, обнаружена в левом борту р. Чапа, в 5,5 км выше по течению от устья р. Алманакан. Породы зеленовато-голубоватого цвета интенсивно серпентинизированы и карбонатизированы, имеют массивную текстуру и сериально-порфировую структуру. Вкрапленники представлены оливином (35 – 40%), моноклинным пироксеном (10 – 15%), флогопитом (10 – 15%), и санидином (около 2%). В мезостазисе – сапонитизированное ультраосновное вулканическое стекло и акцессорные минералы: апатит, перовскит, сфен, хромшпинелид, сапонитизированный рихтерит и рудные. По химическому составу (SiO2 – 35,11%; ТiО2 – 2,4%; Аl2О3 – 7,78%; FеО – 6,24%; Fе2О3 – 3,61%; MnO – 0,15%; МgО – 16,0%; СаО – 12,1%; Na2O – 0,06%; К2О – 0,93% P2O5 – 0,38%; Cr2O3 – 0,14%; СО2 – 9,25%) породы сопоставимы с подобными образованиями многих известных районов.
Выход слюдистых кимберлитов выявлен в пойме р. Чингасан, в 500м  выше по течению от ее устья. Обнажение имеет размеры около1,0 ;0,5м, остальная часть погребена под аллювиальными песчано-галечными отложениями, и поэтому достоверно сказать, коренное залегание имеют эти породы или просто являются крупным валуном весьма затруднительно. Породы имеют голубовато-серый цвет и обломочную текстуру с агрегатами флогопита размером 0,3-0,5см. Среди обломков наблюдаются породы только вмещающих пород: сланцы, кварциты, доломиты, алевролиты и песчаники. В краевой части выхода наблюдается субвертикальный контакт с «песчанистым» туфом с ксенозернами хорошо окатанного кварца. По петрографическому определению порода является туфобрекчией с автолитовой структурой. В составе отмечаются: ксенообломки – около 30%, автолиты – 15% и кимберлитовый цемент (55-60%) с мелкими вкрапленниками псевдоморфоз оливина двух генераций, мегакристами флогопита, а также редких зерен хромита и перовскита в серпентин-карбонатной основной массе. Химическим анализом пород установлены следующие значения породообразующих окислов: SiO2 – 27,57%; ТiО2 – 2,13%; Аl2О3 – 10,47%; FеО – 8,47%; Fе2О3 – 4,19%; MnO – 0,15%; МgО – 11,77%; СаО – 11,7%; Na2O – 0,06%; К2О – 2,08% P2O5 – 0,78%; Cr2O3 – 0,02%; СО2 – 15,17%.
«Песчаный» туф, отмеченный на контакте с туфобрекчией, имеет лапиллиевую текстуру и лито-витрокристаллокластическую структуру. Порода сложена разнообразными обломками пород и минералов с примесью кристаллокластов ультраосновных пород и минералов (оливин, флогопит) в стекловатом цементе. Ксенообломки представлены в основном кварцем, реже встречаются ортоклаз, микроклин и осадочные породы (мергели, аргиллиты). Цемент представляет собой трудноразличимую смесь из обломков различных пород и ювенильного материала (вулканическое стекло, серпентин). Большое количество кремнистого ксеногенного материала определяет соответствующий химический состав пород: SiO2 – 71,64%; ТiО2 – 0,82%; Аl2О3 – 7,84%; FеО – 2,10%; Fе2О3 – 3,74%; MnO – 0,08%; МgО – 4,79%; СаО – 1,27%; Na2O – 0,11%; К2О – 2,43% P2O5 – 0,25%; Cr2O3 – 0,05%; СО2 – 0,82%, что сопоставимо с «песчаными» туфами трубки Аргайл (Австралия).
По содержанию редких элементов слюдистые кимберлиты Чапинского района отличаются от кимберлитов Якутской провинции (Мало-Ботуобинское, Алакитское и Далдынское поля) пониженным содержанием бария и стронция и более высоким содержанием редкоземельных элементов.
Таким образом, результаты проведенных работ сводятся к следующему: 1.Чапинский вулканический комплекс характеризуется дифференциацией пород от ультраосновных до щелочно-базальтоидных. 2.Форма тел – чаще дайковая; реже – штоки и трубки взрыва; изредка встречаются  силы и покровы. 3.Трубки взрыва, судя по наличию ксенолитов глубинных пород, имеют большую глубину заложения. 4.Выполненный объем опробования и минералогический анализ минералов-спутников позволяют характеризовать породы комплекса как неперспективные в отношении промышленных концентраций алмазов, хотя спорадическая алмазоносность трубок не исключается. Тем более что в дореволюционное время в приустьевой части р. Чингасан (урочище Алмазное) один кристалл алмаза был обнаружен при промывке золотоносной россыпи.
 Необходимо также отметить, что в ряде случаев (40%), при вскрытии горными работами магнитных аномалий были обнаружены только вмещающие породы, что позволяет предполагать наличие трубок, перекрытых осадочными отложениями.


Вельминский потенциально алмазоносный район
По материалам проведенных алмазопоисковых работ в бассейне р.Вельмо выделяются два в различной степени перспективных участка.
Первый участок среднего течения реки Вельмо и ее правых притоков Вайвида и Мукуя, где шлихо-минералогическими исследованиями установлен ореол пиропов и перовскита. Перовскит в шлихах встречается единичными зернами размером 0,1мм в виде целых октаэдров и их лейкоксенизированных обломков. В некоторых шлихах совместно с перовскитом встречаются единичные зерна оливина (хризолита). Перспективы участка повышает его расположение в узле пересечения Анкиновского глубинного разлома и Касско-Байкитской зоны скрытых разломов, выраженной геохимической аномалией стронция, хрома, бария и циркония.
Второй участок расположен в нижнем течении р.Вельмо (ниже устья р.Чапы), где в поле развития кембрийских отложений выделяется локальное Усть-Чапинское поднятие.
В тектоническом плане поднятие приурочено к узлу пересечения Анкиновской зоны разломов, ограничивающей с востока горстовое сооружение Енисейского кряжа, и оперяющего разлома субширотного простирания. Поднятие имеет несколько вытянутую форму вдоль Анкиновской зоны разломов размерами 40;25км и отчетливо выделяется по вздыманию кровли тетерской свиты (V) более чем на 1000м (рис. 11).
Поднятие сложено породами оленчимской свиты среднего кембрия и эвенкийской свиты верхнекембрийского возраста, представленными преимущественно светло-серыми известняками с прослоями бордовых и темно-зеленых алевролитов, доломитами, и мергелями. Падение пород от оси брахиантиклинали на северо-восток составляет 20 - 25;, на юго-запад порядка 5 - 10;, с последующим ограничением разломом сбросового характера. Дайковый комплекс трапповой формации интенсивно трассирует анкиновскую зону разломов, в пределах поднятия встречается только в центральной части поднятия, где наблюдается грабенообразный блок размером 14;7км, ограниченный разломами, дайками долеритов и выполненный породами нижнего ордовика. Вероятно, это понижение является кальдерообразным проседанием, образовавшимся за счет выброса газово-жидкого флюида из ядерной части антиклинальной структуры. В пределах поднятия

 

наблюдаются многочисленные линзы-останцы песчано-гравийно-галечного материала предположительно юрского или палеоген-неогенового возраста.
В косовых отложениях р.Вельмо, на участке омывающем Усть-Чапинское поднятие, известна непромышленная россыпь алмазов, из которой извлечено 12 кристаллов и один кристалл, весом 20,4мг, найден в отложениях II террасы р.Тунга (по нашему мнению, это палеоген-неогеновые отложения).
Алмазы россыпи, в основном мелкие, весом от 1,8 до 6,0 мг, за исключением двух кристаллов весом 23,2 и 276,2 мг. Все алмазы относятся к 1 разновидности по классификации Ю.Л.Орлова, а один – поликристаллический сросток – к IV разновидности. Половина всех алмазов представлена октаэдрическим, три переходным к ромбододекаэдрическому габитусам и три кристалла представлены додекаэдроидами «уральского» типа. По сохранности семь кристаллов целые, четыре – обломки и один - осколок. В основном кристаллы прозрачные, два полупрозрачные, а у одного наблюдается голубой оттенок. Три алмаза слегка ожелезнены.
Работы по опробованию р.Вельмо проводились в 1952-54г.г. и были направлены на поиски россыпных месторождений. В то время шлиховой метод поисков по минералам- спутникам еще не практиковался и поэтому спутники не были выявлены. Опробование проводилось крупнообъемными пробами объемом  40 – 70м3 с глубины 2 – 2,5м. Приплотиковые горизонты остались не опробованными.
Позднее, ревизионными работами (Турский, 1960ф; Михеенко, 1965ф; Угадов,1983ф; Курганьков, 2004ф) установлено наличие широкого спектра минералов-спутников западнее, в непосредственной близости от известной россыпи алмазов. Так, по р.Бол.Черная и ее правому притоку р.Мал.Колонка отмечены единичные знаки пиропов, пикроильменита, бадделеита, хромшпинелидов, а также весовые содержания перовскита. В аллювии р.Тунга в шлихах встречена платина, которая тоже является косвенным признаком наличия в районе тел ультраосновного состава, выявлены шлиховые потоки хромита и перовскита. Единичные зерна пиропов были выявлены и в Вельминской россыпи алмазов. Наличие минералов-спутников: пиропов, перовскита, хромшпинелидов и ильменита, который по внешним признакам диагностируется как пикроильменит, установлено в левых притоках нижнего течения р.Чапы (р.Жадуга, руч.Анашкин).
Пироп – угловато-округлое зерно размером 0,3мм лилового цвета с шероховатой поверхностью и со свежим механическим сколом.
Перовскит встречается единичными зернами в виде октаэдров и их обломков размером около 0,5мм черного цвета, с корродированной поверхностью. Часто наблюдаются двойники.
Хромшпинелиды встречаются единичными зернами, в виде октаэдров и их обломков темно-бурого, до черного цвета. Размер зерен варьирует от 0,3 до 0,5мм.
Ильменит имеет морфологические признаки повышенной магнезиальности, такие как монолитное строение зерен, относительно крупные размеры, фрагменты округлых матированных участков, а также «бородавчатых» поверхностей.
На западной окраине района, в пределах Вороговского грабена известны находки алмазов в золотоносных россыпях и в аллювии правого притока реки Рыбная системы р.Вороговки.
С учетом материалов алмазопоисковых работ, а так же палеогеографических реконструкций, можно предположить, что снос минералов-спутников в современный аллювий происходит либо из промежуточного коллектора, расположенного (или располагавшегося), вероятно, на водоразделах рек Бол. Мал. Жадуга и Бол. Мал. Колонка, либо непосредственно с Усть-Чапинского поднятия.
Аэромагнитной съемкой в пределах Усть-Чапинского поднятия выделен ряд локальных аномалий трубочного типа, вытянувшихся цепочкой от устья р.Чапа, через верховья р.Тунга, до среднего течения р.Бол.Черная. Одна из таких аномалий расположена в верховьях левого притока ручья Осиновский (4650 м по аз. 271; от репера 102,9м). Аномалия подсечена наземным профилем и имеет диполярное строение с пиковыми значениями 1114 нТл, 1019нТл и отрицательное сопровождение по периметру около 600нТл при спокойном и устойчивом фоне (Курганьков, 2004ф). По данным магнитометрии аномалия имеет изометричную форму диаметром 350-400м. Горными работами установлено, что вмещающими породами являются известняки эвенкийской свиты. В эпицентре аномалии шурфами вскрыта глинистая латеритизированная кора выветривания с пористыми магнетит-гематит-лимонитовыми желваками округлой формы и пятнистой текстуры. Обилие, в верхней части разреза, просевшей крупной (до 10см) гальки молочно-белого кварца, хорошей степени окатанности, говорит о том, что аномалия еще относительно недавно была перекрыта либо меловыми, либо палеоген-неогеновыми отложениями. По петрографическим данным кора выветривания представлена пелитоморфной лимонитизированной нонтронит-хлоритовой массой, пустоты и поры которой заполнены тонкоагрегатной массой серпентина, флогопита и сапонита. Отдельные образцы сохраняют реликты ультраосновной породы, в виде шестигранных псевдоморфоз по оливину (20%), скоплений пластин флогопита (20%) замещенных лимонитом и погруженных в тонкочешуйчатую хлорит-серпентиновую массу. Скопления черных рудных зерен (50%) образуют агрегаты новообразованной натечности или реликтовой флюидальности.
В рельефе аномалия выражена слабо заметным понижением на фоне плоского водораздела. В ближайшем (3км) водотоке, ручье Осиновский, в шлихах обнаружены единичные зерна хромшпинелидов и ильменита.
Химический состав коровых образований (1 штуфная проба) представлен: SiO2 – 47,33%; ТiО2 - 0.72%; Аl2О3 - 13,0%; FеО – 0,32%; Fе2О3 – 10,29%; MnO – 0,11%; МgО – 7,28%; СаО – 1,33%; Na2O – 0,13%; К2О – 4,79% P2O5 – 0,18%; Cr2O3 – 0,02%; СО2 – 0,26%. Необходимо заметить, что образцы на химический анализ отбирались из бесструктурной коры выветривания, для которой характерны интенсивный вынос основных химических компонентов MgO, CaO и накопление малоподвижных компонентов SiO2, Al2O3. Например, глинистые образцы с коры выветривания кимберлитовой трубки им. XXIII съезда КПСС имеют весьма схожие показатели: SiO2 – 47,89%; TiO2 – 1,61%; Al2O3 – 23,50%; Fe2O3 – 15,60%; FeO – 0,39%; MnO – 0,11%; CaO – 1,69%; MgO – 3,82%; Na2O – 0,12%; K2O – 1,3%; Р2О5 – 0,09% [100].
По содержанию редких элементов трубочное тело Усть-Чапинского поднятия сопоставимо с кимберлитами Якутской провинции. Различия наблюдаются лишь в меньшем содержании кобальта – в 2раза, никеля, тантала и ниобия – в 10раз, а также более высокими содержаниями редкоземельных элементов.
Ряд локальных магнитных аномалий трубочного типа в пределах водосбора р.Тунги были заверены мелкими (25-30м) поисковыми скважинами (Угадов и др., 1983ф), которые вскрыли стволовые структуры, выполненные в одном случае метасоматитами с незначительной магнетитовой минерализацией, в другом флогопитовыми слюдитами, и в третьем случае латеритизированной корой выветривания с брекчиевидными обломками. К сожалению, в отчете данные опробования (и проводилось ли оно), а также минерального и вещественного состава пород не приводятся.
Небольшое количество классических минералов-спутников (пироп, пикроильменит) объясняется, скорее всего, нетрадиционностью коренных источников алмазов, либо тем, что рельеф предполагаемой области сноса довольно выположен и не располагает к интенсивному переносу минералов-спутников.
Учитывая благоприятную структурно-геологическую обстановку, Усть-Чапинское поднятие является весьма перспективным на открытие коренных источников алмазов.
Кроме вышеперечисленных перспективных площадей, в пределах Енисейского горста следует отметить ряд районов, где вероятность обнаружения коренных источников алмазов также высока, но слабая изученность позволяет отнести данные участки к разряду потенциально перспективных с большой долей условности. Прежде всего, это палеоподнятие расположенное на водоразделе рек Бол. Черная, Вороговка и левых притоков р. Чапа, где на северо-западном обрамлении палеоподнятия, в пределах Вороговского прогиба из золотоносных россыпей извлечено несколько кристаллов алмазов. Вероятно, свои коренные источники алмазов имеет участок среднего течения р Б.Пит (пос. Пит-Городок), расположенный в узле пересечения Большепитско-Кислоканской зоны скрытых разломов с Ишимбинским дизъюнктивом.
Зона скрытых разломов фундамента

Минерагеническая зона скрытых разломов фундамента трассируется вдоль долгоживущей Ковино-Кординской кимберлитоконтролирующей тектонической структуры север-северо-западного простирания, отчетливо проявленной в породах чехла (см. рис. 6). В пределах зоны известно два кимберлитовых поля (Чадобецкое и Тайгикун-Нембинское) мезозойского возраста, установлено значительное количество проявлений пород ультраосновного состава, объединенных в хушминский интрузивный комплекс, а также выделено несколько алмазоносных районов разной степени перспективности: Ково-Муринский – Макдонское поднятие (Иркутская область), Ковинский седловидный вал; Чадобецкий – Чадобецкое поднятие, Северо-Чадобецкий выступ (включающий в себя несколько локальных палеоподнятий: Лево-Енболакское, Право-Енболакское, Кривляковское и Мирюгинское) и Тычанский – Хушмуканский палеовыступ, Нижнее-Тычанское поднятие. Вероятно, потенциально перспективным является район узла пересечения Ковино-Кординской кимберитоконтролирующей зоны с Касско-Байкитским скрытым дизъюнктивом (20км севернее пос. Байкит), где в бассейне р. Вост. Гаинда установлено куполовидное поднятие, в ядре которого вскрываются силурийские отложения.
Наибольший интерес представляют площади в узлах пересечения Ковино-Кординской тектонической структуры с зонами скрытых разломов фундамента (Большепитско-Кислоканской и Ангаро-Сользоводской (АТМЗ)) северо-восточного простирания. Эти зоны глубинных разломов слабо выражены в породах чехла и картируются в основном по геофизическим и геохимическим данным. В узлах пересечения с Ковино-Кординским дизъюнктивом, зоны скрытых тектонических нарушений хорошо выделяются в виде сгущенных однонаправленных протяженных даек долеритов. Кроме того, Большепитско-Кислоканская зона контролирует расположение алмазоносных районов Большепитский, Тычанский, Таймура-Чунский, Илимпейский; а Ангаро-Сользаводская – Мотыгинский и Тарыдак-Енболакский участки.

Ково-Муринский алмазоносный район

Данный район пространственно сопряжен с южным флангом Ковино-Кординской кимберлитоконтролирующей структуры. В пределах алмазоносного района известны четыре разновозрастных промежуточных коллектора индикаторных минералов: нижнекаменноугольный (мурская толща и тушамская свита), средне-верхнекаменноугольный (катская свита), нижнеюрский (переяславская свита) и неоген-четвертичный. Наибольшие содержания минералов-спутников отмечается в нижнекаменноугольных отложениях мурской толщи. При формировании более молодых промежуточных коллекторов б;льшая часть минералов-индикаторов была переотложена из пород мурской толщи, что подтверждается сравнительным анализом морфологии и вещественного состава минералов.
Мурская пиропсодержащая толща сопоставляется с тушамской свитой достаточно условно. Она представлена, главным образом, олигомиктово-кварцевыми и кварцевыми песчаниками мощностью до 100м. Вне пределов Ковинской группы поднятий (Ковинской седловины) толща погружается под угленосно-терригенные отложения катской свиты среднего-вернего карбона, и далее под образования континентальной юры. Пиропы распределены по разрезу мурской толщи неравномерно, приурочиваясь, главным образом, к наиболее крупнозернистым песчаникам и разногалечным конгломератам. Концентрации пиропов в среднем составляет в пределах семидесяти знаков на шлиховую пробу, а иногда достигает 400 знаков [109]. Содержания хромшпинелидов в мурском коллекторе достигают весовых процентов. В шлихо-минералогической ассоциации мурского коллектора встречаются также пироп-альмандины эклогитового парагенезиса, рутил, коэсит и марганцовистый ильменит.
Размыв мурского коллектора привел к формированию обширного пиропового ореола в рыхлых четвертичных аллювиально-пролювиальных осадках. Пиропы содержатся практически во всех водотоках, дренирующих каменноугольные отложения. Концентрация кимберлитовых минералов в аллювии незначительная (1-5 зерен в пересчете на шлих объемом 20 л). Наиболее обогащены русловые отложения р.Тунины, где 50% шлихов содержат пиропы в количестве от 1 до 8 зерен на пробу. На площади ореола пиропы в целом однообразны. Размер зерен колеблется от 0,2 до 1-2 мм, преобладают весьма изношенные зерна округлой и овально-округлой форм.
По составу основная масса пиропов отвечает лерцолитовому парагенезису, при этом ассоциация отличается устойчивым содержанием глубинных гранатов с относительно высокими показателями Сг2О3 (до 14,1%) и низкими - СаО (менее 3,2%). Содержание пиропов алмазной ассоциации составляет 3,2%, с колебаниями по участкам от 1,9 до 5,95%. Хромшпинелиды по составу характеризуются широкими вариациями по содержанию Сг2О3, Al2O3 и TiO2, среди которых отмечены зерна алмазного парагенезиса.
По набору характерных признаков (низкое содержание зерен пиропов алмазной ассоциации, низкое содержание зерен с кноррингитом) ассоциация Ковинского ореола отличается как от высокохромистых парагенезисов Шушукского и Тарыдакского ореолов, пиропов среднепалеозойских высокоалмазоносных трубок Якутии, так и слабо- и неалмазоносных ассоциаций кимберлитов северных районов Якутии и Харамая. Вероятнее всего, ковинская ассоциация пиропов соответствует среднепалеозойским кимберлитовым объектам с умеренной степенью алмазоносности (Крюков, 1997ф).
Алмазы. Все находки алмазов приурочены к современным русловым отложениям. Алмазоносность аллювия р.Ковы связана, вероятно, с размываемым терригенным коллектором тушамской свиты. Выходы пиропсодержащих пород прослежены по р.Кове в качестве разрозненных участков на протяжении более 30км, а по р.Магдону (притоку р.Ковы) – более 15км.
В пределах Красноярского края алмазы установлены на трех участках крупнообъемного опробования из шести, где найдено 16 кристаллов общим весом 119,9 мг при среднем весе 7,5 мг. Наибольшее количество алмазов - 14 кристаллов весом 103,9 мг, найдено у устья р.Магдон, два алмаза у д.Костино. Почти все алмазы принадлежат классу -2+1мм (15 штук) и лишь один - классу -4+2 мм. Большая часть найденных кристаллов (13) имеет массу менее 10 мг. Кроме одного индивида (IV разновидность - оболочечный (желтая оболочка) октаэдр с бесцветным ядром) все алмазы относятся к I разновидности по Ю.Л.Орлову. Среди алмазов I разновидности преобладают типичные додекаэдроиды уральского (бразильского) типа - 7 штук, 4 кристалла переходного габитуса и 3 ламинарных ромбододекаэдра. Один алмаз представлен бесформенным обломком.
Почти все алмазы являются монокристаллами, и лишь два представлены двойниками по шпинелевому закону. На трех алмазах развиты скульптуры травления - шрамы, каверны, черепитчатая скульптура. Алмазы, главным образом, бесцветные прозрачные, один - соломенно-желтый, два - желтые, один дымчато-коричневый из-за пластической деформации. Включения графита характерны для 6 кристаллов. Степень сохранности ассоциации определяется семью целыми кристаллами и значительным содержанием битых камней, обломков и осколков.
По совокупности признаков описываемая ассоциация сходна с ассоциацией алмазов Ангаро-Илимского района Иркутской области. И та, и другая характеризуется доминированием додекаэдроидов уральско-бразильского типа.
Ково-Муринский перспективный район, значительная часть которого расположена на территории Иркутской области (см. рис. 5) и где исследования алмазоносности проводятся иркутскими геологами, в пределах Красноярского края остается слабо изученным, что не позволяет конкретизировать направления поисков коренных источников алмазов.


Тычанский алмазоносный район

С позиций алмазо-поисковых работ данный район является наиболее полно и всесторонне изученным в юго-западной части Сибирской платформы. По рекам «Тычаны» и «Чюня» известна самая протяженная (около 150км) непромышленная россыпь алмазов, из которой извлечено более ста кристаллов общим весом около30 карат. В результате многолетних алмазопоисковых работ в районе выделена наиболее перспективная на коренные источники алмазов Хушмуканская структура и Нижнее-Тычанское куполовидное поднятие, перспективы которого до конца не определены.
В тектоническом плане Хушмуканская перспективная площадь располагается в зоне сопряжения (флексурного перегиба) двух надпорядковых структур Байкитской антеклизы и Тунгусской синеклизы. По данным Нешумаева (1993ф) Хушмуканский выступ является структурой второго порядка и расположен в пределах крупной структуры первого порядка - Камовского свода (см. рис. 6). В пределах Хушмуканского выступа выделена сложнопостроенная структура третьего порядка с одноименным названием, которая обладает всеми признаками поля алмазоносных флюидизатов.
 Перспективность Хушмуканской структуры значительно повышает расположение ее в пределах пересечения Ковино-Кординской и Большепитско-Кислоканской зон глубинных разломов. Последняя в породах чехла проявлена слабо, очевидно вследствие того, что она не подновлялась в триасовое время, но хорошо выделяется по геофизическим данным. Она трассируется как продолжение известной Далдыно-Оленекской зоны в Якутии, контролирующей размещение Алакитского, Далдынского, Мунского и др. полей среднепалеозойских кимберлитов. В пределах Красноярского края эта зона включает ряд алмазоносных районов: Большепитский, Тычанский, Таймура-Чуньский и Илимпейский. В пределах Хушмуканской структуры зона проявлена в виде полосы, шириной порядка 10км, протяженных однонаправленных, прямолинейных даек и увеличенной мощностью трапповых силлов.
Хушмуканская структура представляет собой палеоподнятие, имеющее диаметр порядка 80-90км и по всему периметру окруженное алмазоносными коллекторами девон-нижне-каменноугольного возраста бассейнового происхождения (рис 12). Эпицентр Хушмуканской структуры представляет собой кальдерообразную область проседания диаметром 45-50км, имеющую блочное ступенчато-клавишное строение с погружением к центру, и заполненную континентальными угленосно-терригенными породами верхнего карбона и перми, туфогенными отложениями триаса, а также бассейновыми осадками юры и неогена общей мощностью до 150м. Отложения верхнего карбона в пределах прогиба залегают на самом нижнем горизонте нижнего ордовика – пролетарской свите, в то время как на обрамлении поднятия девон-нижнекаменноугольные породы залегают на верхнем горизонте нижнего ордовика – чуньской свите (левый борт р. Тычаны), и породах среднего ордовика - устьстолбовой свите (правый борт р. Тычаны). По периметру кальдеры широко развиты протяженные прямолинейные дайки, штоки и мощные (до 200м) силлы долеритов триасового возраста. Ранее, вследствие локального характера проводимых работ без применения методики палеореконструкций, Хушмуканская структура в породах чехла не выделялась как единое целое. Разными исследователями, работавшими по периферии палеоподнятия на сопряжении склонов поднятия и «кальдеры проседания», выделялись лишь мелкие поднятия (Шушукский горст, Средне-Тычанское поднятие, Хонкогская брахиантиклиналь и др.) окружающие область прогиба центральной части выступа, которые обособились в отдельные мелкие поднятия на современном этапе в результате неотектонических деформаций и геоморфологических факторов.
 

 
В центре «кальдеры» расположено Хушмуканское инверсионное поднятие диаметром 15-20км, образовавшееся за счет дальнейшего проседания краевых частей «кальдеры» в триасовое время, при стабильном положении центрального блока. Такой вывод основан на том, что отложения карбона и перми в пределах «кальдеры», имеют наиболее полные разрезы именно в центре этого поднятия, а периферия поднятия и краевые части «кальдеры» заполнены мощными туфогенными отложениями триаса и имеют сокращенные мощности позднепалеозойских пород (рис. 12). В пределах поднятия выявлена стволовая структура диаметром около 800м, оконтуренная кольцевой дайкой долеритов мощностью 10 – 15м и расходящимися маломощными (3 – 5м) радиальными дайками. Эпицентр структуры представляет собой котловину, заполненную мерзлыми болотными образованиями и редкими небольшими островками неогеновых конгломератов и гравелитов. В тяжелой фракции проб из этих отложений отмечено присутствие большого количества пикроильменита (до 3%), альмандина (до10%), циркона (до 20%, в том числе и трубочного генезиса), десятки знаков хромшпинелидов и единичные знаки пиропа, оливина, биотита.
Воспроизведение хронологии образования Хушмуканского выступа и кальдерообразного прогиба, посредством палеографических реконструкций, следует начинать с момента накопления чуньской свиты нижнего ордовика. В это время, благодаря коллизионным событиям в Алтае-Саянской области (закрытие Палеоазиатского океана) Сибирская платформа находилась в условиях мощного сжатия, в результате которого в пределах платформы начинают преобладать восходящие движения, способствовавшие формированию Камовского свода к концу ордовикского периода, а на месте современного Енисейского кряжа крупного Енисейского палеоподнятия. На время накопления чуньской свиты Камовский свод (вероятно и вся Байкитская антеклиза) представлял собой область прибрежного мелководья типа шельфа. Разрезы чуньской свиты на северном фланге Камовского свода носят явно регрессивный характер: в составе свиты сначала начинают преобладать песчанистые разности известняков и доломитов, которые впоследствии плавно заменяются мелкозернистыми песчаниками с известковым или доломитовым цементом. По составу песчаники преимущественно кварцевые (80 – 90%) с небольшим количеством глауконита (до 10%) и полевых шпатов (1 – 2%), а также хлорита, мусковита и гранатов. Часто песчаники окрашены окислами железа. Хорошая степень окатанности и минералогический состав песчаников позволяют отнести их к типичным шельфовым образованиям. Нельзя не обратить внимания на наличие в верхних частях разреза чуньской свиты пластов либо кварцитовидных песчаников, либо кварцитов черного цвета и мощностью до 1,5м, которые часто имеют многочисленные округлые пустоты размером до 5см заполненные мелкозернистым кварцевым песком, а также жеоды кальцита. Такие пласты, выявленные как на восточном (р. Дягдагакли) так и на западном (верхнее течение р. Танади) обрамлении Хушмуканского выступа, образовались, вероятно, за счет выноса подводными гидротермами кремнезема в морскую воду. Впоследствии продукты разрушения этих пластов являлись прототипом «фигурной гальки» (фото 11), которая в большом количестве присутствует в базальных горизонтах тычанской свиты (промежуточный коллектор). На понятии «фигурная галька» следует остановиться особо, так как она является важным звеном в понимании условий накопления осадков тычанской свиты, содержащих алмазы и минералы-спутники. «Фигурная галька» имеет причудливый вид с отрицательными формами рельефа и пустотами типа жеод. Края и ребра этих образований имеют чуть сглаженный, слабо окатанный облик. Сильно варьируют размеры «галек» от 3-5см до 30-40см. «Фигурная галька» носит «плавающий» характер, и присутствует не только в гравийно-песчаном базальном слое мощностью не более 30см, но и в вышележащих алевритовых осадках, создавая горизонты мощностью до 1м. По сути, она не является галькой в прямом понимании, как составляющая конгломератов. Скорее, это обломки склонового делювия, приокатанные в процессе сползания по склону и позднее пришлифованные в водной среде
 

с вялой гидродинамикой, что подтверждает гранулометрический состав коллекторных осадков, представленный преимущественно средне-, крупнозернистыми песчаниками, реже мелкозернистыми гравелитами с глинисто-карбонатным цементом. Присутствие такой псевдогальки в базальных горизонтах тычанской свиты подтверждает факт существования резкого нарушения гравитационного баланса, возникшего непосредственно перед началом осадконакопления пород свиты. Другими словами, имело место значительное вздымание пород и образование относительно крутых склонов, способных перемещать крупно-глыбовый материал вниз по склону.
С конца среднего ордовика вплоть до верхнего девона включительно на северном склоне Камовского свода господствовали процессы денудации и корообразования. Размыв песчаников чуньской свиты на Камовском своде способствовал образованию у подножия свода в среднем ордовике мощных толщ кварцевых песчаников байкитской свиты, которые отличаются от чунских отсутствием карбонатного цемента и наличием прослоев и линз гравелитов. По сути, песчаники байкитской свиты представляют собой крайний член макроритма регрессирующего морского бассейна, который венчают континентальные бассейновые алевритовые отложения устьстолбовой свиты (О2).
Раннегерцинская активизация тектоно-магматических процессов в фаменском веке спровоцировала образование ряда купольных структур, в том числе и Хушмуканского выступа. С этим периодом развития связаны проявления алмазоносного кимберлитового магматизма на Сибирской платформе.
Магматическая активность этого периода в пределах Хушмуканского выступа подтверждает выявленное скважинами на поисковом участке «Сунгтапчу» (северное крыло структуры) эруптивное тело девонского возраста [116]. Возраст пород определяется по взаимоотношениям с вмещающими породами: 1. вулканокластические образования с перемывом перекрываются угленосными осадками среднего-верхнего карбона (чинокская свита); 2. в базальных горизонтах девон-нижнекаменноугольных отложениях тычанской свиты, расположенных вблизи от эруптивного тела, обнаружены продукты его разрушения.   Эруптивное тело выполнено вулканокластическими породами, среди которых выделяются грубо- и мелкообломочные туфы и ксенотуфы. Обломочный материал представлен в основном неизмененными известковистыми песчаниками, алевролитами, глинистыми известняками и угловатыми зернами кварца. Реже встречаются сильно измененные обломки «лейстовых» метабазальтов и автолитовые обломки гиалобазальтов. Химическим анализом установлены следующие содержания породообразующих окислов:  SiO2 – 44,31-51,73%; TiO2 – 1,17-1,61%; Al2O3 – 14,02-15,59%; Fe2O3 – 6,60-7,50%; FeO – 4,65-6,10%; CaO – 3,38-5,66%; MnO – 0,06-0,11%;  MgO – 13,62-14,50%; Na2O – 0,72-1,10%;  K2O – 2,08-2,81%; Р2О5 – 0,14-0,17%.
 Образование крупной купольной структуры инициировало интенсивный снос песчаного материала, обломков кварцитов чуньской свиты и продуктов разрушения транспортеров алмазов в палеопонижения у подножия поднятия. Накопление сносимого материала происходило в мелководных бессточных водоемах типа озер, окружавших Хушмуканский купол и имеющих большое количество участков островной суши (тычанская свита). Отсутствие площадного распространения грубозернистых пород коллектора в подошве тычанской свиты, и их малая мощность говорят об отложении этих осадков в условиях подводных банок и локальных отмелей. На площадях между банками на ордовикский цоколь ложатся так называемые «икряные» песчаники, 90-95% объема которых занимает глинисто-карбонатный цемент и лишь 5-10% приходится на хорошо окатанные зерна кварца размером до 1мм.
 В это время мощность отложений чуньской свиты в эпицентре Хушмуканского выступа не превышала 20 – 30м. Такой вывод основан на том, что на обрамлении выступа мощность чуньской свиты, перекрытой девон-нижнекаменноугольными отложениями, составляет 30 - 40м в верховьях р. Танади и 10 – 20м в бассейне р.Дягдагакли. Если учесть, что мощность подстилающей пролетарской свиты в центре поднятия составляет 110м, при максимально известной мощности в 140м, то эрозионный срез, на момент начала формирования кальдерообразного прогиба (С2), не превышал 50м. То есть были размыты остаточная мощность чунской свиты – 20-30м, и верхние горизонты пролетарской свиты – 20-30м. Небольшой уровень эрозионного среза Хушмуканского выступа определил маломощность продуктивного горизонта тычанской свиты.
В среднекаменноугольной эпохе, севернее от описываемого района, территории испытывали значительное погружение, и как следствие происходила быстрая трансгрессия морского бассейна с активной гидродинамикой. В прибрежной волноприбойной зоне отлагаются крупногалечные конгломераты и железистые крупно- среднезернистые песчаники (нижнее течение р. Тычаны и р. Чюня) с обломками коралловых построек (суриндинская свита). Изломанная береговая линия и расчлененный рельеф способствуют возникновению мелководных заливов и полузакрытых лиманов с относительно менее активной гидродинамикой (р.р.Танади, Камдакит, Шушук). Часть ранее существовавших бассейновых тычанских осадков, оказавшихся в зоне действия прибоя, подверглись полному перемыву, что наблюдается на северном склоне соседнего Нижне-Тычанского палеоподнятия, которое находилось на более низком гипсометрическом уровне. Отложения девон-каменноугольных бассейнов, окружавших Хушмуканскую структуру, подверглись воздействию вод суриндинского моря лишь в заливах и лиманах, где накапливались средне- и мелкозернистые пески. Например, отложения Танади-Копчеринского бассейна на северном фланге сохранились лишь в виде линз и перекрыты железистыми среднезернистыми песчаниками суриндинской свиты, содержащими «фигурную гальку» тычанского коллектора. В бассейне р.Камдакит, в правом борту, залегают суриндинские песчаники, которые имеют признаки перемыва глинистых осадков тычанской свиты в виде выклинивающихся маломощных прослоев алевролитов, в то время как в левом борту залегают породы тычанской свиты. На восточном обрамлении Хушмуканской структуры, в бассейне рек Шушук и Дягдагакли песчаники суриндинской свиты (ранее ошибочно относимые к тушамской свите) также перекрывают линзующиеся отложения девон-нижнекаменноугольных осадков (ранее эти отложения выделялись как шушукская свита), имеют площадной характер распространения и содержат алмазы. Характерно, что базальные песчаники суриндинской свиты в этой части района имеют «крапчатый» облик за счет содержания, кроме молочно-белых зерен кварца, еще и черные зерна кварцитов. Очевидно, что появление зерен кварцитов объясняется размывом пластов кварцитовидных песчаников (зернистых кварцитов) темно-серого и черного цвета из отложений чуньской свиты, которые сохранились до настоящего времени в бассейне р. Дягдагакли. Горизонт «крапчатых» песчаников мощностью около 1м присутствует в отложениях тычанской свиты (примерно в средней ее части) в правом борту р.Тычаны, очевидно являющийся последствием кратковременного влияния суриндинского морского бассейна на область накопления континентальных осадков тычанской свиты. Продолжительность морского режима в среднекаменноугольной эпохе была относительно кратковременной. Существовавшее море быстро обмелело, и в верхних горизонтах обоих свит начинают отлагаться схожие по вещественному составу осадки регрессивного характера: алевропесчаники выше по разрезу плавно переходят в алевролиты и аргиллиты. В верхних горизонтах тычанской свиты исчезает карбонатный цемент. В верхних частях разрезов обоих свит появляются признаки угленосности и далее согласно, с постепенным переходом, они перекрываются угленосными осадками чинокской свиты (С2-3).
В начале среднекаменноугольного времени в сводовой части Хушмуканской структуры заложился компенсационный прогиб (см. рис. 12), что привело к консервации транспортеров алмазов. Тенденция к прогибанию продолжалась вплоть до юрского периода, но она была неравнозначной в разное время и на разных участках «кальдеры». Так, эпицентр прогиба имел наибольшую амплитуду опускания в конце палеозоя и как следствие, был компенсирован мощными (до 100м) континентальными осадками верхнего карбона и перми, в то время как в краевых частях «кальдеры» мощность верхнекаменноугольных отложений не превышала 10 – 25м, а осадки пермского периода отсутствовали вообще. В конце пермского периода в пределах прогиба проявилась блочная тектоника, в результате которой значительным погружением подверглась периферия прогиба, при статичном положении центрального блока (см. рис. 12). Впоследствии краевые части «кальдеры» были заполнены мощными (до100м) туфогенными образованиями нижнего триаса. Центральный блок преобразовался в инверсионное поднятие размером 15-20 км. Кольцевой характер кальдерообразного проседания предопределил внедрение мощных (до 200м) трапповых силлов и даек по периметру «кальдеры». Чашеобразный прогиб способствовал сохранению от эрозии больших площадей отложений юрского периода, чего не наблюдается за пределами Хушмуканской структуры.
Все промежуточные коллектора девон-нижнекаменноугольного возраста, обрамляющие Хушмуканский выступ, (Танади-Копчеринский, Тычанский, Шушукский) имеют в основном хромшпинелид-пироповый состав и различаются составом, содержанием и типоморфностью пиропов, отражающих условия накопления коллекторов и характеристические признаки коренных источников. Морфологические характеристики и степень износа пиропов и хромшпинелидов, а также гранулометрический состав пород коллекторов однозначно интерпретируются как следствие длительного истирания минералов в мелководных бассейнах с вялой гидродинамикой в условиях с возвратно-поступательным режимом, соответствующим условиям накопления в пределах прибрежных отмелей или подводных банок, что исключает возможность определения дальности переноса от коренных источников. Исключает вероятность дальнего переноса мелководный застойный характер существовавших водоемов, а также изрезанная береговая линия.
Тычанский коллектор опробован на семи участках: Олонокон, Сунгтапчу, Бугарикта, Кирамкима, Рыльгокта, Ханули и Камдакит. Из индикаторных минералов кимберлитов повсеместно преобладают лиловые пиропы и железистые пироп-альмандины оранжевой и красной гаммы, значительно реже устанавливаются хромшпинелиды и алмазы при полном отсутствии пикроильменита, что вероятно объясняется либо его низкой абразивной устойчивостью, которая примерно на порядок уступает пиропу, либо ламроитовым составом транспортеров. Например, в трубке Аргайл (Австралия) пикроильменит отсутствует вообще, присутствующий ильменит содержит MgO<1%, но повышенные содержания MnO (до 7%).
Содержание пиропов в гравелитах коллектора не превышает 3-5 зерен на 10кг пробу. Размер их ограничен пределами одного класса - 2+1мм при единичных зернах менее 1 и крупнее 2мм. Форма зерен пиропов и хромшпинелидов идентична на всех участках коллектора – округлая (20-30%) и овальная (50-70%), отражающая высокую степень окатанности в водной среде. По составу пиропы лиловой гаммы (более 1000 анализов) характеризуются преобладанием лерцолитового парагенезиса и резко подчиненной ролью верлитового и дунит-гарцбургитового парагенезиса (по Дж. Доусону составы пиропов соответствуют группам №№ 1, 2 и 9). Содержания пиропов алмазной (правильнее кимберлитовой) ассоциации (группа №10 по Дж. Доусону) колеблются по участкам от 0 до 2,2%. Хромшпинелиды из коллектора также практически не имеют составов «алмазной» ассоциации (Cr2O3;62%, TiO2<1%, Al2O3<8%). Содержания окиси хрома основной группы хромшпинелидов варьируют в пределах 33-44%, окиси алюминия – 19-32%, окиси титана – 0,2-0,9%. Следует отметить, что по данным многих исследователей [84, 96 и др.] отмечается крайне разнообразный химический состав хромшпинелидов, даже в пределах одной трубки. Например, в трубке «Мир» содержания Cr2O3 в хромшпинелидах варьируют в пределах 18,5 – 64,6%; Al2O3  3,83 – 51,5%; TiO2 0,01 – 4,24% (данные Н.В.Соболева), для трубки «Аргайл» характерны следующие содержания Cr2O3 – 52,93-60,49%; Al2O3 – 3,65-12,57%; TiO2 – 2,84-3,48% [26].
Среднее содержание алмазов в Тычанском коллекторе составляет 13,7мг/т. Максимальное содержание установлено на участке Ханули – 229,47мг/т. Самые крупные алмазы весом 259,2мг и 222,6мг найдены в аллювиальной россыпи р.Тычаны (близ устьев рек Кирамкима и Ханули соответственно), которая сформировалась за счет размыва пород тычанского коллектора. Средний вес кристаллов коллектора равен 23,4мг, а в россыпи этот показатель повышается до 50,9мг.
Шушукский коллектор изучался на четырех участках: Галечный, В.Хоикта, Дягдагакли и Верх.Шушук. К сожалению, детальному изучению и опробованию подверглись лишь базальные песчаники суриндинской свиты (ранее тушамской). Нижние горизонты девон-нижнекаменноугольных отложений (шушукская свита), соответствующих нижнему тычанскому уровню, остались практически не опробованными. Тем не менее, единичными протолочками установлена слабая пиропоносность (1 – 2 зн. на 10кг пробу) этих отложений. Необходимо отметить, что отложения шушукской свиты, очевидно, не были подвержены воздействию водной среды или, по крайней мере, очень незначительному. Совместно с хорошо окатанными зернами кварца (очевидно переотложенными из чуньской свиты) присутствует и мелкообломочный материал слабой степени окатанности, имеющий угловатую форму и представленный в основном кварцем и микрокварцитами, реже роговиками и обломками глинистых пород. В глинисто-карбонатном цементе присутствуют лимонит и каолин. Породы свиты не имеют широкого площадного распространения и установлены лишь на локальных участках. Отложения шушукской свиты с размывом перекрываются бассейновыми осадками суриндинской свиты, базальные горизонты которой имеют высокую пиропоносность. Содержание пиропов в базальных песчаниках достигает 100 зерен на 10кг пробы, а в отдельных шлихах из аллювия установлено до 150 зерен на лотковую пробу. Мощность песчаникового основания свиты увеличивается в северо-восточном направлении от 0,5 до 14,8м, в то время как пиропоносность уменьшается вверх по разрезу по мере уменьшения песчанистости отложений. Повышенная пиропоносность, угловато-округлая и округло-уплощеная форма пиропов, а также небольшой размер зерен (0,3 – 0,6мм, редко до 1мм) объясняются, вероятно, вторичным раскалыванием в результате неоднократного переотложения и частичным обогащением в условиях прибрежной отмели. Отмечается также высокая степень гранулометрической сортировки пиропов, размерность которых совпадает с размером основных терригенных компонентов осадков, что свидетельствует не столько о дальности и длительности переноса, сколько об устойчивой динамической среде накопления материала. Цветовая гамма представлена тремя группами пиропов, из которых преобладают лиловые с различной интенсивностью окраски, им подчинены розово-красные и меньше оранжево-желтые пиропы. Вещественный состав изучен только у пиропов лиловой группы. По составу пиропы коллектора характеризуются высокой хромистостью и магнезиальностью, низким содержанием кальция. Содержание окиси хрома колеблется от 1,97 до 11,8%, кальция от 0,4 до 8,57%. По соотношению оксидов кальция и хрома 12% пиропов относятся к алмазной ассоциации (группа №10 по Дж. Доусону). Алмазы (5шт.), размером от 0,2 до 1,2мм, извлечены только из аллювиальных и делювиальных отложений в полях распространения нижне- среднекаменноугольных осадков и представлены обломками и осколками кристаллов октаэдрического габитуса. Вещественный состав и морфологические особенности хромшпинелидов этого коллектора не изучались.
Танади-Копчеринский коллектор изучался на трех участках: на левобережье верхнего течения р. Танади, на правобережье верхнего течения р. Танади и в верховьях р. Копчеры. В правом борту р. Танади коллектор представлен небольшой (30 – 40м в диаметре) линзой-останцом мощностью до 1,5м (полный разрез тычанской свиты отсутствует), с размывом перекрытой железистыми песчаниками суриндинской свиты. Повышенная пиропоносность (40зн. на 10кг пробу) установлена как в гравелитах с глинисто-карбонатным цементом базального типа тычанской свиты, так и в железистых песчаниках с цементом контактового типа суриндинской свиты. Отложения обоих свит содержат «фигурную гальку» кварцитов. Пиропы имеют угловато-окатанную форму и размерность преимущественно 0,5мм. По соотношению оксидов кальция и хрома 22% пиропов относится к «алмазной» ассоциации. Вещественный состав хромшпинелидов не изучался. Другие минералы-спутники, равно как и алмазы не установлены.
В левом борту р.Танади линза гравелито-песчаников тычанской свиты залегает на пласте толстоплитчатых кварцитов чуньской свиты мощностью от 70см до 1,0м. При выклинивании линзы гравелитов пласт кварцитов перекрыт оолитовыми известняками. Содержание пиропов низкое – 1-2 зерна на 10кг пробу. Аналогичные содержания пиропов установлены и в коллекторе верхнего течения р. Копчера. Следует отметить, что на западном обрамлении Хушмуканского выступа вещественный состав хромшпинелидов изучался в пробах из аллювия среднего- верхнего течения р. Корда. Отмечено наличие группы хромшпинелидов повышенной хромистости (Cr2O3 – 53-63%, Al2O3 – 5-16%, TiO2 – 0,1-0,3%), которая составляет 20% от всего количества изученных зерен.
Юг-юго-западный фланг Хушмуканского выступа представляет собой седловидный вал, находившийся в девон-нижнекаменноугольный период на более высоком гипсометрическом уровне, и поэтому осадконакопление здесь началось лишь в позднем карбоне. Отложения этого периода представлены делювиально-пролювиальными склоновыми осадками (чандымбинские слои С2-3) плохой сортировки, слабой окатанности терригенного материала и содержат алмазы, пиропы, хромшпинелиды и пикроильменит. Данный коллектор имеет признаки более близкого переноса (либо отсутствия волноприбойных условий) алмазов и минералов-спутников, такие как разноразмерность алмазов (1мг и 153мг) и пиропов, угловатые формы и резорбированные поверхности минералов-спутников, лейкоксеновая «рубашка» на зернах пикроильменитов, фрагменты келифитовой каймы у пиропов, идеально сохранившаяся октаэдрическая форма хромшпинелидов.
В 27,5 км восточнее от чандымбинского коллектора, в бассейне р. Прав. Чирикэ, выявлены инъективные породы, представляющие определенный поисковый интерес и поэтому данные образования более подробно рассмотрим ниже.
Флюидно-инъективные образования участка «Чирикэ». Сложившийся за долгие годы алмазопоисковых работ, стереотип о коренных источниках алмазов только кимберлитового или лампроитового состава полностью исключил вероятность существования, каких либо альтернативных транспортеров алмазов, в результате чего оказались без должного внимания флюидизатно-эксплозивные и инъективные породы иного состава. В тоже время, в настоящий момент промышленные содержания алмазов (помимо кимберлитов и лампроитов) обнаружены в минеттах (Канада), в инъективных филлитах (Бразилия) и «туффизитах» (Зап. Урал). Кроме того, алмазы обнаружены в эксплозивных пикритах (Австралия), карбонатитах (Испания) и многих других щелочных базальтоидах и ультрабазитах мира. Объяснение такому многообразию алмазосодержащих пород, по нашему мнению, дает газово-флюидная модель образования различных транспортеров алмазов, которая свидетельствует о перспективности некимберлитовых флюидизатно-эксплозивных образований в отношении коренной алмазоносности.
Инъективные образования, подобные уральским «туффизитам» (вишериты) в середине 90-х годов выявлены и на юге Сибирской платформы в Тычанском алмазоносном районе, в результате чего возникла необходимость провести сравнительный анализ между этими породами двух регионов.
Согласно появившимся в последнее десятилетие многочисленным публикациям о коренных источниках алмазов нового типа в пределах западного Приуралья, «туффизиты» содержат высокобарические минералы (в т.ч. коэсит и стишовит), а также собственно алмазы, часто имеющие примесь лонсдэлеитовой составляющей. Спорадически в породах встречаются пиропы лилового цвета.
Формирование флюидизатно-эксплозивных «туффизитов» предварялось становлением горст-антиклинальных поднятий и сопровождалось образованием диатрем, дайково-жильных (фото 12) и силлоподобных тел [79, 80].

 

Тела «туффизитов» секут вмещающие их осадки и имеют с ними резкие контакты. В раздувах дайковые тела «туффизитов» ветвятся, образуя штокверкообразную серию апофиз и прожилков мощностью 3 – 5см. «Туффизиты» характеризуются крайней степенью автометасоматической аргиллизации и относятся к высококалиевым метасоматитам глинистого состава, содержащих когерентные и некогерентные элементы, характерные для пород кимберлит-лампроитового ряда. В кварце некоторых «туффизитов» установлено широкое развитие признаков ударного метаморфизма в виде четко проявленных планарных элементов [62]. Нередко «туффизиты» имеют брекчированные участки, сложенные обломками кварца, кварцевых песчаников, алевролитов и сцементированные слюдисто-глинистой массой. Отличительной особенностью внутреннего строения тел «туффизитов» является наличие флюидальных текстур. Для «туффизитов» характерны сильно лимонитизированные участки с зональными конкрециями лимонита. Химический состав «туффизитов» характеризуется следующими показателями: SiO2 – 53,14%; TiO2 – 0,59%; Al2O3 – 26,42%; Fe2O3 – 0,41%; FeO – 2,28% (участками до 39,25%); Cr2O3 – 0,61%; CaO – 0,45%; MgO – 2,57%; K2O – 9,57% [104]. Так как понятие «туффизиты» в классическом понимании, которое вкладывали в него Г. Клоос и Д. Рейнольдс, не соответствует модели образования уральских флюидизатов, было предложено название «вишериты» по названию района, в котором они выявлены впервые.
Нельзя не отметить значительное сходство уральских «туффизитов» (вишеритов) с бразильскими высокоалмазоносными филлитами. Последние также встречаются в виде секущих дайково-жильных тел с многочисленными апофизами во вмещающие их кварциты и песчаники. Участками дайки филлитов брекчированны и имеют флюидальную текстуру. Брекчии сложены исключительно обломками вмещающих пород. Основная масса филлитов почти целиком состоит из серицита и небольшим количеством турмалина. Для филлитов также характерны зональные конкреции лимонита, именуемые «рыбий глаз». Верхние выветрелые части филлитовых даек каолинизированы на глубину до 20 м. Филлиты относятся к высококалиевым породам (К2О до 11%). Многие исследователи, исходя из химического состава филлитов (SiO2 – 44-48%; TiO2 до 1,5%; Al2O3 – 27-39%; Cr2O3<0,03%; MgO до 4,5% [38]), считают их сильно метаморфизованными производными габбровой или диабазовой магмы. Как в филлитах, так и в «туффизитах» алмазы представлены в основном кристаллами додекаэдрического габитуса, причем преобладают округлые додекаэдроиды (бразильский – уральский тип). В обоих случаях значительно преобладают алмазы мелкой размерности (0,5 – 1 карат), но с высокими ювелирными качествами. Крупные кристаллы (до 10 карат) крайне редки. Любопытен и тот факт, что в уральских алмазах практически 90% включений гранатов представлены оранжевыми пироп-альмандинами, а в бразильских филлитах высокохромистые пиропы отсутствуют вообще.
На юге Сибирской платформы инъекции аналогичных туфоподобных образований, условно названными щелочными пикритовыми базальтоидами, впервые выявлены геолого-съемочными работами в 1993г. на южном обрамлении Хушмуканского выступа (р. Чирикэ), в пределах Тычанского алмазоносного района. В 1995г. аналогичные породы были встречены в бассейне левого притока ручья Болак системы Лев.Енболака (периферия Енболакского поднятия), где данные породы имеют более широкое распространение.
На южном крыле поднятия в бассейне р. Прав. Чирикэ, выявлено инъективное «тело» диаметром около 45м, щелочных пикритовых базальтоидов, представляющее собой систему маломощных даек и мелких ветвящихся прожилков. Вероятно ранее «тело» представляло собой своеобразный штокверк типа «волосяной шапки», который впоследствии был частично размыт и перекрыт терригенными осадками верхнего карбона. В настоящее время сохранились лишь крайние жилы под мульдообразно залегающими отложениями верхнего карбона (рис. 14).

 
Образование подобных «волосяных шапок» над слепыми кимберлитовыми телами веретенообразной формы, известно в Южной Африке. Над верхними субгоризонтально залегающими частями жил развита кора выветривания, представленная сначала желтой глиной с пятнами и прослоями ржаво-бурого цвета, а затем голубовато-серой глиной также с прослоями ржаво-бурого цвета. Ниже кора плавно переходит в сильно выветрелые, слабо литифицированные разности голубовато-, зеленовато-серого цвета, имеющие мелкозернистую текстуру. По трещинам наблюдается развитие марганцевого дендрита. Более свежие литифицированные разности, подсеченные скважинами на глубинах пять и более метров, имеют облик пелитовых туфов светло-коричневого цвета, массивную текстуру с редкими, мелкими миндалинами белого вещества (цеолит?). Иногда наблюдаются редкие, мелкие (до 3см) ксенообломки вмещающих пород (кварцевые песчаники О1) и шлировые обособления (вероятно это тоже ксенолиты) голубых оливинитов и пикритовых порфиритов (кимберлитоподобных пород по определению О.А.Дюжикова). Вмещающими породами являются песчанистые доломиты нижнего ордовика. На северном фланге мульды жила выветрелых пикритовых базальтоидов сечется маломощной (менее 2м) дайкой долеритов триасового возраста, которая оказывает на них термальное воздействие в виде ороговикования. При пересечении даек щелочных базальтоидов крупными силлами траппов наблюдается образование мощных (до 10м) зон метасоматоза.
Петрографический состав щелочных пикритовых базальтоидов представлен:
 1. Оливином двух генераций (30 – 50%). Оливин I генерации – кристаллы размером 3-4мм замещенные серпентином, часто раздробленные с включениями оливиновых псевдоморфоз II генерации и мелких призматических зерен плагиоклаза. Оливин II генерации представлен порфировыми выделениями серпентинизированных псевдоморфоз оливина размером 0,2-0,5мм.
 2. Мелкими ксеноморфными зернами и крупными призмами (до3мм) серпентинизированного моноклинного пироксена (диопсид, Тi-авгит) - 15%.
 3. Лейстами и призматическими зернами плагиоклаза (лабрадор) размером до 0,5 мм, нацело замещенных серпентином – 5-20%.
 4. Рудными минералами до 5%.
 5. Вмещающей массой (25-50%), представленной пятнистым серпентином, монтмориллонитом, хлоритом, биотитом и множеством мелких рудных зерен. Встречаются также ксенообломки кварцевых агрегатов и скопления тонкоагрегатного сфена.
Структура пород порфировая или кластопорфировая.
Химический состав базальтоидов характеризуется следующими показателями: SiO2 – 41,83-48,11%; TiO2 – 1,40-1,75%; Al2O3 – 19,34-24,5%; Fe2O3 – 4,77-15,28%; FeO – 0,25-0,43%; MnO – 0,01-0,16%; CaO – 0,91-1,58%; MgO – 4,65-5,34%; Na2O – 0,09-0,16%; K2O – 1,5-2,87%; Р2О5 – 0,063-0,09%. Необходимо отметить, что образцы на химический анализ отбирались из бесструктурной коры выветривания, для которой характерны интенсивный вынос основных химических компонентов MgO, CaO и накопление малоподвижных компонентов SiO2, Al2O3.
Минералогическим анализом проб протолочкек (10кг) установлено наличие моноклинного пироксена – 90%, гематита и лимонита – 9%, магнетита – 0,5%. Наблюдаются также большое количество хромшпинелида (до 1%), небольшое количество ильменита (до 0,5%),циркона (доли %) и единичные зерна пиропа (1 зн.), альмандина, муассанита, оливина, рутила, корунда, апатита, пирита. Вещественный состав минералов не изучался. Спектральным анализом определены слабо повышенные содержания хрома, кобальта, ванадия и никеля.
Ксенообломки (или шлиры) оливинитов сложены крупными (2-3мм) зернами оливина, которые составляют 80% общего объема породы. Все зерна имеют свой характерный облик (вытянутый шестигранник) и разбиты грубыми трещинами, по которым развивается иддингсит. По оптическим свойствам оливин близок к форстериту. Ромбический пироксен составляет около 10% общего объема породы и заполняет промежутки между зернами оливина. Остальной объем приходится на хлорит-серпентиновую массу и мелкие зерна биотита и рудного минерала (пирит, магнетит), которые выполняют интерстиции между зернами оливина.
Ксенообломки (шлиры) пикритовых порфиритов сложены вкрапленниками I генерации – 10%, вкрапленниками II генерации – 40% и основной массой – 50%. Вкрапленники I генерации представлены свежими груботрещиноватыми зернами оливина (5%) размером до 5мм, и призматическими зернами моноклинного пироксена(5%) размером до 7мм. Вкрапленники II генерации представлены мелкими (0,5мм) изометричными зернами оливина (35%) со сглаженными очертаниями и нацело замещенными серпентином, а также небольшим количеством (5%) мелких зерен моноклинного пироксена. Основная масса состоит из вулканического стекла (40%), в основном замещенного серпентин- хлорит- тальковой чешуйчатой массой; плагиоклаза (5%); рудных минералов (5%) и единичных чешуек флогопита. Структура пород порфировая.
Перекрывающие терригенные осадки представлены сверху вниз: дезинтегрированными углистыми алевролитами с маломощными прослоями мелкозернистых песчаников и отпечатками растительности мощностью до 3м. Далее алевролиты плавно переходят в алевропесчаники, мелкозернистые песчаники и среднезернистые песчаники. По составу песчаники преимущественно кварцевые с небольшим количеством полевых шпатов и детритом углистого вещества. Песчаный материал хорошей и средней степени окатанности, изредка встречаются слабо окатанные обломки кварцитов размером до 20см. Тяжелая фракция шлихов из протолочкек (по 10кг) представлена ильменитом – до 50%, турмалином – до 10%, хромшпинелидом – до 10% цирконом – до 10%, Альмандином – до 8%, Рутилом – до 5%, ставролитом – до 5% а также небольшим (< 0,5%) количеством магнетита, моноклинного пироксена и лимонита. Единичными знаками встречаются гроссуляр, сфен, пирит, лейкоксен брукит, тремолит, дистен и пиропы (до 2зн. на 10кг пробу). Пиропы мелкие (0,5мм), неокатанные, лилового и фиолетового цвета. Хромшпинелиды представляют собой мелкие (0,1 – 0,3мм) идеальные октаэдры или их обломки. Химическим анализом хромшпинелидов установлены следующие содержания основных окислов: Cr2O3 – 36,75-37,19%, Al2O3 – 18,75-19,30%, TiO2 – 1,37-1,48%. Следует отметить, что небольшая часть (ед. зн.) цирконов имеет признаки трубочного генезиса.
Позже в 1995г значительное по площади (3;2км) поле развития аналогичных щелочных пикритовых базальтоидов зафиксировано в верховьях левых притоков р.Болак. Здесь протолочками установлено повышенные содержания пиропов (8-11 зерен на 10кг пробу). В пределах распространения щелочных пикритовых базальтоидов, в верховьях р.Болак и его левых притоков, донным опробованием установлен орел рассеяния бора, лития, и калия (А.Н.Донов, Г.А.Мкртычьян,1999.ф).
Возраст пород определяется по взаимоотношению базальтоидов с вмещающими породами. В одном случае (уч. Чирикэ) базальтоиды размываются и перекрываются терригенными осадками верхней пачки нерасчлененной чинокской свиты (С2-3;n); в другом (уч. Болак) - они выполняют трещины со значительным вертикальным смещением в алевритовых отложениях уже нижних горизонтов упомянутой свиты и перекрываются терригенными осадками пермского возраста или туфогенными отложениями триаса. Таким образом, возраст щелочных базальтоидов можно принять как ранне-среднекаменноугольный. Именно в это время в эпицентре Хушмуканского выступа (вероятно и Енболакского) начал формироваться кальдерообразный прогиб [49].
В обоих случаях поля флюидизатов приурочены к крыльям антиклинальных структур с блочно-клавишным строением вмещающей рамы и расположены в непосредственной близости от узлов пересечения крупных глубинных тектонических зон (Ковино-Кординскую зону пересекают в одном случае Большепитско-Кислоканская, в другом Сользаводская зоны глубинных разломов), контролирующих размещение алмазоносных коллекторов и полей кимберлитового магматизма.
 По характеру выполнения трещин и текстурно-структурным особенностям пород щелочные пикритовые базальтоиды, по нашим представлениям, являются флюидизатно-эксплозивными образованиями, вероятно, аналогичными алмазоносным «туффизитам» (вишеритам) Урала.
Образование дайковых и штокверковых флюидизатно-эксплозивных образований сопряжено с внедрением в эластичные отложения чехла газово-флюидного диапира мантийного происхождения и образованием куполовидных поднятий. По мере выхода газовых флюидов на дневную поверхность с формированием кустов диатрем, в эпицентре купольной структуры образуется кальдерообразное проседание и происходит выдавливание остаточных грязеобразных флюидов по периферии поднятий.
Похожая ситуация описана А.Я. Рыбальченко на Среднем Урале [80], где в пределах Яйвинской флюидизатно-эксплозивной структуры, приуроченной к сочленению глубинных тектонических структур, выявлено Талицко-Благодатское туффизитовое поле. «Туффизиты» представлены участками сгущения дайковых тел и штокверками, осложненными маарами. Рудные «узлы» размером до 1,5;2,5км приурочены к ядру и крыльям Благодатской антиклинали, имеющей блочно-клавишное строение, и располагаются на пересечении кольцевых и линейных разломов. Распределение алмазов в «туффизитах» весьма неравномерное и носит хаотичный, гнездово-шлировый характер. Средние содержания алмазов по рудным телам колеблются от 1,5 до 29,75мг/м3. Всего из «туффизитов» поля извлечено более 200 кристаллов весом от первых мг до 3,5карат.
Таким образом, проведя сравнительный анализ пород двух регионов, перспективных на наличие коренных источников алмазов «нетрадиционного» типа, можно сделать следующие выводы:
1. Как вишериты («туффизиты») Западного Урала, так и щелочные пикритовые базальтоиды юга Сибирской платформы, с которыми предполагается возможная алмазоносность, являются производными флюидно-эксплозивных процессов.
2. Отмечаются общие черты сходства этих образований, как по петрологическим, так и геохимическим, минералогическим, петрографическим показателям.
3. Развитие этих пород происходит в сходных геолого-структурных условиях как на территории Приуралья, так и на юге Сибирской платформы.
4. Щелочные пикритовые базальтоиды являются не только сигнальными породами, оконтуривающими поля диатрем – транспортеров алмазов, но и сами могут содержать алмазы, как это имеет место в вишеритах.
Данные породы заслуживают пристального внимания при проведении геолого-поисковых работ или постановке тематических исследований.

Нижне-Тычанское поднятие выделяется по выходу на дневную поверхность пород нижнеордовикского цоколя. Обрамление поднятия сложено карбонатными отложениями среднего ордовика и терригенными осадками карбона. Перспективность поднятия определяет алмазоносность нижнего течения рек Тычаны и Чюня на северном крыле поднятия, а также выявленный промежуточный алмазоносный коллектор южнее поднятия в верховьях р. Ханаун [30].
Алмазоносность аллювия бассейна р.Тычаны имеет четкую приуроченность к полям развития пород промежуточных коллекторов девон-нижнекаменноугольного возраста. Так, аллювий р. Шушук алмазоносен в среднем течении, в поле развития шушукской и суриндинской свит. Далее следует большой перерыв (более 60км) до правого притока р.Тычаны – р.Ниж. Оллонокон, где появляются породы тычанской свиты. Среднетычанская непромышленная россыпь, длинной около 45км, располагается в пределах площади гипергенной дезинтеграции пород тычанского коллектора, и заканчивается в 15км ниже последнего выхода пород промежуточного коллектора в бассейне р. Камдакит. Далее опять следует большой перерыв (около 45км) до р.Горностай, где разрушению подверглись прибрежно-морские конгломераты суриндинской свиты. Отложения суриндинской свиты в этом районе в основном залегают на отложениях нижнего и среднего ордовика, но на отдельных локальных участках в подошве свиты, выявлены маломощные реликты-останцы алевритовых осадков тычанской свиты [21]. Нижнетычанская непромышленная россыпь следится на 40км по аллювию рек Тычаны и Чюня до слияния с р. Подкаменная Тунгуска. Если промежуточные коллектора р.Шушук и среднего течения р. Тычаны своим происхождением обязаны Хушмуканскому выступу, то алмазоносность нижнего течения рек.Тычаны и Чуня, скорее всего, связаны с Нижне-Тычанским куполовидным поднятием. В настоящее время экспериментальными и практическими исследованиями многих авторов доказана слабая миграционная способность алмаза вследствие присущих ему качеств (гидрофобность, упругость, прилипаемость и т.д.) Так, И.С.Рожков с соавторами [76] по результатам исследования россыпей Мало-Ботуобинского района пришли к выводу о том, что дальность переноса алмазов не превышает первых десятков километров; такой же порядок дальности сноса алмазов определила И.Ф.Горина [22]. Б.Н.Соколов [85] даже такие небольшие расстояния перемещения алмазов считает не соответствующими действительности и утверждает, что одноразовый массовый перенос алмазов не превышает 3км.
Всего из нижнетычанской россыпи извлечено 45 кристаллов, в том числе и самый крупный весом 700,6мг (3,5карата). Около 80% кристаллов представлены додекаэдрическими формами. Целые и слабо поврежденные кристаллы составляют 57%. У большинства кристаллов наблюдается сильный износ граней и ребер, обусловленный динамичными условиями водной среды, в которых они находились. Тем не менее, данные морфологические признаки алмазов не являются результатом дальнего переноса по реке Тычаны, как это считали предшествующие исследователи. Низкая степень сохранности алмазов нижнетычанской россыпи объясняется, скорее всего, длительным нахождением кристаллов сначала в мелководных континентальных бассейнах тычанского времени (D3 – C1), а затем в волноприбойной зоне суриндинского моря (С2), воды которого омывали с севера Нижне-Тычанское поднятие (рис. 15). В четвертичный период (голоцен) конгломераты суриндинской свиты были размыты и переотложены в русловом аллювии рек Тычаны и Чюня. Такой вывод подтверждает и тот любопытный факт, что в верхней части россыпи по р. Тычаны алмазы обладают повышенной крупностью (средний вес кристаллов составляет 61,3мг), при значительном разбросе массы отдельных кристаллов – от 7мг до 700,6мг, в то время как в наиболее удаленной от поднятия нижней части россыпи по р. Чюня массы отдельных кристаллов варьируют всего лишь в пределах 3,7 – 11мг, редко достигая 40мг (средний вес составляет 17мг).
Таким образом, в Тычанском алмазоносном районе, согласно палеогеографическим реконструкциям (рис. 15), можно предположить наличие двух полей коренных источников алмазов (Нижне-Тычанское палеоподнятие и Хушмуканский выступ), питавших в свое время промежуточные коллектора каменноугольного возраста, а последние в свою очередь – современный аллювий р.Тычаны. Причем, «открытость» Нижне-Тычанской площади позволяет осуществлять прямые поиски алмазоносных тел флюидизатов.
Природа как самого Хушмуканского выступа, так и кальдеры проседания его центральной части, объясняется, скорее всего, сначала вздыманием пород чехла под воздействием восходящих газов, а затем, после прорыва газов наружу, проседанием его центральной части. По своему строению и режиму образования Хушмуканская структура имеет много общего с Попигайской кальдерой, а жильные тела щелочных пикритовых базальтоидов участка «Чирикэ», вероятно, являются генетическими аналогами уральских туффизитов (вишеритов) и попигайских тагамитов.
Принимая во внимание газово-флюидный характер образования «трубок взрыва», Хушмуканский выступ является идеальной структурой для возникновения диатрем, даек кимберлитов и лампроитов.
 
Ряд морфологических признаков (начало сноса крупнообломочного материала в палеопонижения и др.) позволяют определить возраст возникновения Хушмуканского выступа как позднедевонский.
Различные состав, содержания и типоморфность пиропов в промежуточных коллекторах (Шушукский, Тычанский, Танади-Копчеринский и Чандымбинский) позволяют предположить существование нескольких отличных друг от друга кустов транспортеров алмазов и пиропов в пределах Хушмуканской структуры. Поиски алмазоносных коренных источников следует начинать на северном слоне выступа в самых верховьях рек Рыльгокта, Шоломо, Бугарикта, Сунгтапчу (Средне-Тычанское поднятие (рис. 11)), где мощность перекрывающих их отложений не превышает 30-50м. Восточный и западный фланги выступа, скорее всего, представлены неалмазоносными или слабоалмазоносными транспортерами. Перспективы южного фланга поднятия (верховья рек Чандымба, Чирике, Таимба) неясны вследствие слабой изученности территории. Центральная, наиболее опущенная часть «кальдеры» (среднее течение рек Корда, Хушмукан и их притоков) также может иметь кусты транспортеров, но здесь отрицательным фактором является значительная (порядка 100-150м) мощность перекрывающих отложений.
Окатанность пиропов тычанского коллектора объясняется, скорее всего, не дальностью переноса, а длительным нахождением их в условиях мелководья с возвратно-поступательным водным режимом.
Вещественный состав пиропов и хромшпинелидов, отсутствие пикроильменита, а также присутствие большого количества (55,7%) алмазов ромбододекаэдрического габитуса, позволяют предположить наличие транспортеров лампроитовой или щелочно-базитовой серии («туфизиты»).
Образование в среднекаменноугольный период кальдерообразного прогиба в эпицентре Хушмуканского выступа способствовало консервации транспортеров алмазов и внедрению флюидно-инъективных образований на крыльях поднятия. Небольшой (<50м) эрозионный срез предопределил маломощность базальных продуктивных горизонтов тычанской свиты и полное отсутствие алмазов и пиропов в ее верхних горизонтах, а также предполагает хорошую сохранность верхних частей трубок.

Чадобецкий алмазоносный район
В Чадобецком алмазоносном районе разными исследователями выделяется несколько потенциально перспективных на выявление коренных источников алмазов площадей. Это собственно Чадобецкое поднятие с известным полем мезозойских кимберлитов; Северо-Чадобецкий палеовыступ, в пределах которого выделяются несколько небольших локальных палеоподнятий (Лево-Енболакское, Право-Енболакское, Кривляковское и Мирюгинское); и Тарыдакское конседиментационное поднятие, к западному флангу которого прилегает Тайгикун-Нембинское поле мезозойских кимберлитов.
Чадобецкое куполовидное поднятие, как структурный элемент Сибирской платформы, впервые выделен в 1938г. А.С.Хоментовским, которому принадлежат и первые сведения о щелочно-ультраосновных породах Чадобецкого поднятия. Изучение этих пород началось в 1950 году В.В.Ляховичем, который отнес их к группе слюдянных перидотитов. Первые исследования состава и строения Чадобецкого поднятия провел Н.С.Зайцев (1955ф), охарактеризовавший эту структуру как крупную асимметричную антиклиналь.
Первые кимберлитовые трубки  на Чадобецком поднятии были открыты в 1959г. Н.Н. Дашкевичем, при проверке аэромагнитных аномалий трубочного типа.
Систематическое изучение щелочно-ультраосновных пород проводилось в 1958-1960г.г. Л.А.Полуниной. Этими работами отмечено, что породы встречаются в виде жил как в породах докембрия, так и в терригенной толще нижнего кембрия. Жилы сложены в основном пикритовыми и флогопит-оливиновыми порфиритами, а также флогопит-апатит-пироксеновыми породами. Л.А.Полунина отмечает, что по химическому составу породы Чадобецкого комплекса близки к группе щелочных базальтоидов (щелочных лампрофиров), а по минеральному составу обнаруживают сходство с кимберлитами.
Интрузивные щелочно-ультраосновные породы Чадобецкого поднятия изучались в 1961-1963г.г. В.Л.Чубугиной, которая по составу выделила пироксеновые слюдистые перидотиты, мелилит-нефелиновые перидотиты, монтичеллитовые альнеиты, ийолит-мельтейгиты, мончикиты, сельвсбергиты, щелочные сиениты, пироксен-нефелиновые слюдистые породы (щелочной слюдистый пироксенит?), карбонатиты, а также слюдистые кимберлиты жильного и трубочного типа.
При проведении геологической съемки масштаба 1:200000 (Скляров, 1971ф) щелочно-ультраосновные породы Чадобецкого поднятия были разделены авторами на два разновозрастных комплекса: 1.дайково-жильный комплекс пикритовых, флогопит-оливиновых порфиритов, слюдистых пикритов и карбонатитов венд-кембрийского возраста. Абсолютный возраст комплекса определен по монофракции флогопита К-Аr методом и дает значения 516 млн.лет (Э3), а по акцессорию циркона свинцово-изотопным методом – 800 млн.лет (R3); 2. кимберлитовые трубки взрыва пермо-триасового возраста. Пермо-триасовый возраст кимберлитов определен по флогопиту К-Аr методом в 260 млн. лет, что подтверждает наличие в трубках ксенообломков углистых алевролитов пеляткинской свиты нижней перми и триасовых долеритов.
По мнению некоторых авторов, возраст кимберлит-карбонатитового комплекса следует считать послетриасовым (J1), что подтверждают имеющиеся датировки абсолютного возраста: 178млн. лет [105]. Приведенные Л.Г. Анучиным данные определения абсолютного возраста варьируют в интервале 220 – 300 млн. лет для пикритовых пород и 180 – 260 млн. лет для карбонатитов.
При проведении ГДП-50 (Анучин, 1992ф) все породы ультраосновного и карбонатитового состава были объединены в единый Чадобецкий комплекс пермо-триасового возраста на основании того, что все пикритовые породы и трубочные образования близки по своему химическому и минеральному составу с небольшими вариациями. По нашему мнению данное заключение является крайне не логичным решением. Во-первых, образование Иркинеевско-Чадобецкого седловидного вала произошло на рубеже рифея-венда, что подтверждается сильно сокращенной мощностью вендских отложений Чадобецкого поднятия, и сопровождалось внедрением пород щелочно-базальтоидного и ультраосновного состава в пределах Ангарской тектоно-магматической зоны (Ангаро-Сользаводской). Во-вторых, присутствие туфогенного материала (примесь стекла) в отложениях кембрия на периферии Чадобецкого поднятия и наличие магнитных аномалий на крыльях структуры, интерпретируемые как штоки ультраосновных пород, перекрытые кембрийскими отложениями, говорит о магматической активности в докемрийское время. В-третьих, многими исследователями отмечается, что среди пикритов Чадобецкого поднятия наблюдаются как свежие разности пород с неизмененным или слабо измененным оливином, так и с полностью замещенными породообразующими минералами, представляющие собой практически вторичные серпентинизированные и лимонитизированные карбонатиты.
Кроме того, согласно газово-флюидной модели первыми внедряются флюидные фазы – кимберлиты затем карбонатиты, которые впоследствии секутся интрузивными ультраосновными расплавами, что в большинстве случаев и наблюдается в пределах Чадобецкого поднятия. Но также нередко можно наблюдать тела пикритов и кимберлитов прорванных жилами карбонатитов и карбонатно-железисто-кремнистых пород, что говорит о разновозрастном характере магматической активизации.
Из вышесказанного логично было бы предположить существование в пределах Чадобецкого поднятия нескольких (как минимум трех) разновозрастных этапов тектоно-магматической активизации: 1. рифей-вендский – с образованием Иркинеевско-Чадобецкого седловидного вала и внедрением эксплозивных брекчий и пород карбонатит-пикритовового комплекса; 2. пермь-раннетриасовый – с внедрением трубок кимберлитов, карбонатитов, штоков нефелин-мелилит-пироксеновых пикритов и образованием купола Чадобецкого поднятия 3. меловой – с образованием Теринского и Чуктуконского куполов, импрегнацией железистых карбонатитов, и последующими инъекциями глинисто-карбонатных криптогипергенных образований с фосфат-редкометально-редкоземельной и железисто-алюминиевой минерализацией. Периоды магматической активности фиксируются результатами определений абсолютного возраста у ксенолитов интрузивных пород в эксплозивных трубках Чадобецкого поднятия определяемые М.И. Волобуевым (1962г) и Л.В. Суминым (1991г): 2710-2730 млн.лет; 2150 млн.лет; 1610-1660 млн.лет; 810-850 млн.лет; 610-660 млн.лет; и 263 млн.лет.
Главную роль в формировании Чадобецкого поднятия сыграл магматический диапир внедрившийся на рубеже перми и триаса по разуплотненной зоне литосферы, обусловленной пересечением Ковино-Кординской и Ангаро-Сользаводской зонами глубинных разломов (Рис. 16). Возраст формирования поднятия определяется взаимоотношением пограничных отложений верхнего карбона с породами поднятия, которое носит сбросовый характер с небольшим смятием каменноугольных осадков. В вертикальном разрезе диапир приурочен к границе осадочного чехла и кристаллического фундамента (~17км) с кровлей на глубине около 11км [113].


Уникальная структура Чадобецкого поднятия является приповерхностной моделью образования полей диатрем флюидизатов под воздействием мантийных диапиров, позволяющей благодаря высокому расположению в разрезе литосферы при помощи сейсмического зондирования понять суть происходящих процессов. Крайне низкая алмазоносность флюидизатов поднятия объясняется тем, что газово-жидкие растворы слишком быстро достигли поверхности и практически отсутствовал автоклавный этап, необходимый для кристаллизации и роста кристаллов алмаза.
В настоящее время в пределах Чадобецкого поднятия известно около 20 трубок сложенных эксплозивными брекчиями, но более детально изучены только 8 трубок: Центральная, Моховая, Фигурная, Брусская – в пределах Теринского купола и Верхне-Чуктуконская, Южно-Чуктуконская, Большая, Малая – в пределах Чуктуконского купола.
По петрохимическим и минералогическим особенностям флюидизатам Чадобецкого поднятия трудно найти сопоставимые аналоги из известных полей. Для них характерны относительно низкие содержания окиси магния – 9,5-16%. С классическими кимберлитами их сближает только содержания кремнезема (28-36%), алюминия (6-7%) и суммарного железа. С лампроитами они близки по содержанию окислов титана (2,5-4,5%) и калия (2-6%), а также по высоким содержаниям редкоземельных элементов, актиноидов и соотношению K2O/Na2O>3. Для пород поднятия характерны высокие содержания Р2О5 – до 2%. В некоторых трубках (Фигурная, Малая) наблюдаются высокие содержания СаО (до 19%) и СО2 (до 21,5%), что сближает их с карбонатитовыми кимберлитами по определению Б.А. Малькова [114]. Группа авторов ЦНИГРИ [115] разделяет эксплозивные брекчии Чадобецкого поднятия по минералогическим признакам на слюдистые кимберлиты (флогопит до 15%) и ингилиты (отсутствие пиропа и до 15% клинопироксена). Некоторые трубки с повышенным содержанием монтичелита, апатита, мелилита и нефелина можно отнести к группе щелочных лампрофиров. С точки зрения родственной связи Чадобецких флюидизатов с другими породами очень интересно строение трубки «Неожиданная». Ее северо-западная часть сложена слюдяными кимберлитовыми брекчиями, которые к центру сменяются мончикитами и мончикитовыми брекчиями, а последние в свою очередь к юго-восточному контакту трубки сменяются слюдяными кимберлитами без каких-либо обломков.
Представительно опробованы лишь две трубки (Брусская и Фигурная) – по керну скважин и четыре по элювиально-делювиальным образованиям. Ряд трубочных тел опробован мелкообъемными пробами. В результате опробования обнаружено два мелких осколка алмаза в покровных отложениях на трубке Брусская. Минералы-спутники опробованных трубок представлены ультраосновными и эклогитовыми пиропами, пикроильменитом, хромшпинелидами и хромдиопсидом. По данным микрозондового анализа, составов алмазной ассоциации среди них не установлено (Крюков, 1997ф).
Алмазопоисковыми работами, проведенными ФГУГП «Красноярскгеолсъемка» в 2000-2002 гг., при заверке бурением магнитных аномалий в пределах водораздела между средним течением р. Терина и истоками р. Накита (северное крыло Чадобецкого поднятия), было установлено несколько трубок, выполненных эксплозивными и автолитовыми брекчиями, а также была подсечена зона насыщенная многоярусными лополитообразными силами флюидизатов [116]. Вмещающими являются карбонатные породы нижнего кембрия, а перекрывающими – мел-палеоген-неогеновые глинистые отложения с железо-алюминиевой минерализацией. Породы диатрем часто пронизаны жилами и дайками карбонатитов. По петрохимическим характеристикам породы в целом аналогичны другим трубкам Чадобецкого поднятия за исключением несколько повышенного содержания окиси магния (18,21-21,03%). В породах установлен полный набор минералов-спутников: пиропы (в том числе и высокохромистые), пикроильменит, хромит, хромдиопсид. В одной пробе весом 1000кг, отобранной из пластообразного тела мощностью около30м, установлены два обломка плоскогранных октаэдров размером 1,5 и 1,7мм.
Помимо коренных пород, опробован и аллювий транзитных водотоков Чадобецкого поднятия (Юркин, 1964ф), в результате чего выявлено два алмаза на северо-западном обрамлении поднятия, в р.Терина (один октаэдрический кристалл весом 10,0 мг с параллельной штриховкой на гранях - в 7 км ниже устья р.Исчухи; и второй весом 11,8мг – в 500м ниже по течению от устья руч. Семенов Дольчик, предсталяющий собой обломок двойника октаэдроида). В аллювии ручья Семенов Дольчик, протекающего по северо-западному крылу Теринского купола, в 1,2км выше от его устья, в шлихе отобранного из глинистых галечников с грубоокатанной галькой кремнистого и карбонатного состава установлено 10 зерен алмаза размером 0,1-0,5мм пластинчатой и гексагональной формы (Крюков, 1984ф).
Перспективы промышленной алмазоносности кимберлитов Чадобецкого поля, по результатам опробования и анализа минералов-спутников, определены как отрицательные. Хотя вероятность обнаружения трубок, обогащенных мелкими техническими алмазами, полностью исключать нельзя.

Северо-Чадобецкий выступ выделен по вздыманию пород подошвы усольской свиты нижнекембрийского возраста (рис. 17) в виде узкой полосы от северного крыла Чадобецкого поднятия до верхнего течения р.Подпорожная (прав. приток р. Подкаменная Тунгуска). В пределах выступа выделяется ряд более мелких локальных поднятий: Правоенболакское, Левоенболакское, Кривляковское, Мирюгинское. Вдоль западного крыла Северо-Чадобецкого выступа выявлены палеомульды, выполненные алмазоносными каменноугольными отложениями. На северном обрамлении выступа, в бассейне р. Подпорожная также известны пиропоносные отложения каменноугольного возраста, хотя объемного опробования пород здесь не проводилось. Слабо изучено и восточное крыло выступа. Здесь установлена пиропоносность руслового аллювия некоторых левых притоков р. Подкаменная Тунгуска. Детальных поисковых работ также не проводилось.
В структурно-тектоническом плане Северо-Чадобецкий выступ расположен в узле пересечения Ковино-Кординской тектонической зоны и Ангаро-Сользаводской (АМТЗ) зоной скрытых разломов северо-восточного простирания (см. рис. 5).
Перспективы коренной алмазоносности Северо-Чадобецкого выступа связаны с местными кимберлитовыми телами среднепалеозойского возраста и базируются на результатах многочисленных исследований кимберлитовых минералов и их глубинных парагенезисов.
На площади верховий рек Нембы, Тарыдака и Енболака, а также в нижнем течении рек Мирюга и Бедошемо установлен интегральный ореол рассеяния минералов-спутников. Составные ореолы низшего ранга в нем локализованы на двух стратиграфических уровнях разреза (помимо четвертичного), один из которых является каменноугольным, а второй датируется поздним палеогеном. Вмещающие отложения имеют полифациальный состав – от бассейновых образований до аллювиально-пролювиальных, при этом отложения сложены исключительно континентальными образованиями. В них выявлена пикроильменитовая (с пиропом и хромитами) ассоциация, отличающаяся минимальной степенью износа кимберлитовых минералов.
В притоках р.Терина - Правом и Левом Енболаке отмыты рядовые шлихи с единичными мелкими зернами пиропов. Распределение этих спутников алмаза в современной гидросети площади (снос направлен в сторону Чадобецкого поднятия) свидетельствует в пользу отсутствия их связи с известными эксплозивными телами Чадобецкого кимберлитового поля. Следует отметить типоморфное сходство алмазов из аллювия р.Терины и древних коллекторов, что не исключает возможности их происхождения из коренных источников, принадлежащих одному кусту (полю) алмазоносных трубок.
В древних (среднекаменноугольных) промежуточных коллекторах кимберлитовые минералы связаны с фациями аллювиально-пролювиального типа. В северной части района известны ряд участков в бассейне р. Подкаменная Тунгуска в пределах интервала Мирюга – Бедошемо, где установлен и неоднократно опробован каменноугольный (докатский) коллектор "бедошеминского" типа, представленный исключительно фациями континентальных водоемов [102]. В западной части района аналогичный коллектор установлен в среднем течении рек Тайгикун, Немба, Киче, Дагалдын [4; 66], а на юге – в бассейне р. Исчухи, правого притока р. Терины. Данный тип коллектора характеризуется
 

отсутствием карбонатности; наличием углистого детрита в глинистом матриксе гравелитов и линз углистых алевролитов; отсутствием сортировки грубообломочного материала и обилием в нем остроугольных обломков, а также низкой степенью изношенности минералов-спутников. Размеры обломочного материала варьируют в пределах 5 – 12см. Среди обломков нередко встречается кврацитовые слабоокатанные обломки напоминающие «фигурную» гальку, характерную для коллекторов Тычанского района. Мощность грубообломочных пород коллектора, содержащих алмазы и минералы-спутники, не превышает 40см. По характеру отложений данные осадки следует отнести к пролювиальному типу седиментации, образованные за счет сноса временными водотоками склонового делювия с близ лежащих холмов в палеопонижения.
Выше по разрезу гравелито-конгломераты с небольшим размывом перекрываются мелкозернистыми кварцевыми песчаниками с хорошей степенью окатанности зерен и хорошей сортировкой материала, имеющие многочисленные прослои и линзы углистых алевролитов, реже мелкогравийного материала. Данные песчаники также содержат единичные зерна минералов-спутников и имеют признаки мелководного периодически пересыхающего водоема типа лимана или озера. По-видимому, эту пачку песчаников следует рассматривать как базальный горизонт фациального аналога суриндинской свиты.
Кимберлитовая ассоциация Тайгикун-Нембинских и Исчухинского участков содержит полный набор минералов-спутников – пикроильменит, пироп, хромшпинелид, хромдиопсид, «трубочный» циркон, причем пиропы проявляют формы весьма интенсивного воздействия гипергенной коррозии (кубоидные, трихитоидные). Размеры пиропов варьируют от 0,7 до 1,8мм и имеют угловато-изометричную или овальную форму. Поверхность зерен шероховатая, мелкобугорчатая, реже черепитчатая. Содержания минералов-спутников низкие – единичные знаки (5 – 7) на 20л пробу.
Алмазы выявлены в основном в классах -1+0,5; и -2+1мм, реже -4+2мм, и представлены преимущественно бесцветными октаэдрами, часто проявляющими занозистый и сноповидный типы гранной штриховки.
Каменноугольный коллектор, выявленный на Тарыдакском участке, также отнесен к «бедошеминскому» типу, но все же он имеет ряд отличительных особенностей. Данный коллектор отличается более песчанистым матриксом и наличием некоторой сортировки угловато-окатанного гравийно-галечного материала, а также отсутствием остроугольных обломков. Размеры гравийно-галечного материала не превышают 3 – 4см. В Тарыдакском коллекторе наблюдаются ураганные содержания пиропов (до 1000 знаков на 20л пробу) и высокие содержания алмазов (32 кристалла на 1м3). Преобладающее количество кристаллов извлечено из класса -1+0,5мм (95%), что сказывается на среднем весе одного кристалла – 1,9мг [36]. По степени сохранности зерен среди алмазов Тарыдакского коллектора доминируют бесформенные осколки и обломки, реже поврежденные кристаллы. По форме преобладают кристаллы октаэдрического габитуса (54%), кристаллы переходной формы составляют около 20%, ламинарные ромбододекаэдры – 11,5%.
Высокое содержание кристаллов с аллювиальными сколами, их калиброванный размер, а также характер осадков данного коллектора говорит о том, что данные отложения образовались в условиях перстративной фазы аллювиальной аккумуляции, при которой в результате боковых смещений русла маломощного водотока в условиях плоской долины, покрытой сплошным равномерным слоем аллювия ограниченной мощности, происходит неоднократный перемыв и переотложение аллювиальных осадков практически на одном и том же уровне. Высокое содержание алмазов в коллекторе Тарыдакского участка, очевидно, связано с размывом данным водотоком большого объема пород более древнего коллектора или непосредственно материнских пород алмазов, в результате чего произошло обогащение косовых отложений. Мелкий калиброванный размер кристаллов свидетельствует о том, что существовавший водоток был маломощным, не способным переносить более крупные разности.
Вещественный состав и литолого-фациальные особенности каменноугольных коллекторов «бедошиминского» типа свидетельствуют о том, что они формировались в условиях слаборасчлененной континентальной равнины с временными водотоками ливневого или паводкового характера и мелкими периодически пересыхающими водоемами с вялой гидродинамикой.
Олигоценовый коллектор кимберлитовых минералов, по данным поисковых работ (Донов, Мкртычьян, 1999ф), содержит ассоциацию, не претерпевшую сколько-нибудь серьезного механогенного износа. Пикроильменит имеет все признаки I и II классов износа по А.Д.Харькиву (1978) . Агрегатные зерна этого минерала практически не раскрыты, значительная часть ассоциации отличается присутствием характерных лейкоксеновых "корочек" и "бородавок". В то же время, пикроильмениту, как и хромиту рассматриваемой ассоциации могут быть присущи начальные формы коррозионного растрескивания, что свидетельствует, вероятно, о пребывании минералов в нижних горизонтах коры выветривания. Последний вывод подтверждается наличием форм растворения, главным образом начального, на пиропах. Изредка встречаемые лиловые трихитоидные и оранжевые кубоидные зерна унаследованы, вероятно, из более древних, каменноугольных, коллекторов.
По своему характеру ассоциация третичного ореола кимберлитовых минералов кардинально отличается от каменноугольных, в первую очередь – исключительным доминированием пикроильменитов, характеризующихся, к тому же, четко проявленными первичными физиографическими признаками. Эти ильмениты весьма сходны с таковыми из трубок Тайга-Нембинского и Чадобецкого полей мезозойского возраста. Последнее обстоятельство позволяет предполагать, что ассоциация кимберлитовых минералов олигоценового коллектора сформирована в результате разрушения мезозойских кимберлитовых объектов, сходных по содержанию и составу акцессориев с образованиями чадобецкого комплекса.
Таким образом, интегральному ореолу рассеяния района присуща сумма факторов, отвечающих признакам поля, объединяющего несколько разновозрастных кимберлитовых кустов.
Наибольшие перспективы Северо-Чадобецкого выступа, очевидно, следует связывать с Правоенболакским палеоподнятием (см. рис. 17), в пределах северного крыла которого (верховья левых притоков р.Болак) выявлено значительное по площади (3;2км) поле развития дайково-жильных флюидизатов щелочно-пикритоидного состава. В этих породах протолочками установлено повышенные содержания пиропов (8-11 зерен на 10кг пробу) и хромшпинелидов.
В пределах распространения щелочных пикритоидов, в верховьях р.Болак и его левых притоков, донным опробованием установлен орел рассеяния бора, лития, и калия (А.Н.Донов, Г.А.Мкртычьян, 1999ф).
В пределах Правоенболакского поднятия при проведении сейсморазведочных работ (Енисейгеофизика) была выявлена аномалия волнового поля, которая соответствует стволовой структуре типа «трубки взрыва» (рис. 18). Трубочное тело имеет перекрытие пермскими и позднекаменноугольными отложениями мощностью порядка 60м.
Поднятие оконтурено алмазоносными коллекторами каменноугольного возраста, а русловой аллювий реки Терина, истоки которой расположены в пределах поднятия, содержит пиропы и алмазы.
На современном этапе геологического развития района палеоподнятие, как и весь Северо-Чадобецкий выступ, заретуширован более поздними тектоническими подвижками (образование новых поднятий и грабенообразных прогибов и т.д.) с образованием мульдообразного прогиба в сводовой части купола и практически полностью перекрыто молодыми отложениями пермокарбона, триаса, юры и неогена. В ядре палеоподнятия под перекрывающими породами фиксируются сокращенные мощности раннего кембрия, в то время как в ближайшем обрамлении поднятия выходят породы эвенкийской свиты позднекембрийского возраста.

 

Тарыдакское поднятие, расположенное в пределах водораздела рек Немба и Тарыдак, по мнению Г.А. Мкртычьяна [106] является структурой, определявшей древние направления сноса алмазов и минералов-спутников. В присводовой части и на флангах поднятия выявлены шлиховые ореолы кимберлитовых минералов, а также установлены площади распространения терригенных пород палеогенового (олигоцен) возраста, содержащих пироп-хромит-пикроильменитовую ассоциацию минералов с низкой степенью износа. Западнее, в бассейнах рек Киче, Немба, Дагалдын известны промежуточные коллектора среднекаменноугольного возраста с установленной алмазоносностью. Кроме того, перспективность поднятия подчеркивают благоприятная структурно-тектоническая обстановка и наличие геохимических аномалий элементов-индикаторов кимберлитового магматизма.
По сумме геолого-поисковых факторов данная площадь действительно имеет все признаки кимберлитового поля, в то же время ряд признаков позволяет утверждать, что возраст предполагаемых флюидизатов (как и самого поднятия), скорее всего, мезозойский и как следствие с крайне низкой алмазоносностью. Наиболее веским доводом в пользу такого вывода является различный характер минералогических парагенезисов разновозрастных коллекторов. Так, минералогическая ассоциация олигоценового коллектора хорошо коррелируется с парагенезисом минералов известных мезозойских кимберлитовых полей (Чадобецкое, Тайга-Нембинское) не только по набору и процентному соотношению кимберлитовых минералов, но и по вещественному составу спутников, и в то же время кардинально отличается от ассоциации каменноугольных отложений. Следовательно, обогащение кимберлитовыми минералами олигоценовых осадков происходило только за счет дезинтеграции мезозойских тел флюидизатов, а в каменноугольное время площадь поднятия, выделяемого на современном срезе, являлась транзитной для минералов-спутников «бедошиминских» коллекторов (см. рис. 14).
Еще одним доводом в пользу такого утверждения являются палеогеографические реконструкции ландшафта и геологического строения района на период предкаменноугольного осадконакопления, согласно которым площадь поднятия на то время являлась склоном Право-Енболакского палеоподнятия.
Не противоречит такому утверждению структурное расположение Тарыдакского поднятия в пределах, выделяемого на композитных профилях, крупного Юрубчено-Чадобецкого вала, который вытянут от Юрубченской нефтеносной площади в восток-юго-восточном направлении в сторону Чадобецкого поднятия (Сурков В.С., 2001ф) и контролирующего размещение поля мезозойских трубок «Хоркич», «Тайга», «Дагалдын» и др. Тайга-Нембинского кимберлитового поля. 
Наиболее изученная трубка «Хоркич» находится в бассейне одноименного ручья, являющегося правым притоком р. Тайгикун водной системы р. Подкаменная Тунгуска. Диатрема имеет размеры 135;85м с ориентировкой длинной оси на северо-запад. Вмещающими породами являются красноцветные алевро-аргиллиты с известковистым цементом эвенкийской свиты среднего-верхнего кембрия.
В геофизическом поле трубка сопровождается положительной аномалией интенсивностью +2000нТл и зоной отрицательных значений по периметру диатремы интенсивностью -400нТл. Гравиразведочными работами зафиксирована слабо выраженная отрицательная аномалия.
Возраст трубки установлен калий-аргоновым методом по флогопиту и составляет 232млн. лет, что соответствует нижнему триасу.
На поверхности трубки развита кора выветривания мощностью до 15 м, представленная зоной дезинтеграции, частичного выщелачивания и гидратации. Ксенообломки представлены, в основном, красноцветными алевролитами кембрия, углистыми алевролитами и песчаниками верхнего карбона, а также обломками долеритов. Значительно реже встречаются глубинные обломки пород, представленные слюдистыми оливинитами и слюдитами [118].
 Минералогическим анализом установлен полный набор минералов-спутников: пикроильменит, пироп (Cr2O3;7,5%, СаО=4,5-6,8%), хромшпинелид, хромдиопсид, альмандин, перовскит, циркон, апатит, рутил. Крупнообъемным опробованием алмазов не обнаружено.
Содержания породообразующих окислов в пробах, отобранных с поверхности, варьируют в следующих пределах: SiO2 – 50,56-53,37%; TiO2 – 2,97-3,37%; Al2O3 – 7,68-8,95%; Fe2O3 – 2,03-2,89%; FeO – 6,23-7,10%; MnO – 0,12-0,16%; CaO – 5,26-9,18%; MgO – 15,30-17,70%; Na2O – 1,13-1,49%; K2O – 1,75-2,54%; Р2О5 – 0,55-0,57% [117]. В пробах из керна скважин изменения содержаний наблюдаются только для следующих окислов: SiO2– 38,9%; Fe2O3 – 5,1%; FeO – 4,31%; Na2O – 0,61%.
Высокое содержание таких минералов как флогопит и лейцит в породах трубки, повышенные содержания кремнезема и щелочей, а также пониженная магнезиальность позволяют отнести брекчии трубки «Хоркич» к породам лампроитовой серии.


Коллизионная зона краевых дислокаций Присаянской субпровинции

Административно большая часть Присаянской субпровинции расположена на территории Иркутской области. Алмазоносность Присаянской субпровинции связана с Урикско-Туманшетской интракратонной мобильной зоной (УТМЗ). В пределах Красноярского края северо-западный фланг УТМЗ перекрывается платформенными отложениями девона Рыбинско-Тасеевской впадины, и лишь незначительная часть зоны вскрывается на Туманшет-Агульском междуречье.

Туманшет – Агульский перспективный район
Еще в 1959г., в статье посвященной перспективам алмазоносности юго-запада Сибрской платформы, Ш.Д. Курцерайте [51] констатировала, что один из центров разноса алмазов и пиропов намечается на межуречьи рек Бирюсы и Кана.
Прекращение специализированных поисков в этом районе обусловлено, очевидно, несоответствием геологической ситуации района традиционной модели кимберлитообразования (правило Клиффорда). В настоящее время доказан факт связи процессов алмазообразования с некимберлитовыми источниками в мобильных зонах. 
В структурном плане Туманшет-Агульский перспективный район расположен на северо-западном фланге Урикско-Туманшетской интракратонной мобильной зоны (УТМЗ), которая прослеживается от р.Урик (лев. приток Р.Ангара) в Иркутской области на юго-востоке и перекрывается отложениями девона Рыбинско-Тасеевской впадины на северо-западе, в пределах Красноярского края. УТМЗ, как зона глубинных разломов между Восточно-Саянской складчатой областью и кратоном Иркутского амфитеатра, заложилась на рубеже архея и нижнего протерозоя. Как клавишная  зона линейных горстов и грабенов УТМЗ сформировалась в раннем рифее [81].
Данные по глубинному строению и магматизму, полученные иркутскими геологами, позволили выделить в пределах юго-западной окраины Сибирской платформы Присаянскую провинцию высококалиевых щелочных пород (пикриты, трахиты, ультрамафиты) и лампроитов, имеющих общую приуроченность к УТМЗ [82]. В пределах УТМЗ, на территории Иркутской области, известны: поле дайковых флогопит-оливиновых лампроитов с убогой алмазоносностью в бассейне р.Ока (Ингашинское поле) и поле лампроитоподобных пород Туманшет-Бирюсинского междуречья. Кроме того, в Иркутской части Присаянской провинции известны находки алмазов в аллювии рек дренирующих УТМЗ, общее количество которых составляет 392 кристалла (Сафьянников, 1990ф), в том числе и самый крупный алмаз юга платформы весом 7,5 карат. 
В Красноярском крае, в пределах Присаянской провинции установлена высокая пиропоносность аллювия рек Пойма и Агул, а также промежуточных коллекторов павловской (D2) и чаргинской свиты (С1).
Одним из источников пиропов в коллекторах являются, очевидно, эклогиты Агульского грабена, расположенного в пределах S-образного изгиба Канско-Бирюсинского линейного горстового выступа архейских пород (бирюсинская серия) фундамента Сибирской платформы и сложенного образованиями вулкано-плутонического комплекса ордовикского возраста [24]. Образование грабена является результатом коллизионных событий в Алтае-Саянской области (закрытие Палеоазиатского океана). В пределах Агульского грабена, в эрозионных окнах и небольших горстах под ордовикскими вулканитами вскрываются метаморфические образования бирюсинской серии, прорванные небольшими телами гипербазитов идарского комплекса. В плане гипербазиты образуют серию даек и линзообразных тел, вытянутых в северо-западном направлении, и представлены серпентинизированными лерцолитами и гарцбургитами с порфировидной структурой. В пределах Ерминского горста, на контакте гипербазитов и гнейсов бирюсинской серии установлены эклогитоподобные породы, которые, по мнению некоторых исследователей (Н.Л. Добрецов, В.М. Даценко, А.Л. Перчук), образовались за счет эклогитизации пород идарского комплекса на большой глубине под воздействием высокого давления и выдавленные впоследствии на поверхность по серпентиновым швам в результате коллизионных процессов. В близких условиях, в эклогитах и гранатовых амфиболитах Прибайкалья, В.М. Бирюковым были выявлены алмазы.
Данных о возрасте эклогитоподобных пород нет, но на основе того, что и Агульский грабен и эклогитоподобные породы имеют коллизионную природу, авторы предполагают ордовикский возраст данных образований.
Таким образом, очевидно, что Присаянская субпровинция имеет весьма хорошие перспективы на обнаружение коренных источников алмазов. Данное утверждение подтверждается рядом признаков, таких как: высокая алмазоносность аллювия рек дренирующих Присаянскую область; наличие в аллювии рек ассоциации минералов высокобарического генезиса; наличие пород,  которые в разных частях мира являются транспортерами алмазов. Находка весьма крупного (7,5карат) кристалла в Иркутской части Присаянской субпровинции повышает перспективы обнаружения коренного источника ювелирных алмазов.
В настоящее время назрела необходимость переоценки перспектив  юго-западного обрамления платформы с позиции некимберлитовых источников. С этой целью необходимо проведение поисковых работ в пределах Туманшет-Агульского водораздела, тем более что в Иркутской части структуры, в бассейне р. Туманшет уже выявлены алмазоносные лампроиты. Также заслуживает дальнейшего изучения комплекс эклогитоподобных пород Агульского грабена, как перспективный на выявление промышленных содержаний технических алмазов. Подобные образования алмазоносны в Прибайкальской области [2]. Нельзя исключать вероятность обнаружения в пределах Канско-Бирюсинского горста щелочных лампрофиров, типа минетт, которые имеют высокую алмазоносность в пределах Канадского щита [41].

Перспективность Ангаро-Тунгусской и Енисейской субпровинций, в пределах которых известны алмазоносные аллювиальные россыпи и промежуточные коллектора, а также проявления флюидных процессов лампрофирового, щелочно-базитового и ультраосновного характера, определяется, с одной стороны, наличием зон глубинных разломов, контролирующих расположение алмазоносных площадей. С другой стороны – наличием куполовидных и валообразных поднятий, расположенных в узлах пересечения крупных разломных зон, с которых предполагается снос алмазов и минералов-спутников. Кроме того, в их пределах выявлены инъективно-эксплозивные тела более древние, чем мезозойские, а также установлены площадные геохимические и локальные геофизические аномалии «трубочного» типа.
По совокупности этих признаков и ряду других факторов, приведенных в данной главе, в пределах упомянутых субпровинций выделяется ряд перспективных локальных площадей с реальными перспективами выявления месторождений алмазов: Хушмуканское и Нижне-Тычанское поднятия в Тычанском алмазоносном районе; Енболакские поднятия в Чадобецком районе; Усть-Чапинское поднятие и Усть-Большепитский участок в пределах Енисейского горста. Именно эти участки являются первоочередными для постановки поисково-оценочных работ и при наличии финансирования в кратчайшие сроки в пределах этих площадей можно ожидать получения положительных результатов.
Газово-флюидная модель, которая предполагает наличие большого разнообразия транспортеров алмазов, в значительной мере способствует такому оптимистическому прогнозу.
Перспективы Присаянской субпровинции следует связывать в первую очередь с территорией Иркутской области, в пределах которой находится б;льшая часть Урикско-Туманшетской интракратонной мобильной зоны (УТМЗ).
Для других перспективных алмазоносных площадей Нижнего Приангарья локализовать участки для поисков непосредственно коренных источников алмазов пока не представляется возможным, что связано, в первую очередь, с низкой степенью их изученности.
Для полноценной оценки потенциала этих перспективных площадей и выявления локальных участков для поисков необходимо проведение комплекса работ регионального характера с последующей детализацией на отдельных наиболее информативных направлениях.



































З А К Л Ю Ч Е Н И Е

В пределах Красноярского края выделяется несколько алмазоносных субпровинций: на юге Сибирской платформы – Енисейская, Ангаро-Тунгусская и в ближайшем складчатом обрамлении платформы – Присаянская; на севере региона – Таймырская, Анабарская и Маймеча-Котуйская (см. рис. 5). В данной работе на основе газово-флюидной модели образования различных транспортеров алмазов детально рассмотрены перспективы алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы, в пределах которой в настоящее время реализуется крупнейший инвестиционный проект федерального значения «Комплексного развития Нижнего Приангарья», а также район Присаянья, непосредственно примыкающего к Приангарскому региону.
Для прогнозирования локальных площадей возможной коренной алмазоносности первостепенное значение имеет правильное понимание механизма формирования материнских пород алмазов. С нашей точки зрения, коренные породы (кимберлиты, лампроиты и др.) в которых содержаться алмазы, являются лишь механическими транспортерами и не имеют прямой генетической связи между собой. Группу пород, являющихся транспортерами алмазов и объединенных под общим названием – флюидизаты, следует рассматривать как результат переработки кислотными растворами разнообразных пород верхней мантии и подошвы коровых образований. Данные утверждения объясняются газово-флюидной моделью образования различных транспортеров алмазов, которая разработана на основе анализа петрографических, минералогических и структурно-тектонических особенностей проявлений алмазоносных пород и ее основные положения кратко сформулированы ниже.
Основными необходимыми условиями для образования высокоалмазоносных транспортеров являются, в первую очередь, наличие консолидированного фундамента и (или) мощного недислоцированного чехла осадочных пород, способных выдерживать давление газовых потоков, а также наличие скрытой (теневой) разломной зоны в литосферной плите. В пределах юго-западной части Сибирской платформы такую роль выполняют Касско-Байкитская, Большепитско-Кислоканская и Сользаводская зоны скрытых разломов северо-восточного простирания (см. рис. 6). Данные тектонические нарушения практически не картируются прямыми геологическими наблюдениями или проявляются фрагментарно и в большинстве случаев фиксируются лишь по геофизическим и геохимическим данным. Согласно газово-флюидной модели формирования различных транспортеров алмазов, полости или трещино-пористая среда скрытых мантийных разломных зон являются накопителями продуктов диссоциации и дегазации мантийных образований, а коровые дизъюнктивы создают условия проницаемости земной коры для флюидных потоков. Поэтому наиболее перспективные площади приурочены к узлам пересечения теневых литосферных и явных коровых разломных зон.
Вторым необходимым условием является длительное нахождение платформы перед образованием транспортеров сначала в условиях растяжения и прогибания литосферной плиты, приводящих к раскрытию полостей в скрытых разломных зонах и накоплению в них продуктов дегазации (см. рис. 1). На этом этапе происходит кристаллизация и рост кристаллов алмаза. Затем, в условиях сжатия, которые возникают при рифтогенных, коллизионных и субдукционных процессах на сопредельных с платформой территориях, в камерах, заполненных газово-жидкими растворами, создается высокое давление способное «проткнуть» перекрывающие породы и вынести флюидизированный раствор, насыщенный алмазами, в приповерхностные горизонты земной коры.
Проявления алмазоносных газово-флюидных процессов совпадают с переломными моментами тектоно-магматических циклов, разделяющих эпохи растяжения и сжатия и поэтому, видимо, тесно связаны с периодами активизации субдукционных, коллизионных и рифтогенных процессов на прилегающих к платформенным областям территориях. Очевидно, вышеперечисленные процессы создают условия сжатия литосферной плиты, что приводит к положительным деформациям последней, бурной дегазации и возникновению повышенного давления во флюидных камерах. Наблюдается некоторая синхронность периодов проявления кимберлит-лампроитового магматизма в различных субпровинциях Сибирской платформы с периодами активизации, выше перечисленных процессов на прилегающих территориях. Целый ряд общеизвестных «совпадений» во времени говорит о том, что причинно-следственная связь между этими процессами существует. Таким образом, на основе этой закономерности для Сибирской платформы можно прогнозировать несколько продуктивных циклов проявления алмазоносных флюидизатов: в конце раннего протерозоя, на рубеже рифей-вендского эпохи, в позднем ордовике – раннем силуре, в позднем девоне – раннем карбоне и на позднемеловом – палеогеновом этапе.
Каждый цикл активизации флюидно-эксплозивной деятельности предварялся значительным прогибанием всей платформы или отдельных крупных ее частей и накоплением мощных карбонатно-терригенных отложений.
В земной коре эластичные породы чехла платформ под воздействием давления, создаваемого глубинными газово-жидкими потоками, образуют куполовидные поднятия. Рост купольных структур в данном случае сопоставим с образованием купола над магматическим диапиром, с той лишь разницей, что ядро такого купола сложено находящимися под большим давлением газово-жидкими растворами. В дальнейшем по мере выхода растворов на дневную поверхность с формированием кустов диатрем, в эпицентре купольных структур часто образуются кальдерообразные (мульдообразные) проседания. Ярким примером, такого развития событий, является Хушмуканская структура (см. рис. 12, 13).
Другим вариантом дальнейшего развития купольных структур, образовавшихся за счет газового «диапира», является воспламенение углеводородных газов с образованием кратера взрывного характера (взрыв на рыхление) и с признаками ударного метаморфизма (Попигайская структура (см. рис. 2)).
При достижении земной поверхности газовая фаза флюида вырабатывает полость диатремы, которая в последствии заполняется грязебрекчиевым материалом жидкого раствора (туфы, туфобрекчии). На заключительной стадии внедряются дайковые тела интрузивных разностей, которые оказывают термальное или анатектическое воздействие на вмещающие породы и образования диатремы, образуя эруптивные и автолитовые брекчии.
Петрохимические особенности пород камеры литосферы, в которой образовался газово-жидкий раствор, определяют вещественный состав флюидизатов (кимберлитового, лампроитового или лампрофирового ряда). В зависимости от литогенетического типа пород рамы, вмещающей диатрему, изменяется химический состав флюидизатов по содержанию окиси кремния от ультраосновного (<45%) до основного (45-60%) ультракалиевого типа, и даже до кислого (месторождение Бакванга (Заир) – 74%, «песчаные туфы» трубки Аргайл (Австралия) – 60-75%, и др.).
Другими словами, вещественный состав флюидизатов представляет собой продукт контаминации разноглубинных растворов (флюидитов, газовых и водных флюидизитов) с ксеногенным материалом разных уровней и не является определяющим их алмазоносность. Основным критерием вероятной алмазоносности флюидизатов является глубинность образования флюидных систем, определяемая наличием ксенолитов глубинных пород и минералов-индикаторов, а также повышенными содержаниями щелочных и редкоземельных элементов.
Набор индикаторных минералов, сопровождающих породы алмазоносных флюидизатов, в действительности имеет более широкий спектр, чем принято для кимберлитов (высокохромистый пироп, пикроильменит, хромдиопсид, хромшпинелид с содержанием окиси хрома более 55%) и зависит от петрографического состава пород литосферы в разных частях платформы, как по латерали, так и по вертикали. К числу минералов-индикаторов глубинности также следует отнести карбиды (муассонит, когенит и др.); минералы, содержащие примеси редких тугоплавких металлов, редкоземельных элементов и актиноидов (перовскит, пирохлор, бадделеит и др.); калиевые минералы (прайдерит, К-рихтерит, джеппеит, вадеит, щербаковит); высокобарические минералы (коэсит и др.); а также марганцевый ильменит, форстерит, а в ассоциации с другими из вышеперечисленных минералов – циркон, апатит, рутил, монацит. Нельзя исключать из этого списка и кальциевые малохромистые пиропы и пироп-альмандины.

Алмазоносность Ангаро-Тунгусской субпровинции связывается с девон-нижнекаменноугольным периодом активизации флюидно-эксплозивной деятельности и локализуется в пяти перспективных районах: Тычанский, Чадобецкий, Ково-Муринский, Чуньско-Илимпейский, Тэтэрэнский. Последние два района не освещены в данной работе в связи с их значительной удаленностью и слабой изученностью на предмет коренных источников алмазов.
Алмазоносность Тычанского и Чадобецкого перспективных районов Ангаро-Тунгусской субпровинции связана с зонами скрытых глубинных разломов северо-восточного простирания (Ангаро-Сользаводская, Большепитско-Кислоканская, Касско-Байкитская (см. рис. 6)).
Наибольший интерес представляют площади в узлах пересечения Ковино-Кординской тектонической зоны с зонами скрытых разломов фундамента (Большепитско-Кислоканской и Ангаро-Сользоводской (АТМЗ)) (см. рис. 15). Эти зоны глубинных разломов слабо выражены в породах чехла и картируются в основном по геофизическим и геохимическим данным. В узлах пересечения с Ковино-Кординским дизъюнктивом скрытые тектонические зоны хорошо выделяются в виде сгущенных однонаправленных протяженных даек долеритов. Кроме того, Большепитско-Кислоканская зона контролирует расположение алмазоносных районов: Большепитский, Тычанский, Чуньско-Илимпейский; а Ангаро-Сользаводская – Мотыгинский район и Тарыдак-Енболакский участок Чадобецкого района.
Высокая перспективность площадей, расположенных в упомянутых узлах пересечения, определяется наличием куполовидных поднятий (Хушмуканское, Правоенболакское) с мульдообразными проседаниями в центральных частях структур, обрамлением поднятий алмазоносными промежуточными коллекторами каменноугольного возраста, а также присутствием на крыльях поднятий флюидно-эксплозивных образований щелочно-пикритоидного состава, содержащих минералы-спутники (см. рис. 14). Отрицательным фактором данных площадей являются перекрывающие отложения мощностью от 30 до 100м.
Хорошие перспективы на обнаружение коренных источников алмазов имеет Нижне-Тычанское поднятие, в ядре которого вскрываются породы нижнего ордовика. На северной периферии поднятия в аллювии рек Тычаны и Чуня известна непромышленная россыпь алмазов с самым крупным кристаллом Ангаро-Тунгусской субпровинции весом 700,6мг (3,5карата). На южном фланге поднятия в бассейне р Ханаун установлен алмазоносный промежуточный коллектор каменноугольного возраста. Ранее данная площадь не рассматривалась как вероятная область сноса алмазов и минералов спутников, так как считалось, что образование Тычано-Чунской россыпи произошло за счет дальнего (около100км) переноса кристаллов из района Хушмуканского выступа.
Другой «открытой» территорией, на которой возможно осуществление прямых поисков, является площадь Тарыдакского поднятия. Данное поднятие имеет все признаки кимберлитового поля, но возраст предполагаемых тел кимберлитов, по некоторым признакам, определяется как мезозойский и как следствие обнаруженные объекты, скорее всего, будут неалмазоностными.
Ково-Муринский алмазоносный район является южным сегментом Ковино-Кординской кимберлитоконтролирующей зоны. Здесь наибольшие перспективы связываются с Макдонским поднятием, расположенным на территории Иркутской области. В то же время, алмазоносность аллювия р.Кова, на довольно большом протяжении, позволяет предполагать наличие других участков локализации коренных источников алмазов в пределах ковинского седловидного вала на территории Красноярского края. Низкая степень изученности данного района не позволяет локализовать участки для поисковых работ и, как следствие, отнести этот район к разряду первоочередных.
Алмазоносность Енисейской субпровинции, так же как и Ангаро-Тунгусской, связана с зонами скрытых глубинных разломов северо-восточного простирания (Ангаро-Сользаводская, Большепитско-Кислоканская, Касско-Байкитская (см. рис. 6)). Наиболее интересные площади приурочены к узлам пересечения данных разломных зон нарушениями северо-западного направления (Анкиновский, Ишимбинский, Сухопитский, Приенисейский и др.).
В пределах Енисейской субпровинции прогнозируется пять районов возможной алмазоносности с возрастом от раннего протерозоя до каменноугольного периода: Чуно-Бирюсинский, Мотыгинский, Большепитский, Чапинский и Вельминский, каждый из которых имеет несколько перспективных площадей. Степень перспективности площадей в значительной мере определяет уровень изученности той или иной территории. На данном этапе наибольший интерес в пределах Енисейской субпровинции представляют Усть-Чапинское поднятие Вельминского района (см. рис. 11) и Усть-Большепитский участок (см. рис. 10), где известны непромышленные россыпи алмазов и установлены тела флюидизатов – вероятных первоисточников.
Перспективность Присаянской субпровинции связана с Урикско-Туманшетской интракратонной мобильной зоной (УТМЗ) раннепротерозойского заложения, в пределах которой установлены Ингашинское поле алмазоносных флогопит-оливиновых лампроитов и поле лампроитоподобных пород Туманшет-Бирюсинского междуречья.
Административно большая часть УТМЗ расположена на территории Иркутской области. В пределах Красноярского края северо-западный фланг зоны перекрывается платформенными отложениями девона Рыбинско-Тасеевской впадины, и лишь незначительная часть зоны обнажена на Туманшет-Агульском междуречьи. Присаянская субпровинция имеет весьма хорошие перспективы на обнаружение коренных источников алмазов, что подтверждается рядом признаков, таких как: высокая алмазоносность аллювия рек, дренирующих присаянскую область; наличие в аллювии ассоциации минералов высокобарического генезиса; наличие пород, которые в разных частях мира являются транспортерами алмазов. Находка весьма крупного (7,5карат) кристалла в Иркутской части Присаянской субпровинции повышает перспективы обнаружения коренных источников ювелирных разностей алмаза.
Также заслуживает дальнейшего изучения комплекс эклогитоподобных пород Агульского грабена, как перспективный на выявление промышленных содержаний технических алмазов. Подобные образования алмазоносны в Прибайкальской области [2].
Нельзя исключать вероятность обнаружения в пределах Канско-Бирюсинского горста щелочных лампрофиров, типа минетт, которые имеют высокую алмазоносность в пределах Канадского щита [41].
Основные перспективы Присаянской субпровинции следует связывать с территорией Иркутской области, в пределах Красноярского края данный район изучен слабо и поэтому его перспективы не определены.
Таким образом, наиболее реальные перспективы выявления промышленно значимых коренных источников алмазов в пределах юго-западной части Сибирской платформы (Нижнее Приангарье) на данной стадии изученности территории региона имеют Усть-Чапинское поднятие, северное крыло Хушмуканской структуры (Средне-Тычанское поднятие), локальные поднятия Северо-Чадобецкого вала (Правоенболакское и Левоенболакское поднятия), а также Усть-Большепитский участок и Нижнее-Тычанское поднятие.
На территории Нижнего Приангарья сосредоточен исключительно высокий потенциал важнейших полезных ископаемых. На площади около 300 км2 локализован комплекс месторождений, по объему разведанных запасов во многом определяющих минерально-сырьевую базу не только Красноярского края, но и России в целом.
Ресурсный потенциал разведанного углеводородного сырья Нижнего Приангарья составляет более 1 млрд. т нефти и около 1 трлн. м3 газа, что выдвигает регион в разряд первоочередных для промышленного освоения.
Вторым по значимости является потенциал золота, позволяющий ежегодно добывать около 50 т драгоценного металла в год.
Минерально-сырьевая база черных металлов Нижнего Приангарья включает разведанные запасы железных руд и марганца. В структуре минерально-сырьевой базы цветных металлов видное место занимают алюминий, свинец, цинк, сурьма, серебро. Месторождения редкоземельных элементов могут полностью обеспечить потребности России на многие годы. В качестве  попутных компонентов, в месторождениях бокситов и редких земель, рентабельно извлечение редких металлов – ниобия и титана.
Регион располагает значительными запасами неметаллических полезных ископаемых, по ряду которых (графит, тальк, магнезит, вермикулит) занимает ведущее место в России. Кроме того имеются разведанные запасы фосфатов и каолиновых глин.
Нижнее Приангарье также располагает доступными и инвестиционно-привлекательными ресурсами меди, никеля, кобальта, элементов платиновой группы и алмазов.
Перспективы обнаружения промышленно значимых объектов коренной алмазоносности в пределах территории Нижнего Приангарья в целом расцениваются всеми ведущими специалистами в этой области как очень высокие, но степень изученности большинства отдельных перспективных локальных площадей остается на низком уровне. На единичных хорошо изученных территориях, утвержденных в ранге кимберлитового поля, до сих пор не установлено ни одного алмазоносного объекта, что не позволяет привлечь внимание потенциальных инвесторов.
В настоящее время экономическая политика государства нацелена на то, чтобы затраты на воспроизводство минерально-сырьевой базы были целиком переложены на недропользователей. Такая политика оправдана лишь для тех видов полезных ископаемых, для которых существует сеть конкурирующих недропользователей или для тех территорий, где конкретные объекты уже установлены и имеется соответствующая инфраструктура.
Так например, интересы единственного «монополиста» в алмазодобывающей отрасли в России – АК «АЛРОСА», не выходят за рамки территорий Якутской и Архангельской алмазоносных провинций, где перспективы с конкретными алмазоносными объектами были определены еще в советское время.
Очевидно, что для появления заинтересованности у потенциальных инвесторов к алмазоносным площадям на территории Красноярского края на первом этапе необходимо привлечение капиталовложений из федерального или краевого бюджета с целью выявления хотя бы одного промышленно-значимого объекта.
По мнению чл.-корр. РАН Н.П. Похиленко, к 2012г. общее падение мировой добычи алмазов составит примерно 20-25% от нынешнего уровня, и спрос может превысить добычу в два раза. Дефицит мировой добычи не покроет недавно открытые месторождения в Канаде и России. Такая тенденция, складывающаяся на рынке, позволяет прогнозировать резкий скачок цен на алмазы и получение сверхприбыли алмазодобывающими компаниями.


Список литературы

1. Абрамович И.И., Груза В.В., Клушин И.Г. и др. Современные идеи теоретической геологии. Л., Недра, 1984, 280с.
2. Бирюков В.М., Косыгин Ю.А. О находке акцессорных алмазов в друзит-эклогитах некоторых полосчатых комплексов Прибайкалья // ДАН СССР.1989. Т.306 №5. С.1204-1208.
3. Богацкий В.В. Морфоструктуры и волновой механизм образования рудолокализующих систем центрального типа и мульдообразных прогибов. «Геология рудных месторождений», №1, 1980, с.49 – 63.
4. Божко В.В., Божко Т.А., Маслов В.П. Коллектор кимберлитовых минералов в левобережье р. Подкаменной Тунгуски (бассейн р.р. Киче, Немба, Тайгикун). Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). Вып.№2, ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1992, с. 66 – 71.
5. Боткунов А.И. Некоторые закономерности распределения алмазов в трубке «Мир». Записки Всесоюз, Минер. Общества, ч.93, вып.4, 1964, с.424 – 435.
6. Бутан В.А. Конгломератовидные брекчии Ангарской тектоно-магматической зоны Енисейского кряжа. Сб. Минералы и руды Красноярского края. Красноярск, 1999, с.67 – 74.
7. Бутузов В.П., Литвин Л.Т., Подольских Л.Д., Самойлович М. К вопросу о генезисе алмазов. ДАН СССР, т.215, вып.5, 1974, с.1105 – 1108.
8. Вааг О.В., Матухин Р.Г., Хохрякова М.И., Черепанова И.И., Шульгин А.Ю. Палеогеография Ангаро-Подкаменнотунгусского субрегиона (время формирования тычанской свиты) и прогноз площадей сноса алмазов. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1991, с. 21 – 31.
9. Ваганов В.И. Алмазные месторождения России и Мира. М., «Геоинформмарк», 2000, 371с.
10. Ваганов В.И., Голубев Ю.К., Минорин В.Е. Методическое руководство по оценке прогнозных ресурсов алмазов, благородных и цветных металлов. Выпуск «Алмазы» М., ЦНИГРИ, 2002, 76с.
11. Васильев В.Г. Ковальский В.В. Черский Н.В. Проблема происхождения алмазов. Якутское книжное издательство. Якутск, 1961, с.152.
12. Велинский В.В. Серпентинизация гипербазитов (новые данные о природе процесса). Геол. и геофиз., №3, 1978, с. 52 - 62.
13. Взрывные кольцевые структуры щитов и платформ / В.И. Ваганов, П.Ф. Иванкин, П.Н. Кропоткин и др. М. «Недра», 1985. 200с.
14. Вотах О.А. Тектоника докембрия западной окраины Сибирской платформы. М., «Наука», 1968, 138с.
15. Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М., Недра, 1968, 222с.
16. Галимов Э.М. Кавитация как механизм синтеза природных алмазов. Изв. АН СССР, серия геол., 1973, №1, с. 22 – 37.
17. Гаранин В.К. Минералогия кимберлитов и родственных им пород алмазоносных провинций России в связи с их генезисом и поисками. Автореф. диссерт. д. г.-м. н., М., 2006.
18. Геологическое строение и закономерности размещения полезных ископаемых (Сибирская платформа). Под ред. Малича Н.С., Масайтиса В.С., Суркова В.С., т.4, Л.,»Недра»,1987, 448с.
19. Геология астроблем / В.С.Масайтис, А.Н.Данилин, М.С.Мащак и др. Л., «Недра», 1980. 231с.
20. Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Т. III. Генетические типы месторождений редких элементов. Гл.ред. К.А. Власов. М., Наука, 1966, 860с.
21. Глушков В.М., Никокошев А.В. Коры выветривания Тычанского района. Сб. «Проблемы стратиграфии и магматизма Красноярского края и Тувинской АССР», вып.2, ПГО «Красноярскгеология», Красноярск, 1991, с 112 – 116.
22. Горина И.Ф. Об источниках россыпных алмазов северо-востока Сибирской платформы. Россыпная алмазоносность Средней Сибири. Л.,1973, с 49 – 54.
23. Горяинов И.Н. «Метеоритная пыль» в траппах: космическое вещество или продукт Вулканизма? Геохимия, №11, 1976, с.1735 – 1738.
24. Даценко В.М. Эклогитоподобные породы Агульского грабена и проблема алмазоносности девонских отложений Рыбинской впадины. // Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири. Красноярск: КНИИГиМС. 2004. С.154-158.
25. Джайк А., Лунс Д., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М., «Мир», 1989, 2002.
26. Джейкс А., Луис Дж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии: Перевод с англ. М., «Мир», 1989, 430с.
27. Динер А.Э. Позднедокембрийский щелочной магматизм севера Енисейского кряжа. Сб. Щелочные комплексы центральной Сибири. Красноярск, 2003, с.14 – 24.
28. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Глубинная геодинамика. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «ГЕО», 2001. 408с.
29. Долгинов Е.А. Роль поперечных тектонических зон в строении заангарской части Енисейского кряжа / Вопросы геологии Красноярского края. Издательство Московского Университета, 1964, с. 52-63.
30. Донов А.Н., Федотова В.А. Ханаунский алмазоносный коллектор в северо-западной части Тычанского района. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1991, с. 77 - 79.
31. Доусон Д.Б. Кимберлиты и ксенолиты в них. (Перевод Каминского Ф.В.) М., «Мир»,1983, 300с.
32. Егоров К.Н., Зинчук Н.Н., Мишенин С.Г., Серов В.П., Секерин А.П., Галенко В.П., Денисенко Е.П., Барышев А.С., Меньшагин Ю.В., Кошкарев Д.А. Перспективы коренной алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы. Геологические аспекты минерально-сырьевой базы акционерной компании «АЛРОСА»: современное состояние, перспективы, решения. (Материалы региональной научно-практической конференции). Мирный, 2003, с. 50 – 84.
33. Забияка А.И. Саяно-Енисейский тектонический пояс и его металлогения. Сб. Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Вып.№6, КНИИГиМС, Красноярск, 2005, с. 171 – 183.
34. Заячковский А.А., Зорин Ю.М., Васильев Ю.М., Ников В.П., Шлыгин Е.Д. Об условиях залегания и о возрасте эклогитов Кокчетавской глыбы. Изв. АН Каз.ССР, сер.геол., №1, 1979, с.9 – 15.
35. Зверев В.В., Ладынин А.А. Некоторые особенности регионального геохимического поля заангарской части Енисейского кряжа в связи с перспективами выявления кимберлитовых полей / Геология и минеральные ресурсы Центральной Сибири, вып. 3, КНИИГиМС, Красноярск, 2002, с. 69-79.
36. Зинчук Н.Н., Коптиль В.И., Афанасьев В.П., Герасимчук А.В., Подвысоцкий В.Т., Мкртычьян Г.А. Прогнозные минералогические факторы коренной алмазоносности Байкитской области (Красноярский край). Сб. Геологические аспекты минерально-сырьевой базы акционерной компании «АЛРОСА»: современное состояние, перспективы, решения. (Материалы региональной научно-практической конференции). Мирный, 2003, с. 109 – 116.
37. Мкртычьян Г.А. Нижнее Приангарье: перспективы коренной алмазоносности. Сб. Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Вып.№6, КНИИГиМС, Красноярск, 2005, с. 106-110.
38. Зубарев Б.М. Дайковый тип алмазных месторождений. М., «Недра», 1989, 183с.
39. Каминский Ф.В. Некимберлитовые первоисточники алмазов. Сб. «Закономерности размещения и прогнозирования алмазных месторождений». Л., 1973.
40. Каминский Ф.В. Алмазоносность некимберлитовых изверженных пород. М., Недра, 1984, 173с.
41. Каминский Ф.В., Саблуков С.М. Нетрадиционные месторождения алмазов. Издание президиума РАН «Наука в России», вып.№1, М., 2002.
42. Карпов Г.А., Карданова О.Ф., Вергасова Л.П. Исследование современного бокситообразования на базальтовых вулканах Камчатки. Сб. Современный вулканизм и связанные с ним процессы. ИВ ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 2002.
43. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение. Изв. АН СССР, сер. Геологическая, №2, 1952, с. 56 – 59.
44. Коржинский Д.С. Потоки трансмагматических растворов и процессы гранитизации. //Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли.// Ч. 1, М., Наука, 1972, с. 144 – 153.
45. Костровицкий С.И. Физические условия, гидравлика и кинематика заполнения кимберлитовых трубок. Новосибирск, «Наука», Сиб. отд., 1976, 96с.
46. Кузьмин И.А. Курганьков П.П. Флюидизаты, как возможные коренные источники алмазов в Тычанском алмазоносном районе (на примере Западного Урала и юга Сибирской платформы). Сб. Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Вып.№8, КНИИГиМС, Красноярск, 2007, с. 113 – 116.
47. Курганьков П.П., Сапегин А.Г. Новые данные о взаимоотношении тычанской и суриндинской свит. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1991, с. 80 – 84.
48. Курганьков П.П., Юркин В.В. Новый тип палеозойского алмазоносного коллектора в Тычанском районе. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). Вып.№2, ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1992, с. 58 – 63.
49. Курганьков П.П., Кузьмин И.А. Хушмуканская структура и перспективы ее алмазоносности. Сб. Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Вып.№7, КНИИГиМС, Красноярск, 2006, с.110 – 116.
50. Курдюмов А.В., Слесарев В.Н., Островская Н.Ф. и др. Кристаллическая структура лонсдейлита, образующегося при высоких статических давлениях. В кн.: Физика и техника высоких давлений. Киев, «Наукова думка», 1981, с. 46 – 50.
51. Курцерайте Ш.Д. О перспективах алмазоносности юго-западной части Сибирской платформы.  // Советская геология. №9. М. «Недра» 1959. С.102-112.
52. Летников Ф.А., Феоктистов Г.Д., Вилор Н.В. и др. Петрология и флюидный режим континентальной литосферы. Новосибирск, Наука, 1988, 112 с.
53. Летников Ф.А. Флюидальные фации континентальной литосферы и проблемы рудообразования. Иркутск, Вестник ОГГГГН РАН, №4(10);99, 1999.
54. Лимонов А.Ф. Грязевые вулканы. МГУ им. М.В. Ломоносова, Соросовский образовательный журнал №1, 2004, с.63 – 69.
55. Лупашко Т.Н., Полканов Ю.А., Таращан А.Н. и др. Азотсодержащие импактные алмазы из Попигайского кратера. Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона: Материалы Всероссийского совещания. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2006, с88 – 89.
56. Макдоналд Г. Вулканы. М., «Мир», 1975, 431с.
57. Манаков А.В., Митюхин С.И., Полтарацкая О.Л., Романов Н.Н. Геофизическое районирование восточной части Якутской кимберлитовой субпровинции. // Геология, закономерности размещения, методы прогнозирования и поисков месторождений алмазов. Мирный, 1998.
58. Маракушев А.А., Шахотько Л.И. Стадии формирования и природа Попигайской алмазоносной кольцевой структуры. Докл. Рос. Акад. Наук, 2001, т.377, №3, с.366 – 369.
59. Масайтис В.Л., Футергендлер С.И., Гневушев М.Л. Алмазы в импактитах Попигайского метеоритного кратера. Записки Всесоюзн. Минер. Общества, №1, 1972, с.108 – 112.
60. Масайтис В.Л. Геологические последствия падений кратерообразующих метеоритов. Л., «Недра», 1973. 20с.
61. Масайтис В.Л., Михайлов М.В., Селивановская Т.В. Попигайский метеоритный кратер. М., «Наука», 1975, 124с.
62. Мащак М.С., Наумов М.В. Признаки ударного метаморфизма в породах Вишерского алмазоносного района и прблема коренных источников алмазов.// Магматизм, метаморфизм и рудоносность Урала и прилегающих территорий. Сыктывкар, 2000.
63. Межвилк А.А. Попигайское вулканотектоническое сооружение. Изв. АН СССР. Сер. геол., 1981, №6, с.19 – 24.
64. Мейстер А.К. Пикриты Южно-Енисейского горного округа. С.-П.Б. Записки Императорского минер. Общества. 1905, 4.42, с.148-151.
65. Метелкина М.П., Прокопчук Б.И., Суходольская О.В., Францессон Е.В. Докембрийские алмазоносные формации мира. М., «Недра»,1976,134с.
66. Мкртычьян Г.А., Рубцов С.А. Пиропсодержащий коллектор участка Немба. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). Вып.№2, ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1992, с. 63 – 65.
67. О новом типе коренных источников алмазов на Урале. / Рыбальченко, Колобянин В.Я., Лукьянова Л.И. и др.// Докл. РАН. 1997. Т.353. №1.
68. Орлов Ю.В. Полигенез и типоморфизм алмаза в кимберлитовых месторождениях. Изв. АН СССР, сер.геол., №11, 1977, с.64 – 73.
69. Павленко А.С., Реверкек Р.Г., Аслоян А.Н., Гупян Э.Х., Паланджан С.А., Егоров О.С. К вопросу об алмазоносности гипербазитовых поясов Армении.  «Геохимия», №3, 1974.
70. Пальянов Ю.Н., Сокол А.Г., Соболев Н.В. Экспериментальное моделирование мантийных алмазообразующих процессов. Геология и геофизика, 2005, т. 46, №12, с. 1290 – 1303.
71. Перспективы алмазоносности Красноярского края /Минеральные ресурсы Красноярского края /Минеральные ресурсы России. Экономика и управление /А.К. Мкртычъян, М.Л. Кавицкий, П.П. Курганьков, Г.А. Мкртычъян, А.С. Варганов. – М.: Геоинформмарк, декабрь 2004. – С. 66-71.
72. Перчук А.Л. Эклогиты комплекса Берген Аркс, Норвегия: петрология и минеральная хронометрия // Петрология. 2002. Т.10. №2. С. 115-137.
73. Поляков М.М., Трухалев А.И. Попигайская вулканотектоническая кольцевая структура. Изв. АН СССР. Сер. геол., 1974, №4, с85 – 94.
74. Пономаренко А.И., Серенко В.П., Лазько Е.Е. Первые находки алмазоносных эклогитов в кимберлитовой трубке Удачная // Докл. АН СССР, т.209, №1, 1973, с.188 – 189.
75. Портнов А.М. Флюидный диапиризм как причина формирования кимберлитовых трубок и карбонатитовых массивов. ДАН СССР, т.246, вып.2, 1979, с.416 – 420.
76. Рожков И.С., Михалев Г.П., Зарецкий Л.М. Алмазоносные россыпи Мало-Ботуобинского района Западной Якутии. М., Изд-во АН СССР, 1963., 184с.
77. Розен О.М., Манаков А. В., Серенко В.П. Палеопротерозойская коллизионная система и алмазоносный литосферный киль Якутской кимберлитовой провинции. Геология и геофизика, 2005, т. 46, №12, с. 1259 – 1272.
78. Романов А.П. Перспективы алмазоносности Горного Таймыра. Сб. Недра Таймыра, вып.№2, ВСЕГЕИ, Норильск, 1997, с. 185 – 198.
79. Рыбальченко А.Я. Модель алмазоносных флюидизатно-эксплозивных структур уральского типа // Прогнозирование и поиски коренных алмазных месторождений. Симферополь, 1999.
80. Рыбальченко А.Я. закономерности локализации и алмазоносность интрузивных пирокластитов Талицко-Благодатского туффизитового поля./ Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона: Материалы Всероссийского совещания. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2006, с147 – 150.
81. Секерин А.П., Меньшагин Ю.В., Лащенов В.А. Рифейские базитовые формации Урикско-Туманшетской зоны Присаянья. // Советская геология. №2 М. «Недра». 1991. С. 58-64.
82. Секерин А.П., Меньшагин Ю.В., Лащенов В.А. Высококалиевые мантийные породы Урикско-Туманшетской мобильной зоны и проблемы алмазоносности Присаянья. // Отечественная геология. №2. М. «Поликарт» 1999. С. 16-23.
83. Смирнов В.А. Магматогенные полости в карбонатных породах. Пермь, Доклад на заседании Комиссии спелеологии и карстоведения МЦ РГО от 19.01.2006, 42с.
84. Соболев Н.В., Похиленко Н.П., Лаврентьев Ю.Г. Особенности состава хромшпинелидов из алмазов и кимберлитов Якутии. Геология и геофизика, 1975, вып.№1, с.7 – 24.
85. Соколов Б.Н. Образование россыпей алмазов. Основные проблемы. История алмаза. М., «Наука», 1982.
86. Старосельцев В. С., Мигурский А. В., Старосельцев К. В. Енисейский кряж и его сочленение с Сибирской платформой и Западно-Сибирской плитой // Геология и геофизика, т. 44, № 1—2, 2003, с. 76—85.
87. Страхов Л.Г. Рудоносные вулканические аппараты юга Сибирской платформы. Новосибирск, Наука, Сиб. Отд., 1978, 118с.
88. Сурин Т.Н. Петрология и геодинамические условия формирования лампрофиров и постколлизионных лампроитоидов магнитогорской мегазоны. Сб. Постколлизионная эволюция подвижных поясов. Уральское Отд. РАН, Екатеринбург, 2001.
89. Сурков B.C., Старосельцев B.C., Кузнецов В.Л. Строение земной коры нижнего Приангарья. / Геофизические исследования в Средней Сибири. Красноярск, КНИИГиМС, 1997, с. 99-113.
90. Тектоника и металлогения Нижнего Приангарья/ Забияка А.И., Курганьков П.П., Гусаров Ю.В. и др. Красноярск, КНИИГиМС, 2003, 322с.
91. Трофимов В.С. Основные закономерности размещения и образования алмазных месторождений на древних платформах и в геосинклинальных областях. М., «Недра», 1967, 300с.
92. Трофимов В.С. Геология месторождений природных алмазов. М., «Недра», 1980, 304с.
93. Уханов А.В., Малышев Т.В. Прогревание ультраосновных ксенолитов в кимберлитовой магме. Геохимия, 1973, №10, с. 1467 – 1472.
94. Уханов А.В., Рябчиков И.Д., Харькив А.Д. Литосферная мантия Якутской кимберлитовой провинции. М., «Наука»,1988, 286с.
95. Францессон Е.В. О поисковом значении мелких алмазов. Сб. «Закономерности размещения и прогнозирования алмазных месторождений» Л., 1973, с.39 – 40. 2. 8.
96. Харькив А.Д., Квасница В.Н., Сафронов А.Ф., Зинчук Н.Н. Типоморфизм алмаза и его минералов-спутников из кимберлитов. Киев, «Наукова думка», 1989, 184с.
97. Холодов В.Н. О природе грязевых вулканов. М., Геологический институт РАН, Природа №11, 2001, с.47 – 58.
98. Чайковский И.И. Петрология и минералогия эксплозивно-грязевого вулканизма Волго-Уральской алмазоносной субпровинции. Автореф. диссерт. на соискание научной степени д.г.-м.н., Сыктывкар, 2004, 23с.
99. Шабалкин Л.И. Эклогитоподобные и ассоциирующие с ними породы в Мало-Тагульском габброидном массиве (Восточный Саян) //Геология и геофизика. 1976. №3. С.137-142.
100. Шамшина Э.А. Коры выветривания кимберлитовых пород Якутии. Новосибирск, «Наука», 1979,
101. Штейнберг Д.С., Лагутина М.В. Углерод в ультрабазитах и базитах. М., Наука, 1984, 112с.
102. Шульгин А.Ю., Мащенко А.В. Пиропоносный коллектор каменноугольного возраста участка Бедошемо – Мирюга. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1991, с. 73 – 76.
103. Якубова С.А., Геншафт Ю.С., Дуденков Ю.А. История роста природных алмазов (по данным исследования внутренней морфологии). Сб. «Минералогия, геохимия и прогнозирование алмазных месторождений», Л., 1974, с.55 – 59.
104. Рыбальченко А.Я., Колобянин В.Я., Лукьянова Л.И. и др. О новом типе коренных источников алмазов на Урале. ДАН, Т 353, №1, 1997, с. 90 – 93.
105. Домышев В.Г., Брандт С.Б., Брандт И.С. Возрастная корреляция базитов юга Сибирской платформы на основании изотопных данных // Отечественная геология, №8, 1995, с. 61-64.
106. Мкртычьян Г.А. Нижнее Приангарье: перспективы коренной алмазоносности. Сб. Геология и полезные ископаемые Красноярского края. Вып.№7, КНИИГиМС, Красноярск, 2005, с. 106-110.
107. Амиржанов А.А., Яныгин Ю.Т. Петрология некоторых диатрем Мало-Ботуобинского района и перспективы юго-западного «коридора надежды». // Петрология литосферы и происхождение алмаза: Тез. докл. Междунар. симпозиума, СО РАН, Ин-т геологии и минералогии им. В.С. Соболева, Новосибирск, 2008, с. 8.
108. Чесноков Б.П. Магнетитовое оруденение, поисковые критерии и оценка перспектив юго-западной части Сибирской платформы. Диссертация на соискание ученой степени канд. геол-мин. наук. Красноярск, 1967, 224 с.
109. Барышев А.С., Егоров К.Н., Галенко В.П., Скрипин А.И., Секерин А.П. Перспективы открытия промышленных месторождений алмазов на юге Сибирской платфомы. Разведка и охрана недр, №8, 2004, с. 8-17.
110. Кольская сверхглубокая. Исследования глубинного строения континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины. М., Наука, 1984, 490с.
111. Разумова В.Н. К вопросу о происхождении бокситов. // Процессы континентального литогенеза. Труды ГИН АН СССР под редакцией А.В. Пейве, вып.350, М., Наука, 1980, с. 60 – 93.
112. Уханов А.В. Кимберлит как контаминат карбонатитовой магмы. // Петрология литосферы и происхождение алмаза: Тез. докл. Междунар. симпозиума, СО РАН, Ин-т геологии и минералогии им. В.С. Соболева, Новосибирск, 2008, с. 102.
113. Мигурский А.В., Баранова М.И., Гошко Е.Ю. Глубинное строение Чадобецкого поднятия (Сибирская платформа). // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Центральной Сибири и прилегающих территорий. Материалы научно-практической конференции. Красноярск, ОАО»Красноярскгеолсъёмка»,2007, с. 122 – 126.
114. Мальков Б.А. Карбонатитовые кимберлиты – новый тип алмазоносных пород. // Доклады Академии наук СССР, т.221, №5, 1975, с. 1170-1173.
115. Геология и генезис алмазных месторождений. Под ред. Б.М. Зубарева. Кн. 1, М., ЦНИГРИ, 1989, 242с.
116. Мкртычьян Г.А., Обух В.Е., Варганов А.С., Лаврова Г.И. Кимберлитовые породы на юго-востоке Енболакской алмазопоисковой площади. // Геология и полезные ископаемые Красноярского края и республики Хакасия. Вып.№6, ФГУГП «Красноярскгеолсъёмка», 2003,с. 174 – 191.
117. Хохрякова М.И., Матухин Р.Г., Вааг О.В., Мкртычьян Г.А. Проявления основного и ультраосновного эксплозивного вулканизма в бассейне р. Подкаменной Тунгуски (Тычанский алмазоносный район). Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). Вып.№2, ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1992, с. 27 – 35.
118. В.В. Бошко, А.О. Тараторкин, Т.А. Бошко, Н.П. Забирченко, Г.А. Мкртычьян, А.В. Мащенко. Открытие кимберлитовой трубки «Хоркич» в южной части Тычанского района. Сб. «Вопросы алмазоносности юго-запада Сибирской платформы» (материалы рабочего совещания по Тычанскому району). Вып.№2, ПГО «Красноярскгеология», ВНТГеО, Красноярск, 1992, с. 48 – 52.