Кузьмин И.А.
ОАО «Красноярскгеолсъёмка»
Новые данные по бокситоносности Чадобецкого поднятия и вопросы генезиса гипергенных образований.
В полевой сезон 2009г. при проведении работ ГДП-200 листа О-47-IV на северо-западном крыле Чадобецкого поднятия в пределах «карбонатного кольца» (водораздел истоков р. Накита и верхнего течения р. Терина) выявлена тектоническая депрессия размером около 3;6км, выполненная сиаллитными глинами (рис. 1). По длинной оси депрессия ограничена разломами северо-восточного простирания. Полная мощность отложений (~50м) депрессии была вскрыта при проведении алмазопоисковых работ (Мкртычян, 2005). В результате заверки магнитной аномалии скважиной Ен-9 были вскрыты сиаллитные глины серого, желтого и кирпично-красного цвета с прослоями плотных пород кирасы мелкобобового сложения. Аналогичные глины с обломками каменистых железистых бокситов крупнобобового сложения были вскрыты линией горных выработок в краевой части депрессии. Содержание Al2O3 в глинах варьирует от 18 до 22%, отмечается также высокое содержание TiO2 – 9-10,5%. Часто глины содержат прожилки и линзы железо-марганцевых минералов (Fe2O3 общ до 55%; MnO до 7%) мощностью до 10см. Отдельными шурфами вскрываются также коренные ферросиллиты с содержанием Fe2O3 более 70%.
Благоприятная структурно-тектоническая позиция проявления и наличие обломков каменистых бокситов в сиаллитных глинах позволяет предполагать наличие крупных залежей бокситов в пределах выявленной тектонической депрессии.
Магнитное поле тектонической депрессии характеризуется наличием большого количества локальных положительных магнитных аномалий грубоизометричной или овальной формы интенсивностью до 2000 Нтл, и нередко имеющих отрицательное сопровождение. Магнитные аномалии обычно сопровождаются повышенными значениями радиоактивности (в основном 30-40 мкр/ч, с редкими пиками до 120 мкр/ч, при общем фоне – 7-14 мкр/ч).
Вскрываемые в пределах магнитных объектов аномалиеобразующие породы, по нашему мнению, являются образованиями подводящих каналов грязевых вулканоидов и согласно последнему изданию Петрографического кодекса соответствуют новому типу эндогенно-эксплозивных горных пород – флюидолитам.
Аномалии №№ 1, 8, 9 связаны с небольшими вытянутыми дайкообразными телами, покровами и сложены песчанисто-глинистыми образованиями с участками брекчирования. Аномалии №№ 2, 3, 4, 5, 6 представлены плоскодонными маарами аргиллизитов гидрослюдисто-глинисто-кремнистого состава с редкими полуокатанными обломками пород глубоких горизонтов (известняки, песчаники, углистые алевролиты, окремненные доломиты, кимберлитоиды). Причем, обломки часто покрыты тонкой пленкой железо-марганцевых минералов. Глубина мааров варьирует в пределах 25-30м. Цоколь мааров представлен известняками нижнего кембрия, часто импрегнированными дайками и апофизами кимберлитоподобных пород, лампрофиров и карбонатитов. Контакты образований с вмещающими их глинами резкие, вертикальные или субвертикальные.
Минеральный состав грязевулканических образований характеризуется большим содержанием магнетита – до 90% от общего веса тяжелой фракции шлиха, лимонита – 10-40%, перовскита (чаще лейкоксенизированного) – 5-40% и ильменита – 1-5%. Из второстепенных минералов постоянно присутствуют пикроильменит в количестве до первых процентов, а также апатит, циркон, анатаз, корунд, рутил. Образования нередко содержат крупные осколки неизмененного вулканического стекла основного состава. В небольшом количестве присутствуют также пироксены, хромшпинелиды, редко встречаются бадделеит, сфен, пирит, гематит, хлорит, турмалин, альмандин, гроссуляр, пироп, амфиболы, дистен, ставролит и золото. В керновой пробе весом 1т, отобранной на аномалии №3, обнаружены два обломка кристалла алмаза октаэдрического габитуса размером 1,5 и 1,7мм (Мкртычьян, 2005).
Легкая фракция представлена в основном кварцем, кремнями и глинистыми минералами (монтмориллонит, каолинит, гиббсит, хлоритоиды), реже встречаются полевые шпаты, гидрослюды и цеолиты.
Вторичные гидротермальные процессы способствовали интенсивному образованию натеков и оолитов железомарганцевых минералов по трещинам, а также прожилков цеолитов.
Породы Накита-Теринского участка по минеральному и, в некоторой степени, по химическому составу сопоставимы с алмазоносными инъективными образованиями Западного Урала – вишеритами, которые И.И. Чайковский относит к образованиям эксплозивно-грязевого вулканизма [10]. Мнение большинства исследователей уральских вишеритов склоняется также к тому, что генезис данных образований имеет инъективный характер, несмотря на их значительное сходство с образованиями кор выветривания. Химический состав вишеритов варьирует в пределах: SiO2 – 53,50-81,80%; TiO2 – 0,52-1,10%; Al2O3 – 10,76-26,42%; Fe2O3 – 2,70-11,90%; FeO – 0,21-2,28%;MnO – 0,09-1,40%; CaO – 0,45-1,60%; MgO – 1,70-4,22%; Na2O – 0,01-0,36%; K2O – 0,92-6,10%; Р2О5 – 0,17-0,34% [11]. Высокое содержание кремнезема объясняется большим количеством ксеногенных зерен кварца и обломков кварцитов в породах.
Механизм образования глинистых потоков, покровов, даек и диатрем, заполненных брекчиевыми глинами, можно наблюдать в настоящее время на Керченском и Таманском полуостровах (северо-западный фланг Главного Кавказского хребта). Размеры и форма грязевых вулканов идентичны диатремам кимберлитов и лампроитов. По геофизическим данным корневые части стволовых структур фиксируются в диапазоне глубин от 5 до 9км [9].
Химический состав пород, с которыми связаны аномалии Накита-Теринского участка (см. табл.) значительно разнится, что вероятно объясняется различным составом пород рамы вмещавших агрессивные растворы и степенью проявления постинъективных гидротермальных процессов.
Таблица
Химический состав пород Накита-Теринского участка.
1 2 3 4 5 6 7 8
SiO2 40,01 33,05 27,88 14,43 24,99 61,67 70,24 62,95
TiO2 9,44 10,36 8,25 13,08 6,78 1,57 0,70 0,64
Al2O3 16,83 8,30 6,42 18,32 6,58 18,68 11,57 14,36
FeO 0,25 0,25 0,30 3,36 0,25 0,25 0,25 3,25
Fe2O3 17,87 14,89 14,60 35,35 34,87 6,05 8,04 5,75
MnO 0,21 0,10 0,20 0,17 1,53 0,07 0,35 0,08
CaO 0,97 4,56 18,1 0,87 3,71 0,84 0,45 2,42
MgO 1,51 3,86 5,40 1,44 7,57 0,58 1,30 1,61
Na2O 0,08 0,12 0,17 0,34 0,12 0,12 0,28 2,63
K2O 0,11 0,60 0,30 0,10 0,48 0,73 2,24 2,06
P2O5 1,03 2,85 1,53 2,35 2,04 0,39 0,14 0,15
; 100,23 99,80 99,94 100,45 100,32 99,17 99,60 99,05
Прим.: 1 – порода аномалии №1; 2 – порода аномалии №3; 3 – ксенолит кимберлитоподобной породы; 4 – порода аномалии №8; 5 – порода аномалии №9; 6 – вмещающие глины; 7 – нептуническая дайка вишерита (Зап. Урал); 8 – современный грязевой вулкан (Таманский п-ов). Анализы выполнены в Центральной аналитической лаборатории ОАО «Красноярскгеолсъёмка».
В данном случае в пределах участка вполне очевидна генетическая связь не только между образованием тектонической депрессии и грязевулканической деятельностью, но и формированием бокситоносных горизонтов. Образование ферриаллитов, очевидно, произошло за счет выноса глинистых растворов из аппаратов грязевых вулканоидов.
В целом, анализируя фактический материал по месторождениям Чадобецкого поднятия, традиционно связываемых с гипергенезом, обнаруживается большое количество противоречивых фактов и несоответствий, касающихся генезиса рудоносных отложений. Поэтому полученный фактический материал и критический анализ данных предшествующих исследователей заставляют усомниться в правильности интерпретации генетической принадлежности месторождений не только Чадобецкого поднятия, но и всего Нижне-Ангарского региона.
Образование мощных каолиновых толщ и месторождений бокситов большинством отечественных геологов объясняется поверхностным климатическим выветриванием. Однако приводимые многими исследователями факты позволяют утверждать, что в ряде случаев генезис каолинит-гиббситовых образований носит инъективный характер и образование излившихся глинистых коллоидных растворов произошло в результате гидротермально-пневматолитового воздействия флюидных потоков на глубинные породы вмещающей рамы.
Впервые предположение об эффузивном генезисе девонских бокситов Северного Урала было высказано в работе А.В. Пейве и Н.А. Штрейс в Известиях АН СССР за 1946 г [6]. Несостоятельность в ряде случаев поверхностных гипергенных теорий происхождения бокситов обоснована в научной работе В.Н. Разумовой [7], где на основе богатого фактического материала доказывается эксплозивно-гидротермальный генезис бокситов. Происхождение эрозионно-тектонических впадин Чадобецкого поднятия, заполненных бокситами, А.А. Гузаев (АГРЭ) связывает с гидровулканизмом – процессом восходящих высоконапорных водных потоков.
Связь каолинитовых толщ и бокситовых месторождений с вулкано-тектоническими депрессиями и купольными поднятиями, образованными магматическими диапирами, наблюдается 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 прослои 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 [3].
Рассматривая различные месторождения каолиновых глин и бокситов, действительно связанных с корами выветривания, нетрудно заметить, что данные образования (и латеритные и осадочные переотложенные) формируются на крупных массивах с большим содержанием полевых шпатов или фельдшпатоидов, либо в непосредственной близости от них. В пределах Чадобецкого поднятия известны лишь небольшие тела карбонатитов (Al2O3<7%), лампрофиров и щелочных пикритов(Al2O3 – 5-10%), содержания алюмосиликатов (полевых шпатов, слюд и фельдшпатоидов) в которых ничтожно мало для образования сколько-нибудь значительных по объему гиббсит-каолинитовых толщ.
Осадочные породы, слагающие поднятие и представленные карбонатными или терригенными осадками, также имеют весьма низкие содержания алюмосиликатов (;10%) и, как следствие, невысокие содержания Al2O3, чаще значительно меньше одного процента. По данным Б.М. Михайлова [5], для образования промышленных концентраций глинозема в коре выветривания необходимо, чтобы содержание Al2O3 в материнских породах составляло 10-20%.
Долериты (Al2O3 – 12-20%), вскрывающиеся в настоящее время по периметру Чадобецкого поднятия, не могли быть поставщиком алюмосиликатов в рудовмещающие глинистые осадки мурожнинской свиты раннепалеогенового возраста, так как на тот момент еще не были вскрыты эрозией, о чем свидетельствует полное отсутствие гальки долеритов даже в ранненеогеновых конгломератах.
Если рассматривать точку зрения о накоплении каолинитовых толщ в результате переотложения, то совершенно не понятен источник сноса, так как купола Чадобецкого поднятия на момент накопления гипергенных осадков гипсометрически являлись наиболее поднятыми областями Ангаро-Тунгуского междуречья, и снос продуктов дезинтеграции был возможен только с этих возвышенностей, а не на них. Кроме того, известно, что амфотерный оксид титана (TiO2), растворяющийся только в концентрированных кислотах, при увеличении рН выпадает в осадок значительно раньше, чем глинозем. Поэтому соотношение Al2O3/TiO2 должно резко увеличиваться при миграции от места образования глинистого раствора к участкам удаленным от него. В действительности данное отношение характеризуется стабильным постоянством у различных типов месторождений (карстовый или котловинный), в пределах любого участка отдельного месторождения Чадобецкой группы, что говорит об инъекции бокситоносых глин в виде тонкодисперсных взвесей в готовом виде.
Также не существует логичного объяснения происхождения столь глубоких «карстовых» полостей и «эрозионно» - тектонических депрессий в пределах Чадобецкого купола, выполненных гиббсит-каолинитовыми образованиями. Теоретические предположения о колебании базиса эрозии, способствовавшем проникновению выветривания на такую глубину, не объясняют процесс образования таких мощностей рыхлой толщи. Преобладание в образованиях заполняющих карст глинистых осадков исключает возможность интенсивного метеорного промывания, являющегося важнейшим условием латеритного выветривания.
Известно, что максимальная глубина карстовых полостей обычно не превышает величины относительного превышения между урезом воды ближайшего крупного водотока (или озера, моря) и устьем карстовой полости. В тоже время, отдельные скважины (№246 и №150) в пределах котловины месторождения Центральное, достигнув глубины 576м и 465м, так и не вышли из рыхлых образований. По геофизическим данным глубина данных образований превышает 1500м. Палеогеографическими реконструкциями палеорельефа Ангаро-Подкаменнотунгусского междуречья установлено, что относительные превышения на этой площади никогда не превышали даже первой сотни метров [1]. Поэтому возникновение столь глубоких воронок трудно связать с карстообразованием. Более логично объяснить образование этих глубоких полостей может лишь предположение о том, что данные скважины вошли в подводящие каналы грязевых вулканов.
Кроме того, бокситоносный «карст» часто имеет «слепые» субвертикальные ответвления, заполненные «латеритными» образованиями, которые также нельзя объяснить механическим сносом продуктов разрушения кор выветривания в палеопонижения. Удивляет также отсутствие даже упоминания о находках натечных форм кальцита, характерных для истинного карста. Не характерной для последнего является и форма бокситоносного «карста», больше похожая на диатремы кимберлитов.
Проведенные В.А.Смирновым [8] 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%.
Образование карстоподобных полостей за счет подъема (эксфильтрации) глубинных гидротермальных растворов (гидротермокарст), описывается в работах Э.И. Кутырева и Р.А. Цыкина.
Таким образом, дилемма – заполняли ли бокситоносные глины готовые карстовые полости или полости возникали за счет внедрения рудоносных растворов, является весьма спорной.
К выше сказанным противоречиям следует добавить отсутствие площадного распространения гиббсит-каолинитовых «кор выветривания» в пределах юго-западной части Сибирской платформы, локализующихся лишь в границах крупных положительных структур (Енисейский кряж, Чадобецкое поднятие, Кодинская горстантиклиналь и др.), в то время как за их пределами существуют и подходящие породы, и благоприятные для их накопления рельефные ловушки.
С позиции структурно-тектонического контроля, являющегося определяющим фактором бокситового и фосфатно-редкоземельно-ниобиевого (ФРН) оруденения, хронологию процесса можно представить в следующем виде:
В конце пермского периода произошло внедрение мантийного диапира на пересечении двух крупных глубинных разломов, что привело к образованию купола Чадобецкого поднятия и внедрению неалмазоносных кимберлитоидов, брекчиевых лампрофиров и карбонатитов. Верхняя кромка диапира по геофизическим данным фиксируется на глубине около 11км, в пределах кровли кристаллического фундамента платформы [4]. Дегазация расплава привела к образованию агрессивных (кислотных) флюидов, под воздействием которых произошло разложение алюмосиликатных минералов в породах фундамента и накопление глинистых растворов в трещинно-пористом субстрате над диапиром.
В начале кайнозойской эры поддвиг северо-восточной окраины Сибирской платформы способствовал образованию складчато-глыбовых сооружений Верхоянского хребта, а также Лено-Анабарского и Предверхоянского прогибов. В условиях возникшего сжатия на Чадобецком поднятии произошло выдавливание глинистых растворов, что на поверхности выразилось в активизации грязевулканической деятельности. В результате в пределах поднятия сформировались два купола (Чуктуконский и Теринский) небольшого размера, в ядрах которых образовались крупные тектонические депрессии типа трещин разрыва и стволовые структуры грязевых вулканоидов с бокситовым и редкометальным оруденением. Образование купольных структур в данном случае сопоставимо с образованием купола над магматическим диапиром, с той лишь разницей, что ядро такого купола сложено находящимися под большим давлением газовыми флюидами и жидкими растворами. Вынос вещества газово-жидкими растворами способствовал быстрому заполнению отрицательных форм рельефа.
Различная обогащенность глинистых образований глубинного гипергенеза алюминием или ФРН рудами объясняется, скорее всего, разным составом глубинных пород, подвергавшихся гипергенным процессам. В частности, для Чуктуконского месторождения состав пород рамы, вмещавших агрессивные флюиды, в значительной степени карбонатитовый, а в составе промежуточной камеры месторождения Центрального очевидно преобладают породы, содержащие полевые шпаты и фельдшпатоиды (гранито-гнейсы, базальтоиды и т.д.). Первичные ФРН руды фазы редкометальных карбонатитов имеют содержания полезных компонентов более чем на порядок ниже и промышленного значения не имеют.
На обрамлении куполов внедрение глинистых растворов происходило по кольцевым разломам, образуя цепочки карстоподобных воронок (диатрем) или дайкообразных тел, соответствующих общераспространенному понятию «линейные коры выветривания».
Еще одно несоответствие заключается в том, что в «корах выветривания» над кимберлитовыми телами кремнезем, как и глинозем, считаются инертными малоподвижными компонентами, для которых характерно их совместное накопление, а в бокситовых образованиях, для которых характерны исходные породы с высоким содержанием кремнезема, почему-то происходит его интенсивный вынос и накопление лишь глинозема. К примеру, в истинно латеритных профилях кремнезем накапливается непосредственно под латеритными бокситами в виде кремнисто-глинистого литомаржа. На Чадобецких месторождениях кремнезем образует дайкообразные тела в краевых частях депрессий и представлен кварц-халцедоновым агрегатом. Логичнее предположить, что в данном случае разделение глинозема и кремнезема произошло на значительной глубине и последующее их внедрение в виде гелеподобных масс происходило последовательно.
Необъяснимо так же с точки зрения гипергенной теории часто наблюдаемое переслаивание «продуктов выветривания» (каолинитовых глин) с лигнитами и пластами углей, не затронутых процессами преобразования.
Состав основной бокситовмещающей массы преимущественно каолинитового состава с незначительным количеством минералов группы монтмориллонита, что говорит о преобладании беспироксеновых пород в промежуточной камере, вмещавшей агрессивные флюиды.
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,
4Na[AlSiO4]+2H2+2CO2 + 4ОН = Al4[Si4O10](OH)8 + 2Na2CO3 – для фельдшпатоидных 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, если процесс серпентинизации породообразующих минералов перидотитовых пород возможен при температурах в интервале 300-500;С, то каолинитизация гранито-гнейсовых образований возможна при температурах значительно ниже 300;С. На поверхности глинистая масса подвергается гидратации с образованием соответствующих гидратов: монтмориллонита, сапонита, нонтронита, галлуазита и др.
Таким образом, основная бокситовмещающая масса образуется в результате гидролиза (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. Инъекции высвободившегося кремнезема образуют дайкообразные или линзовидные тела в виде халцедона в краевых частях депрессий, выполненных каолинитовыми глинами. Именно такая ситуация наблюдается на бокситовых месторождениях Чадобецкого поднятия.
Другим важным условием осуществления подобных химических преобразований является предварительное растворяющее воздействие кислот на исходные минералы. Необходимость данного условия объясняется устойчивостью алюмокремнекислородного радикала – [AlmSin-mO2n]-m к воздействию воды и гидротермальное воздействие в чистом виде приводит лишь к выщелачиванию или к цеолитизации полевых шпатов и фельдшпатоидов. Например, при фильтрации гидротерм через толщи полевошпатовых песчаников или туфогенно-осадочных образований образуются месторождения аутигенных цеолитов.
Экспериментальными лабораторными исследованиями установлено, что вода является наименее активным агентом химического разложения минералов и при воздействии даже на легкорастворимые силикаты (слюды, фельдшпатоиды и др.) ни железа, ни алюминия из минералов вода не извлекает [2]. Возможность частичного растворения минералов при взаимодействии с водой сильно зависит от степени ее кислотности.
Разложение минералов в латеритных профилях на материнских породах, вероятно, происходит за счет воздействия гуминовых кислот,или при выпадении кислотных осадков, образующихся при извержении вулканов,в результате чего происходит фракционирование первичной породы на собственно латериты и кремнисто-глинистый литомарж.
В замкнутых системах минерал-растворитель с увеличением концентрации вещества в растворе значение рН значительно повышается и происходит постепенная нейтрализация кислот вплоть до полного исчезновения водородных ионов. При достижении определенной величины рН или при понижении температуры раствора начинается процесс коагуляции соответствующих составляющих из раствора в осадок.
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, образуя площадные покровы.
Таким образом, работы разных исследователей, изучавших механизмы образования карста и процессов бокситообразования, свидетельствуют о глубинном генезисе бокситоносных образований многих 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 бокситов; 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.
Список литературы
1. 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.
2. Ершова А.И. Некоторые данные по изучению разлагающего действия гумусовых кислот на минералы. // Геология и геохимия кор выветривания, вып. 10, М., Наука, 1968, с. 260 – 267.
3. 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.
4. 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.
5. Михайлов Б.М. Фациальные типы рудоносных кор выветривания и их эволюция в истории Земли. // Кора выветривания и гипергенное рудообразование. М., Наука, 1977, с.22 - 32.
6. Пейве А.В., Штрейс Н.А. О новой теории генезиса боксита. Известия АН СССР, серия геол., №1, М, 1946, с. 163 – 170.
7. 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.
8. Смирнов В.А. Магматогенные полости в карбонатных породах. Пермь, Доклад на заседании Комиссии спелеологии и карстоведения МЦ РГО от 19.01.2006, 42с.
9. Холодов В.Н. О природе грязевых вулканов. М., Геологический инстутит РАН, Природа №11,2001 с. 47 - 58.
10. Чайковский И.И. Петрология и минералогия эксплозивно-грязевого вулканизма Волго-Уральской алмазоносной субпровинции. Автореф. диссерт. на соискание ученой степени д.г.-м.н., Сыктывкар, 2004, 23с.
11. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Литохимическая диагностика алмазоносных «вишеритов». // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: материалы ХV геологического съезда Республики Коми, Т II, Сыктывкар, ИГ Коми УрО РАН, 2009, с. 285-289.