Месторождения бокситов подвижных поясов земной коры: Условия образования и закономерности размещения тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.11, доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Богатырев, Борис Александрович

• Богатырев, Борис Александрович
• доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл.
• 1999

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Месторождения бокситов подвижных поясов земной коры: Условия образования и закономерности размещения»

На протяжении всего периода работы в ИГЕМ, в течение более 30 Лет, сначала в составе отдела экзогенных рудных месторождений под руководством профессора Д. Г. Сапожникова, затем в лаборатории физико-химического моделирования экзогенных процессов, позднее — в лаборатории геологии рудных месторождений автор изучал различные аспекты бокситонакопления: закономерности размещения [7, 10, 13, 28, 29, 37, 55, 59-63, 70, 71, 73, 75, 77, 82], образования [1, 1,9, 16, 17, 19, .2022, 32, 35-48, 52, 53, 58, 72, 79, 80], источники рудного вещества [5, 11, 14, 15, 24-26, 33, 34, 38, 45, 54, 57, 73], вторичные изменений бокситов — диагенез [27, 35, 52, 77,], катагенез [12, 27, 35, 52, 53, 85], метаморфизм [5, 27, 85] и неовыветривание [27, 56] и др. Большое внимание автором уделялось также вопросам минералогии и геохимии бокситов [3, 4, 6, 8, 12, 18, 30, 31, 48, 56]. Всего было изучено несколько десятков месторождений, среди которых круннейшиеи уникальные объекты России (Североуральские и Среднетиманские месторождения) и мира (Сакгареди в Гвинее, Панчпатмали в Индии). Значительная часть объектов, изученных автором, находится в пределах подвижных участков молодых и древних платформ или в различных складчатых областях. Возрастной диапазон месторождений — от раннего кембрия до миоцена. Это позволило автору на конкретном материале составить представление об эволюции бокситообразования в фанерозойской истории Земли [81]. Результаты этих работ легли в основу диссертации.

В скобках даны ссылки на главные из опубликованных работ по данной тематике. Общий список работ приведен в конце доклада.

ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ И

АКТУАЛЬНОСТЬ ИССЛЕДОВАНИЙ

Бокситы, как известно, являются экономически наиболее выгодным сырьем для получения алюминия. Значение этого металла для технического развития страны также очевидна. В то же время мощная алюминиевая промышленность России собственной надежной сырьевой базы не имеет. Глубина отработки эксплуатируемых более полувека крупных и уникальных месторождений девонских бокситов Северного Урала достигла одного километра и становится явно не рентабельной, хотя запасы в недрах здесь еще велики. Бокситы Североонежского района при огромных запасах характеризуются низким качеством, а также присутствием в них шестивалентного хрома — опасного ядовитого вещества, вследствие чего они не удовлетворяют требованиям действующи глиноземных заводов. Бокситы Белгородского района КМА при удовлетворительном качестве и больших запасах находятся в сложных горнотехнических условиях — на глубинах более 500 м. Их добыча также нерентабельна. Единственным бокситорудным районом со значительными запасами бокситов высокого качества, которые могут отрабатываться открытым способом, является Средний Тиман (Вежаю-Ворыквинский бокситорудный район). Для введения в эксплуатацию бокситовых месторождений Тима-на требуется решение транспортной проблемы. Как ясно из всего вышесказанного, поиски новых месторождений бокситов на территории России остаются одной из актуальнейших задач. В связи с этим одной из важных проблем является выяснение закономерностей локализации главнейших типов и классов месторождений бокситов.

В предлагаемой работе автор обобщает собственный и литературный материал по закономерностям локализации, условиям образования, генетическим типам и классам месторождений бокситов подвижных и складчатых областей, минералого-геохимическим особенностям их состава, вторичным изменениям на разных стадиях литогенеза и при метаморфизме. Обобщающих работ по бокситам подвижных и складчатых областей до сих пор нет. Частично восполняет этот пробел фундаментальная монография Д. Бардошши «Карстовые бокситы» (1981). Преобладающее количество сводных работ посвящено платформенным бокситам: коллективная монография «Платформенные бокситы СССР»(1966), монография Д. Бардошши и Д. Алева «Laterite and bauxites» (D. Bardossy, D. Aleva, 1990) и другие. Большее внимание к платформенным бокситам объясняется тем, что условия образования бокситов на стабильных участках платформ долгое время считались эталонными. Считается, что для всех участков древних платформ характерны медленные эпейрогенические колебания земной поверхности со скоростью не более 1—2 мм в 1000 лет и, соответственно, незначительная скорость эрозии. Считалось, что именно такие стабильные условия в течение десятков и более миллионов лет способствовали формированию крупных месторождений бокситов. Синхронные бокситонакоплению магматические, гидротермальные или какие-либо другие процессы тектономагматической активизации на древних платформах не отмечались. В последние годы появились исследования, в которых для ряда участков древних и молодых платформ зафиксированы и повышенная тектоническая активность, и магматическая деятельность, геофизическими измерениями отмеченповышенный тепловой поток и т.п. В частности, отмечалась повышенная подвижность Западной окраины Африканской платформы. Так, большие абсолютные высотные отметки (до 1500 м более) и ступенчатость плато Фута-Джаллон обусловлены постоянным (с мела) и быстрым воздыманием этой части древней платформы, соответствующим по темпам орогенному (Хаин, 1983). Близкие по интенсивности вертикальные движения характерны для западного и восточного побережий Индостанского кратона. Для восточного побережья характерны положительные движения, связанные с активизацией древнего Восточно-Гатского рифта, выделенного Р. Рамасами (1982). Для полуостровов Кач и Катхиавар, расположенных к западу от кратона, в течение позднего мезозоя и кайнозоя были характерны быстрые но разнонаправленные, движения поверхности. В современных геосинклиналях — молодых и зрелых островных дугах — наблюдаются не только быстрые вертикальные, движения, превышающие на 2—3 порядка соответствующие движения на платформах, но и активная магматическая деятельность, в частности, вулканизм. Четвертичные месторождения латеритно-карстовых бокситов известны на молодых островных дугах,. где они приурочены к поднятым атоллам (острова Рениел, Беллоне в Соломоновом архипелаге, коралловые острова архипелагов Фиджи, Тонга и другие в юго -западной акватории Тихого океана). Условия залегания латеритно-карстовых бокситов молодых островных дуг, их текстурно-структурные особенности и состав в целом сходны с латеритно-карстовыми бокситами зрелых островных дуг (Большие Антильские острова, Индонезийский, Филиппинский архипелаги и др.), а также с захороненными латеритно-карстовыми бокситами палеоокеанических секторов различных по возрасту фанерозойс-1 ких складчатых областей — от альпийских (Средиземноморская складчатая область), до байкальских (Восточный Саян).

Глобальными закономерностями распространения бокситоносных складчатых областей можно считать: 1) фанерозойский возраст всех известных ныне месторождений бокситов; 2) расположение всех бокситопро-дуктивных складчатых областей в Северном полушарии Земли. Складчатые пояса имеют протяженность в тысячи километров при ширине до 500 км. В их строении выделяются два сектора: палеоокеанический (эвгеосин-клинальный) и палеоконтинентальньш (миогеосинклинальный). Если современные аналоги бокситов палеоокеанических секторов известны на островных дугах, то молодые аналоги бокситов падеоконтинентальных секторов пока надежно не установлены.

На древних и молодых платформах автором выделен особый тип бокситоносных подвижных рифтогенных тектонических структур. На первых — это крупные, протяженностью до тысячи километров, долго-живущие древние (преимущественно рифейскиё) авлакогены, на молодых платформах — небольшие, протяженностью до 100 Километров, угленосные рифтовые зоны. Они характеризуются более высокими, по сравнению со стабильными участками древних платформ, скоростями вертикальных движений, повышенным тепловым потоком и местами — проявлением магматической деятельности.

Самые крупные скопления месторождений бокситов, связанные с подвижными участками платформ, известны в Западной Африке, в пределах Фута-Мандингского свода. Здесь сосредоточено, по оценке, разных специалистов, не менее 30 млрд. т бокситов. По данным геоморфологов, эта часть Либерийского щита в течение кайнозойской эры испытывала интенсивное воздымание, отвечающее по темпам дейтерогенезу, вследствие чего здесь, начиная с мела, сформировалось куполообразное и ступенчатое плато Фута-Джаллон с несколькими поверхностями выравнивания. Высота самой древней из них — меловой — более 1500 м, а бокситы, связанные с ней, сильно эродированы. Древних аналогов эта платформенная структура не имеет.

Второй по значимости (по концентрации запасов бокситов) подвижной структурой, связанной с древними платформами, является Воегочно-Гагский рифт, вытягивающийся вдоль западного побережья Индостанс-кого полуострова. Рифт этот имеет древнее (рифейское) заложение и в течение фанерозоя неоднократно активизировался. С этапом кайнозойской активизации связано формирование здесь в условиях общего воздымания палеогеновой поверхновти выравнивания, совпадающей с западным бортом авлакогена, крупных месторождений Восточно-Гатской провинции с запасами более 2 млрд. т Древним аналогом восточногатския бокситов можно считать девонские бокситы Среднего Тимана, которые приурочены к относительно приподнятому западному борту Тиманского рифта (авлакогена), также заложившегося в рифее и представляющего собой устойчивое кратонизированное поднятие с раннего палеозоя, когда этот массив был инъецирован многочисленными щелочно-ультраосновны-ми интрузиями. В дальнейшем, в течение фанерозойской истории, рифт также неоднократно подновлялся и активизировался (в позднем девоне, раннем мезозое и кайнозое).

Другой тип бокситоносных рифтов более мелкого заложения и меньшей протяженности широко распространен на молодых эпигерцинских платформах: на Урале, в Казахстане, Средней Азии, Скифской плите и в других местах. Боксита здесь также тяготеют к более высоким прибор-товбш частям грабенов. Они формируются сразу после завершения этапа магматической активизации, сопровождавшейся базальтовыми излияниями. Бокситоносные латеритны» покровы формируются на поверхности базальтовых лав. Бокситонакопление в мезозойских рифтах предшествует угленакоплению. Бокситы под углями осветляются и ресилифицируют-ся, каолинизируются или шамозитизируются [35].

Наиболее широко система мелких преимущественно триас-юрских континентальных рифтов распространена в Урало-Монгольском складчатом поясе. Б разных частях .его они имеют разную ориентировку и морфологию, связанную, вероятно, в процессами ротации Земли. На Урале в позднем триасе на ряде участков восточной мегазоны Уральского герцинского складчатого сооружения в геодинамической обстановке растяжения возникла система узких линейных долготно-вытянутых грабенов. Самые западные — Богословский и Волчанский приурочены к северной части Тагильскою синклинория, более крупные — Челябинский, Буланаш-Елкинский и др. — к Восточно-Уральскому синклинорию и его восточному борту, Анохинский, Ирбитсний, Юламановский, Кочер-Дыкский и др. — к Зауральскому антиклинорию, Тюменский и др. — к Тюменско-Кустаиайскому синклинорию, а обширный Кушмурунский грабен в Тургайской седловине — к Убаганскому поднятию. В основании осадочной толщи чаще всего залегают триасовые конгломераты, но местами (в краевых частях) — осадочные бокситы. Они залегают на вывет-релых вулканитах пермского возраста (туринская серия). Местами нора выветривания имеет латеритный профиль. Выше бокситов залегает челябинская молассовая серия с мощными углями.

Похожие рифтовые зоны имеются в Тянь-Шане, на Алтае, в (Сала-иро-)-Саянской складчатой области, Западной Монголии. Местами там также отмечены вулканиты щелочно-основного состава с корой выветривания и бокситами на них, перекрываемые молассами с бурыми углями. Впадины наложены на складчатые зоны преимущественно герцинского возраста. Некоторые исследователи считают впадины юрскими. Среди юрских впадин называют Южно-Тургайскую, Аральскую, Ферганскую,

Кузнецкую, Северо-Минусинскую и Улугхемскую в Алтае-Саянской склад. чат ой области. Называется также более глубокая Джунгарская впадина. Есть грабены браяиформные и ограниченные с одной стороны разломами (Карагандинская). Грабены имеют здесь различную ориентировку, что говорит о растяжениях в разных направлениях. По площади впадины занимают от 5 до 10% территорий. ,, ; ?

Экзотическим (и парадоксальным) примером современного боксито-накопления в условиях активной тектонической (сейсмической) и вулканической обстановки являются бокситы Гавайских островов, которые считаются «горячей точкой» в пределах океанской платформы. На островах Кауаи и Мауи залежи бокситов сформировались на поверхности лавовых покровов серии Колйа менее, чем за 1 млн. лет. Древних аналогов гавайских бокситов пока не установлено., ■■

Ранее ужеотмечалось, что основной сырьевой базой России в настоящее время являются месторождения девонских (эйфельских) латеритно-карстовых бокситов Северного Урала, располагающиеся в пределах восточного палеоостроводужного (эвгеосинклинального) сектора и связанные с силур-девонской рифогенной островодужной формацией. Мелкие промышленные месторождения латеритно-карстовых бокситов позднеф-ранского возраста известны в западном палеоконтинентальном (миогео-синклинальном) секторе Южного Урала. Они сформировались на фран-ских рифогеннных и лагунных известняках, вытягивающихся вдоль восточной окраины Восточно-Европейской платформы. Месторождения дислоцированы, осложнены разрывной тектоникой и изменены вторичными (стадиальными) процессами литогенеза, включающими диагенез и катагенез. Местами бокситы метаморфизованы.

Б России Самые древние — венд-раннекембрийские бокситы известны в Восточном Саяне (Боксонский бокситорудный район) и на Приполярном Урале (Кожимский район), среднедевонские —- в Ив-дельском районе Северного Урала и на Южном Урале (Прииртяшский район). Срёдне-позднедевонские метаморфизованные бокситы известны на Запа'дном склоне Полярного Урала (Карский бокситорудный район). Аналогичные по возрасту и типу бокситы имеются на Сала-ире, среднекаменноугольные (башкирские) бокситы известны в Южном Тянь-Шане, пермские — в Закавказье, нижнетриасовые — в Центральном Памире. Вследствие разнообразных вторичных изменений бокситы складчатых областей имеют ряд особенностей, затрудняющих их диагностику и поиски. Кроме того степень изученности бокситоносности других складчатых областей России и стран СНГ гораздо хуже Уральской, хотя и на Урале некоторые районы изучены и опоискованы еще недостаточно детально.

За рубежом аналогичные месторождения бокситов, известны в основном в складчатых областях более молодого — мезозойского и кайнозой-ского.возраета. Широко распространены и достаточно хорошо изучены они в альпийском Средиземноморском складчатом поясе. Подробные сведения о них имеются в монографии Д. Бардошши (1981), а также в многочисленных публикациях венгерских, югославских, греческих, французских геологов (Baikay, 1967; Combes, 1974; Komi.ossy, 1966; Maksimovis, 1973; Nicolas, 1970; Papastamafiou, 1970; Maksimoyic^ 1971; Sakac, 1967: Sincovec, 1960; Trubelia, 1971; Tucan, 1934; Vadasz, 1956; Vaieton, 1964; Weisse, 1967). Менее изучены бокситы Boer оч н о-Тихоокеан с ког о складчатого пояса (Вьетнам, Камбоджа). Незахороненные но уже подверженные поднятию и эрозии миоценовые латеритно-карстовые бокситы известны в пределах зрелой'островной дуги Больших Антильских островов (о-ва Ямайка и Гаити). От средиземноморских бокситов кар,ибские отличаются преимущественно гиобсиговым составом и более рыхлой субстанцией. Они детально изучены В. А. Цансом (Zaro, 1954, 1959), Н. Ахмадом и P.A. Джонсом (Ahmad, Jones, 1969), О.М. Кларком (Clarke, 1966), Дж. Б. Комером (Comer, 1967), Дж. А. Гартманом (Hartman, 1955), B.K. Хиллом (Hill, 1973). Современные латеритноякарстовые бокситы известны на молодых островных дугах в юго-западной акватории Тихого окейна (Соломоновы острова, Фиджи, Тонга и др.). Сведения о них имеются в немногочисленных, публикациях (Weisse, 1970,.Tercinier, 1971, Taylor, Hughes, 1975).

В последние десятилетия в связи с открытием; гигантских месторождений на древних платформах гондванского типа — на Африканском континенте, в Австралии, Индостанском субконтиненте, в Южной Америке — наиболее устойчивых тектонических структурах; с. суммарными запасами руды в десятки миллиардов тонн, изучению закономерностей бокситонакопления в подвижных структурах стали уделять меньше внимания. В то же время суммарные запасы бокситов в подвижных структурах также составляют миллиарды тонн, и при нынешних масштабах потребления их хватит на сотни лет. Высокое качество этих бокситов обеспечивает высокий и устойчивых спрос на них. Особенно это' касается России, где большая часть алюминиевых заводов ориентирована на руды именно такого типа. Поэтому изучение бокситов данного типа для России представляет наибольший интерес. В отличие от платформенных структур, где основная масса бокситов (более 90%) связана с кайнозоем, в складчатых областях распределение запасов бокситов разного возраста более равномерное. Широкое распространение на территории России подвижных и с&ладчатых поясов позволяет надеяться на обнаружение на территории последних новых объектов.

Несмотря на длительное изучение бокситов подвижных и складчатых областей публикаций по вопросам их структурно-тектонической приуроченности, генезиса, состава, вторичных изменений, палеогеоморфологи-ческой приуроченности и проч. не так уж много, монографических обобщений пока нет. Вследствие этого работа представляется актуальной.

UEflb И ЗАПАЧИ ИССЛЕДОВАНИЙ

Цель данной работы: изучение условий образования и закономерностей размещения месторождений бокситов в подвижных участках земной коры.

ГОСУ^Т " БИБЛИЗТ

Задачи: 1. Выделить современные и древние подвижные участки земной коры, в пределах которых известны месторождения бокситов, определить глобальные, региональные и локальные закономерности размещения месторождений.

2. Изучить и уточнить условия образования месторождений бокситов в подвижных участках древних и молодых платформ -на сводовых поднятиях, авлакогенах, рифтах, континентальных окраинах и т.п., на молодых и зрелых островных дугах (современных геосинклиналях), их древних аналогах (складчатых областях), а также в «горячих точках» типа щитовых вулканов океанской акватории.

3. Выделить генетические типы бокситов в подвижных и складчатых областях, составить генетическую классификацию бокситов.

4. Изучить особенности минералого-геохимического состава бокситов подвижных и складчатых областей.

5. Изучить вторичные изменения бокситов, связанные с разными стадиями литогенеза.

6. Изучить закономерности распространения метаморфизованных бокситов.

7. Выделить в бокситах минеральные парагенезисы, связанные с разными фациями метаморфизма.

8. Изучить типоморфные особенности минералов боксита с целью определения термобарических параметров процессов минералообразова-ния на разных стадиях литогенеза и метаморфизма.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ МЕТОПЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И ЛИЧНЫЙ ВКЛАП АВТОРА

Фактической основой диссертации послужили материалы, собранные автором за период с 1965 по 1996 гг. во время геологических экспедиций на Урал, Кавказ, в Среднюю Азию и Казахстан, Памир и Са-лаирский кряж, а также в Индию и Гвинейскую республику. Работа в основном была выполнена в рамках лаборатории экзогенных рудных месторождений, лаборатории геологического и физико-химического моделирования процессов экзогенного рудообразования, затем — в лаборатории геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН. Аналитическая обработка материалов проведена в лабораториях ИГЕМ. Работы велись в основном по тематическому плану НИР института. Тематика работ была следующей:

1970-1974 гг. — Мииералого-петрографическая и геохимическая характеристика нижнемезозойских бокситов Юго-Западных отрогов Гис-сарского хребта.

1975-1979 гг. — Генетическая классификация и типы бокситовых месторождений.

1979—1983 гг. — Условия образования и критерии сохранности бокситов.

1983—1986 гг. — Усовершенствовать современные представления об источниках рудного вещества при образовании высококачественных бокситов и научные основы прогноза бокситовых месторождений.

1986-1990 гг. — Геологические и физико-химические закономерности бокситообразования,

Б 1983—1985 гг. автор принимал участие в выполнении работ по заданию ГКНТ и СМ СССР по теме << Закономерности распределения различных типов бокситовых месторождений СССР»;

1978 г. — Вторичные изменения и условия сохранности бокситовых руд в месторождениях СССР;

1983 г. — Структурно-тектоническая приуроченность, условия образования и источники месторождений высококачественных бокситов.

Автор проводил совместные работы с ВИМСом (Мингео СССР) и Североуральским бокситовым рудником (Минцветмет), закончившиеся отчетами:

1974 г. — Оценка перспектив бокситоносности альпийских сооружений Средней Азии на основе структурно-формационного анализа развития этого района (соавторы Беэр М.А., Воинов М.В., ВИМС);

1980 г. — Основные особенности и условия образования девонских бокситовых месторождений Восточного склона Северного Урала (соавторы Дементьев В.Н. и Шилов Ю.В.).

Кроме того, автор принимал участие в выполнении хоздоговорных работ с Ухтинской ГРЭ:

1986 г. — Изучение девонских кор выветривания Среднего Тимана как источников бокситов и россыпей;

1990 г. — Структурно-тектоническое положение и минералого-геохи-мические особенности рудообразующих систем Тиманского кряжа.

Многие годы автор сотрудничал с коллективами геологов бокситчиков ВСЕГЕИ (Михайлов Б.М., Ерошевская Р.И., Колокольцев В.Г., Мор-дберг A.C. и др.), ВИМСа (С.М. Андронов, A.A. Антоненко, М.А. Беэр, М.В. Воинов, С.К. Гипи, Е.В. Ершова, М.А. Скловский, М.А. Эдлин и др.), СНИИГИМСом (А. Г. Лузановский), ТашГУ (Троицкий В.И., Запрометов В.М. и др.).

Вопросы, обсуждаемые в диссертации, в той или иной степени затрагивались в работах С.М. Андронова, Б.Г. Антропова, А.Д. Архангельского, В.И. Белоусова, СИ. Бенеславского, В.А. Броневого, Е.Т. Боброва, Г.А. Большун, Ю.Ю. Бугельского, A.A. Бурлакова, Г.И. Бушинского, П.К. Винокурова, В,И. Вялухина, Ю.К. Горецкого, А. К. Гладковского, Е.С. Гуткина, В.Н. Дементьева, И.С. Делицина, В.Ф. Долгополова, Е.В. Ефановой, В.В. Жабина, В.Ю. Запрометова, В.Г. Колокольцева, A.C. Калугина, А.П. Коннова, В.И. Короленко, Б.П. Кротова, Ю.Е. Ку-стова, A.B. Лейпцига, А. Г. Аузановского, В.И. Мамедова, Б.М. Михайлова, И.Г. Можжерина, В.М. Новикова, А.П. Никитиной, О.П. Огород-никова, Б.Н. .Одокия, P.C. Родина, М.В. Пастуховой, И.И. Плотникова, О.П. Попова, Д.Г. Сапожникова, В.И. Сиротина, А.М. Скловского, А.Д. Слукина, В.А. Тенякова, O.A. Ткаченко, В.И. Троицкого, O.A. Фе-доренко, М.А. Федорова, Ю.Г. Цеховского, Ф.В. Чухрова, В.Б. Шишакова, B.C. Шуба, О. Шумова, В.П. Шатрова, М.Г. Эдлина, Я.Э. Юдо-вича, H.A. Ясаманова, Б.А. Яцкевича и др.

Самым древним из известных месторождений бокситб'йу связанных со складчатыми областями, с которым удалось автору ознакомиться, Является Алагульское месторождение в восточной части хр. Ихе-Дариби, принадлежащего к Северо-Монгольской складчатой системе в Западной Монголии (Амантов и др., 1962, 1973; Яковлев и др., 1977; Пинус и др., 1979; Слукин, 1983). Оно было обнаружено Г.В. Пинусом и др. (1979) около 20 лет назад. Вопреки высказанным ранее представлениям о приуроченности его к платформенным структурам автор считает, что это месторождение было сформировано в пределах подвижного участка земной коры, скорее всего, в пределах островной дуги, о чем свидетельствует тесййя пространственная связь его с древними офиолитовыми образованиями — массивом ультрабазитов древней складчатой области, в пределах которого бокситы наблюдаются в составе осадочной толщи в тектонических клиньях и покровах. Поскольку абсолютный возраст метаморфических пород, вмещающих бокситы (Пинус и др., 1978),'— 848 млн.лет, последние должны быть ей|ё'\б0лее древними; Coxpärf-1 ность их от ресилификации, по-видимо^,: объясняется тем, что бокситы были запечатаны в пластичных и слабо проницаемых серпентинизирован-ных ультрабазитах.

В Уральской складчатой области автор посетил и изучил почти все известные бокси^орудные районы и месторождения, связанные с ранне-и среднепалеозойскбй и мезозойской эпохами. • •

Раннепалёозойские (нижНекембрийские) боксиТв! изучаАйсь-в Кожй#: ском районе (Западный склон Приполярного'"Урала) в 1989— 1996 гг. Уточнено геолого-структурное положение бокситов, сформировавшихся на пассивной окраине байкальской Тимано-Печорсной плиты, изучен минеральный состав бокситов, их структурно-текстурные особенности. Установлено, что бокситы изменены процессами метаморфизма и метасоматоза, в зонах разлома сильно будинированы. Отмечено две фазы метаморфизма бокситов, выделены минеральные парагенезисы (диаспор-тфофиллгт-геяатит, диаспор-хлоритоид-магиетит, корупд-кшниШ-Шг-нетит и др.), отвечающие зеленосланцевой фации. Отмечены'1-такзке метасоматические изменения бокситов, связанные с привносом -щёжочных элементов и образованием мусковита и парагонита. Эти процессы сильно изменили облик бокситов, но первичная бобово^обломочная структура и слоистая текстура в них местами сохранились и' отчетлййо вйдньг под микроскопом. Это дает основание считать кембрийские бокситы' Осадочными -—лагунными, озерными или аллювиаХьйьшй. «i .,: i s

В пределах Западного склона Урала, в эпиконтанентальном (миогео-синклинальном) секторе автор посетил и изучил почти все известные к настоящему времени месторождения и проявления верхнедевонскях бокситов (за исключением самого северного — Карского, на Полярном Урале). Месторождения и проявления бокситов здесь связаны с двумя полосами распространения верхнедевонских вдоль береговых и барьерных рифов. На востоке это Бельско-Елецкая структурно-формационная зона, на западе — Чусовская. В пределах первой на Южном Урале автором изучались месторождения Ново-Пристанское, Блиново-Каменское, Кур-, газакское и Улуирское. Здесь автором выделены латеритно-карстовый и лагунный генетические типы бокситов. А в более западной — Чусовской зоне — прибрежно-морской (лагунный) генетический тип диаспор (бе-мит)-хлоритовых руд (месторождение Вязовское, рудопроявления Кач-карское, Усть-Катавское, Юрюзанское и другие). На Северном Урале в пределах Чусовской зоны (Пашийский и Красновишерский районы) автором, были изучены диаспор-хлоритовые руды и флинтклеи, которые автор считает лагунными образованиями. Изучение состава элементов-примесей в. бокситах палеоконтинентального сектора показало, что источником бокситов служили ; в основном породы осадочного чехла. Восточно-Европейской платформы и частично — выступы кристаллического фундамента.

На Восточном склоне Урала, в пределах палеоокеанического (эвгео-синклинального) сектора,; автором с 1970 г. изучались в основном сред-недевонские бокситы .трех бокситорудных районов: Североуральского, где сосредоточены самые крупные и уникальные месторождения России — Красная Шапочка, Кальинское, Черемуховское и другие, Ивдель-ском (Юртишевское, Тошемское, Петровское, Горностайское, Красноок-тябрьское, Ивдельское и др. месторождения) и Карпинском (Тотинское, Талицкое, Богословское, Лобвинское и др. месторождения) районах Северного У рада. Кроме того автором изучены среднедевонские бокситы Туринского района в средней части Тагильского синклинория, и Алапа-евского района в Салдинском синклинории на Среднем Урале, а также метаморфиованные бокситы Прииртяшского района на Южном Урале.

Автор считает, что основная масса девонских бокситов Северного Урала образовалась в результате латеритизации разнородного алюмоси-ликатного материала на поверхности преимущественно лагунных известняков (латеритно-карстовый генетический тип бокситов). Эта модель близка к экзодиагенетическому или субаэральному диагенезу, но на карбонатном субстрате. Доказывается, что образование главных литотипов бокситов (марких, немарких, яшмовидных) связано с катагенетической стадией литогенеза. Автором показано, что верхняя часть залежей, называемая «пеетроцветами», имеет лагунный генезис и претерпела сильную переработку на стадии катагенеза, а местами изменена метасрматическими процессами. Преимущественно лагунный тип подстилающих бокситы известняков позволил автору предположить, что, как и на современных поднятых тихоокеанских атоллах, девонские бокситы Урала концентрировались в пределах вогнутой желобообразной лагуны, а с востока отделялись т>т задугового моря береговым валом. В Ивдельском районе на вулканогенно-карбонатных породах силура: автором впервые для девонской эпохи установлен полный латеритный профиль с бокситами в верхней части разреза. Показано, что источником латеритно-карстовых бокситов являлись щелочные андезито-базальты сосьвинской свиты верхнего силура. В южной части Ивдельского района (Ааксийское, Горностайское Краснооктябрьское месторождения) автором отмечены локальные проявления метаморфизма бокситов с минеральным парагенезисом .диаспор-хлорит-гематит, отвечающим зеленосланцевой фации метаморфизма. Здесь же отмечены проявления, щелочного метасоматоза, выразившегося в появлении в бокситах густой вкрапленности и сети прожилков слюды (фенгита). Определения абсолютного возраста слюды К-А г методом, выполненные в лаборатории ИГЕМ РАН М.М. Аракелянц, дали цифру 320+20 млн. лет (ранний карбон), отвечающую одной из главных фаз герцинского магматизма на Урале.

Изучение бокситов более южных районов Восточного склона Урала (Туринский бокситорудный район, месторождения Известковское и Мостовское) показало, что бокситы здесь в основном более грубообло-мочные и скорее всего частью делювиадьно-пролювиальные, частью лагунные. По мнению автрра, низкое качество .бокситов обусловлено кратковременностью процесса выветривания.

Ознакомление с девонскими бокситами Косиковского и Алапаихинс-кого месторождений в Салдинской структурно-тектонической зоне Урала, располагающейся на Среднем Урале, к востоку от Тагильского син-клинория, позволило сделать вывод о существовании здесь в среднем девоне мелких поднятых атоллов в системе небольшой островной дуги, расположенной параллельно Североуральской. По составу, структурно-текстурным.особенностям, строению залежей и условиям залегания бокситы аналогичны североуральским, но значительно уступают им по масштабу ввиду, небольших размеров островов.

Изучение метаморфизованных бокситов (наждаков) Кыштымского района на Южном Урале, в восточной части Магнитогорского синклинория (Прииртяшская группа месторождений), позволило автору сделать вывод, что овд! Связаны с силурийско-девонским рифом, синхронным по времени с Североуральскими. Все метабокситы располагаются на небольшом расстоянии от позднепалеозойских гранитоидов (первые километры и сотни метров), 'вследствие чего они местами сильно метаморфизованы. В мета-бокситах выделены па^згенезисы, отвечающие зеленосланцевой фации метаморфизма: 1) диаспор-хлорит-гематит, 2) диастр-коруцд-хлоритомагнетит, а в отдельных участках — амфиболитовой (ставролитовой) с ассоциацией: корунд-ставролит-матетгап. В Прииртяшском районе, между гг. Касли и Кыштым, автором отрисованы изограды хлоритоида, корунда и кианита. В зоне контакта метабокситов с мраморизованными известняками отмечено проявление метасоматоза, выразившегося в образовании внешней каймы маргаритсодержащих наждаков и прожилков крупнокристаллического Маргарита, секущих тела метабокситов.

В 1974 г. автор посетил Салаирский кряж, где имел возможность ознакомиться и собрать материал по метаморфизованным среднедевонс-ким бокситам — полным возрастным и генетическим аналогам восточно-уральских бокситов. Автор пришел к выводу, что низкое качество бокситов Салаира обусловлено метаморфизмом и метасоматозом, связанными с контактовым воздействием позднепалеозойских гранитоидов (Выдрихинский массив). Бокситы здесь прорваны густой сетью аплитов и гранит-порфиров. В некоторых из них отмечены ксенолиты метаморфизованных бокситов. В метабокситах здесь выделены те же Минеральные парагенезисы, что и в Прииртяшском районе Южного Уралй.

В 1970-^-1972 гг. автором изучены срёднекаменноугольные месторождения герцинской складчатой области Южного Тянь-Шаня (Каранглы, Борух, Сох, Кокчё-Тау в Туркестанском хребте, Джалайр, Шараксай, Наука — в Мальгузарскюг Торах, Бахильтау — в Южно-Нуратинских горах, Тамдинское в Кызылкумах и другие). Автором установлено, что в основном бокситы представлены латеритно-карстовым генетическим классом, местами со значительной долей лагунных бокситов в верхней части залежи. Небольшая средняя мощность их указывает на непродолжительность процесса бокситообразования. Невысокое качество средне-каменноугольных бокситов этого региона автор объясняет неблагоприятным тектоническим фактором — высокой мобильностью территорий в течение раннебашкирской эпохи, о чем свидетельствует накопление известняковой олистостромы («глыбняковая» толща) среднекаменноугольно-го'возраста (толубайская свита, Сг г1). Б горах Катран и Катранбашй в олистростроме В.И. Белоусовым и М.А. Беэром (1987) отмечены крупные (до 1 км) «олистоплаки» башкирских известняков с бокситами. Автором показано, что на качество бокситов здесь также повлияли метаморфизм и метасоматоз, связанные с воздействием верхнепалеоЗойских гранйтоидов. Особенно интенсивно этот процесс проявился в Маль-гузарских, Южно-Нуратинских горах и Кызылкумах, где наблюдается четкая пространственная связь метаморфизованных бокситов с зоной влияния позднегерцинских гранитоидов. Б метаморфизованных бокситах Южнб-Нуратинеких гор автором выделены минеральные парагенезисы, отвечающие Зёлен'осЛанцевой и ставролитовой фациям-метайЬрфйЗйа.

При изучении раннепермских бокситов Малого Кавказа (Даралагезс-кий массив), которые посещались автором совместно с М.А. Беэром и М:В. Воиновым в 1975-1976 гг., автором изучены условия залегания, минеральный состав, выделены генетические типы руд. Отмечено преобладание среди них озерно-лагунных типов руд.

Для нижнетриасовых бокситов Центрального Памира автором уточнены условия образования, влияние процессов катагенеза и метаморфизма на состав и качество бокситов. Показано, что в восточной Части района бокситонакопление происходило на закарстованной поверхности пермских доломитов в пределах осушенной лагуны (рудопроявления Ак-Джил-га, Козьшды и др.). Образование бокситов западной и северо-западной частей района связано с аллювиальными (в том числе дельтовыми) и прибрежно-морскими осадками (месторождения Джилга-Куль, Западный Пшарт, Калакташ). Автор считает, что область размыва с бокситоносны-ми корами выветривания располагалась севернее и восточнее, в области распространения докембрийских кварцсодержащих метаморфических толщ, Б пользу этого говорит кварцевый состав подстилающих и перекрывающих песчаников, а также отдельные находки в них гранатов. Автором установлено* что основная масса бокситов Центрального Памира мета-' морфизована. Выделенные минеральные парагенезисы в бокситах: диас-пор—трофиллит'^гематит, диаспор-хлоритоид-гематит^ ■— соответствуют фации зеленых сланцев. Показано, что метаморфизм бокситов усиливается с запада на восток, по "мере приближения к массивам медовых; ^ранитоидов: в бокситах рудопроявлений' Ко-зынды и Ак-ДжиЛга Шкёральный парагенезис — 'корунд-китит-магнепшт-.- ■• ^Гриас-юрские бокситы небольших угленосных грабенов-рифтов изучались автором в Южном Тянь-Шане, в ЗераЪшанском (месторождение Кштут), Туркестанском (Кара-Кия-Сай) хребтах и Юго-Западных отрогах ' Гиссарского хребта (месторождения Кайрак, Кундаджуаз, рудопроявле-" пия Хауз, Гулиоб й др.), а также на севердом Кавказе, на плато Бечасын (рудопроявления Таракул-Тюбе, Элиаургав и др.). Эти два района относятся к областям возрожденной складчатости. Это области с интенсивно проявленными катагенетическими изменениями, существенно повлиявшими на минеральный состав и физико-механические свойства бокситов. Автором здесь также впервые обнаружены трй'ас-юрскиё латеритные бокситы в профиле выветривания рёрмскях базальтов'4 (^севёрНый фланг Кайракского месторождения), выделены различные генетические типы бокситов, впервые изучены их вторичные изменения. Сходные генетичес-" кие типы бокситов и вторичные иЗйёнения наблюдались и на плато Бечасын (Северный Кавказ), которое является частью активизированной окраины эпигерцйнской Скифской плиФы.

Триас-юрские бокситы изучены автором также в мелких угленосных депрессиях -грабенах Урала — Веееловской и Волчанской, представляющих собою сравнительно небольшие (4x20 км) мезозойские рифты меридионального простирания в пределах молодой (эпигерцинской) Уральской платформы. В отличие от Туранской к Скифской плит, испытавших в кайнозое сильную тектоническую активизацию, на Урале тектоно-маг-матичекая активизация проявилась слабее.

Во всех трех вышеупомянутых районах бокситообразование связано с юрскими рифтовыми структурами, заложившимися на пенепленизирован-ной поверхности молодой эпигерцйнской платформы и заполненными позднее угленосными отложениями. Автором отмечена связь обеления и ресилификации бокситов с влиянием на них угленосной толщи.

Кайнозойские бокситы подвижных участков древних платформ гонд-ванского типа изучались автором в %рех районах: 1) На западной окраине Африканского континента^ в пределах плато Фута-Джаллон (Гвинейская республика), которое в кайнозое Испытывало постоянное интенсивное воздымание со скоростью до 1-2 мм за 100 лет, вследствие чего Фута-Мандингский свод причисляют к мобильным структурам с ороген-' ным режимом. 2) На восточной окраине Индостанского субконтинента, в Восточных Гатах, представляющих западное крыло одноименной риф-товой зоны древнего заложения [79]. 3) На западной окраине Индостанского субконтинента, в пределах опущенных блоков континентальной окраины (полуострова Кач и Катхиавар).

В Западной Африке, на плато Фута-Джаллон, бокситы расположены на различных по высоте и возрасту ступенчатых поверхностях педимен-тов (до 1500 м). Автором, совместно с Д. Г. Сапожниковым (1975), здесь изучен^ классические зрелые зональные ёокситоносные профили выветривания на различных по составу материнских породах, соотвествующие второй стадии развития [45], а также сопряженные с ними осадочные бокситы ближнего переотложения (коллювиальные, делювиально-пролю-виальные, аллювиальные). Для оценки возможности латеритного бокси-тообразования в современную эпоху автором изучался состав вод, дренирующих бокситоносные коры выветривания. Низкие значения рН вод (от 4 до 5, 5) и присутствие в них алюминия (до 0,10 мг/л) позволило автору сделать вывод о том, что в настоящее время бокситоносные профили в Западной Африке подвержены процессам химической денудации [24, 25]. Но местами возможно медленное наращивание зоны бокситов за счет нижней глинистой (каолинитовой) зоны, о чем свидетельствуют мощные зональные профили выветривания с гиббситовой (бокситовой) и нижележащей каолинитовой зонами, наличие между ними переходной гиббсит-каолинитовой подзоны, а также недосыщенные алюминием воды, родников дренирующих бокситоносные коры выветривания.

Аналогичные данные собраны и обработаны автором по месторождениям Восточных Гат (Индия), приуроченных к западному относительно приподнятому крылу одноименной рифтовой зоны древнего заложения [79], которая вытягивается вдоль восточной окраины Индостанского кратона. Гористая часть рифта (высотой до 1700 м) в настоящее время продолжает воздыматься, в то время как восточная часть погружается под уровень моря. В отличие от Западно-Африканского района здесь преобладает элювиальный (латеритный) класс месторождений бокситов. На склонах в небольшом количестве отмечены делювиальные бокситы. В то же время, сложная форма залежей и расчлененность рельефа свидетельствуют о сильной эрозии Восточногатских месторождений.

Иной тип тектонических движений отмечен на небольших древних плитах по другую «торону от Индостанского субконтинента, на полуостровах Кач и Катхиавар, отделенных от основного кратона крупным Камбейским разломом. Оба полуострова представляют собой в настоящее время низменные равнинные территории с реликтами мелких лате-ритных и осадочных месторождений бокситов, часть из которых (главным образом по окраинам плит) захоронена под чехлом кайнозойских осадков. Автором отмечено, что «малые плиты» в течение кайнозоя испытывали разнонаправленные колебательные движения, вследствие чего эпохи формирования бонситоносных кор выветривания сменялись эпохами размыва. Это явилось причиной того, что крупные месторождения бокситов здесь отсутствуют. Высокая мобильность плит подтверждается наличием в разрезе кайнозойского чехла двух, местами трех горизонтов бокситов, а также проявлениями магматической деятельности.

Древними аналогами Восточногатского авлакогена с латеритными бокситами являются Днепрово-Донецкий и Тиманский авлакогены. В первом из них бокситы располагаются в северо-восточном крыле (это же юго-восточный склон Воронежской антеклизы). Здесь раннекаменноу-гольные латеритные бокситы образуются за счет кварцево-слюдистых сланцев курской серии раннего протерозоя. Тиманский авлакоген, расположенный на границе Восточно-Европейского кратона и Тимано-Печорской эпибайкальской плиты, где распространены девонские бокситы, представляет собой несколько более мобильную, чем Днепрово-Донец-кий авлакоген, структуру. Девонские бокситы открыты здесь в 1971 г. Они изучались автором в 1985—1991 гг. совместно с Б.Н. Деминой и В. В. Жуковым. Преобладание в составе осадков Тиманского авлакогена терригенных толщ в нижней части разреза и карбонатных — в верхней, сравнительно небольшая мощность формаций, распространенных на Ти-мане, невысокая степень их дислоцированности (отсутствие лежачих и опрокинутых складок), ограниченное распространение магматизма с преобладанием щелочно-ультраосновных пород — все это позволило автору отнести данный регион к активизированным участкам древних платформ. Еще одним признаком мобильности территории Тиманской структуры автор считает наличие в разрезе двух горизонтов бокситов — средне-верхнедевонского и раннекаменноугольного. Автором изучены главные генетические типы и классы девонских бокситов Среднетиманского региона, их вторичные изменения и проявления метаморфизма.

Особенностью древних эпох бокситонакопления является их большая длительность — десятки миллионов лет. Автором отмечено большое разнообразие генетических типов и классов бокситов с преобладанием осадочных, латеритно-осадочных, латеритно-карстовых, делювиально-пролювиальных и лагунных над латеритными. Характерная особенность девонских латеритных бокситов — моногидратный (бемитовый) состав бокситов, обусловленный, по-видимому, разными факторами: 1 — более высокими температурами в зоне выветривания в девонском периоде, чем в кайнозое и настоящее время; 2 — процессом катагенеза; 3^термальным действием даек, силлов, лавовых покровов и т.п.

Автор не имел возможности посетить области современного боксито-образования на островных дугах, поэтому сведения о них и анализ условий современного бокситообразования проведен в основном по литера- , турным данным [Терсинье, Тейлор, Вейсс я'др.].

При изучении месторождений бокситов автором использовался широкий спектр методов — от дешифрирования аэро- и космических фотоснимков с анализом морфоструктур отдельных территорий боксито-рудных районов Урала, Среднего Тимана, Восточных Гат (Индия), полномасштабных полевых наблюдений с проведением геологического картирования отдельных месторождений и участков (Юго-Западные отроги Гиссарского хребта, Центральный Памир, Средний Тиман и др.), с документацией горных выработок, буровых скважин и т.п. Автором использовались полевые и лабораторные методы определения рН и ЕЬ, содержаний 5Ю2 в подземных и поверхностных водах непосредственно в райб'не некоторых бокситовых месторождений (Дебеле в Киндинском районе Гвинеи, Панчпатмали, Индия, и другие). При обработке каменного материала и изучении вещества бокситов автором использовался широкий спектр лабораторных методов анализа, начиная от оптической микроскопии до электронной в комплексе с микроанализом на установке «Кевекс» и микцодифракцией электронов для определения состава и структуры минералов бокситов. При изучении вещества бокситов методами электронной микроскопии автор сотрудничал с А. И. Горшковым, Н.Д. Соматоиным, Л.О. Магазиной, A.B. Моховым. Рен-тгеноструктурный анализ образцов бокситов выполнялся О.В. Кузьминой, И.М. Марсий, М.Т. Дмитриевой. Рентгеноспектральный анализ бокситов проводился в основном И.П. Аапутиной, термический анализ — О. Р. Рафальской, инфракрасная спектроскопия — Т. А. Зиборо-вой, спектральные анализы — А.И. Галудзиной и С.И. Гавриловой, рентгено-флюоресцентный анализ — Т.М. Марченко. Химические анализы были выполнены в основном в химической лаборатории отдела экзогенных рудных месторождений (аналитики P.C. Яшина, A.C. Цимлянская, В.М. Степашкина, В.В. Кухарчик, A.B. Твердова и др.) и частично в ЦХА (Н.В. Малышева, Ю.В. Долинина и др.). Определение изотопного состава кислорода, серы и углерода в бокситах выполнены Л.П. Носиком. Определения абсолютного возраста слюд в бокситах проведены М.М. Аракелянц и В.В, Иваненко. Изучение состава элементов-примесей методом индуктивно связанной плазмы (ICP) в некоторых образцах бокситов Среднего Тимана и Северного Урала выполнила С.А. Горбачева.

Кроме того, автором при разработке генетических концепций использовались методы физико-химического анализа (совместно с В.В. Жуковым), методы термодинамики, физико-химического эксперимента (совместно с A.A. Матвеевой и др.). В работе автором широко использовались различные литологические методы анализа: гранулометрический, фаци-альный и др. При изучении вторичных изменений бокситов автор использовал метод стадиального литологического анализа.

В разработке проблемы бокситообразования в подвижных и складчатых областях личный вклад автора состоит в следующем:

1) Рассмотрены закономерности распространения месторождений бокситов, расположенных в различных подвижных тектонических структурах и секторах с различным строением земной коры: а) на континентах — в пределах древних и молодых платформ; б) в областях переходных от континентов к океанам — на молодых и зрелых островных дугах (современных геосинклиналях); в) в океанской акватории — на вулканических островах — крупных щитовых вулканах (т.н. «горячих точках»); г) в складчатых областях различного типа и возраста.

2) Усовершенствованы геологические модели образования главных генетических типов и классов месторождений бокситов.

3) Составлена генетическая классификация месторождений бокситов, преобладающих в подвижных областях.

4) Проанализирован минералого-геохимический состав бокситов подвижных и складчатых областей. Показано, что состав элементов-примесей в бокситах в основном обусловлен составом материнских пород.

5) Изучены вторичные (стадиальные) изменения бокситов с целью выяснения их влияния на качество бокситов. Показано, что эволюционном плане изменение состава бокситов связано не только с изменением состава пород субстрата, но и с наложенными вторичными стадиальными процессами, метаморфизмом и метасоматозом.

6) Рассмотрены закономерности распространения метаморфизован-ных бокситов, изучены их минеральные парагенезисы, сооветствующие разным фациям метаморфизма: зеленосланцевой, ставрслитовой (или ам-фиболитовой); определены РТ-параметры процесса метаморфизма и поля устойчивости главных минералов боксита.

7)1 Показано, что в палеоокеанических (эвгеосинкдинальных) секторах метаморфизм бокситов более разнообразен: здесь отмечается как реги-рналвный с отчетливой зональностью, так и контактовый, метаморфизм. Отмечается четкое усиление метаморфизма но мере приближения к гранитным интрузивам.

8) Установлено постепенное и. закономерное изменение изотопного состава кислорода в бокситах (увеличение доли легкого изотопа) с увеличением степени их изменения процессами литогенеза.

9) В основе представлений автора об эволюции процесса бокситооб-разования в истории Земли — перманентная возможность процессов глубокого химического выветривания с момента обособления главных геосфер. Автор допускает возможность образования бокситов в докембрии, но считает незначительной вероятность их сохранения вследствие механической, химической денудации и вторичных изменений. Это подтверждается плохой сохранностью бокситов складчатых областей, подвергшихся метаморфизму и метасоматическим изменениям с привносом щелочных, щелочноземельных элементов и кремнезема, которые сопровождались стиранием первичных структур и текстур.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА И ПРАКТИЧЕСКОЕ

ЗНАЧЕНИЕ ИССЛЕДОВАНИЙ

В результате проведенных автором комплексных исследований выполнено крупное научное обобщение по условиям образования, генетическим типам и классам [1, 2,9, 16, 17, 19-23, 32, 35, 48, 52, 53, 58, 72, 78, 79, 80], минералого-геохимическим особенностям [3, 4, 6, 8, 12, 18, 30, 31, 48, 56], стадиальным вторичным изменениям §27, 35, 52], метаморфизму [5, 27, 85] и закономерностям размещения месторождений бокситов подвижных участков платформ и складчатых областей [7, 10, 13, 28, 29, 37, 55, 59-65, 7<Ъ75, 77, 82].

1. Автором впервые выполнено обобщение по бокситоносности различных типов подвижных тектонических структур в .трех типах (секторах) земной коры: континентальных (1), переходных (2) и океанических (3).

1) В континентальном секторе земной коры, в пределах современной тропической зоны древних гондванских платформ, рассмотрена бокситоносность участков с аномально быстрыми темпами воздыма-ния: а) в пределах сводового поднятия (Фута-Мандингский свод в Западной Африке), б) на блоковом поднятии (Восточногатский авла-коген, Индия). Рассмотрена бокситоносность их захороненных аналогов на подвижных участках древних платформ Лавразийского типа. В пределах Восточно-Европейской платформы такими структурами являются Тиманский и Днепровско-Донецкий авлакогены. В восточной окраине первого известны девонские (Среднетиманский бокситоруд-ный район) и каменноугольные (Южнотиманский бокситорудный район) бокситы, на северо-восточном крыле второго — каменноугольные бокситы Белгородского района КМА. На молодых (эпйге'рцинских) платформах (Восточный склон Урала, Туранская, Западносибирская плиты и др.), автором изучена бокситоносность угленосных рифтовых зон преимущественно триас-юрского возраста.

2) Рассмотрены условия образования и закономерности локализации бокситов в областях, переходных от континентов к океанам (по литературным данным). В современной тропической зоне Земли бокситоносны-ми являются молодые и зрелые островные дуги, где преобладают соответственно латеритнб-карстовые и латеритные классы месторождений преимущественно четвертичного возраста. Закономерности распространения, особенности строения и состава их древних аналогов рассмотрены на примере месторождений палеоокеанических секторов древних складчатых, областей (Урал, Салаир, Тянь-Шань и др.).

3) Бокситы Гавайских островов, располагающихся в тропической акватории Тихого океана и принадлежащих к т.н. «горячей точке», рассматриваются автором как модель современного латеритного бокситооб-разования в подвижной области с высокой сейсмической и вулканической активностью.

2. Автором сделано обобщение и проведен анализ главнейших факторов латеритного, латеритно-карстового и осадочного бокситообразова-ния, в числе которых климатический, геоморфологический, литологичес-кий, тектонический, литодинамический [66-69, 76] и другие, дана оценка их параметров.

3. Разработаны (совместно с В.В. Жуковым, В. Н.Деминой и А.А.Матвеевой) геологические и физико-химические модели формирования лате-ритных и латеритно-карстовых бокситов [44,46,47,74,76]. Составлена генетическая классификация месторождений бокситов, распространенных в пределах подвижных участков платформ и складчатых областей.

4. Проверено минералого-геохимическое изучение различных классов бокситов, сформировавшихся в подвижных тектонических структурах, в различных геодинамических обстановках. Показано, что первичный минеральный состав бокситов зависит не только от состава и физико-механических свойств материнских пород, но и от термобарических и окислительно-восстановительных условий на земной поверхности. В дальнейшем, по мере погружения в глубокие слои, возрастания температур, давлений и восстановительных условий, состав бокситов меняется с образованием минералов с более плотной структурой и меньшим мольным объемом. Установлено, что состав элементов-примесей в бокситах в основном наследуется от материнских пород. При латеритном и латеритно-каретовом бокситообразовании элементы-гидролизаты и благородные элементы в бокситах накапливаются. В некоторых бокситах подвижных и складчатыя областей отмечено присутствие промышленных концентраций благородных (Ali, Ag, и др.), редких и редкоземельных элементов [79], которые могут иметь практическое значение.

5. Впервые проведено детальное и систематическое изучение стадиальных изменений бокситов, происходящих на разных стадиях литогенеза, начиная с процессов выветривания и кончая стадией катагенеза. Обоснована возможность образования бокситов на стадии, субаэрального диагенеза и раннего катагенеза. Показано, что все стадиальные процессы литогенеза не изохимичны и сопровождаются привносом вещества (преимущественно К, Лта, Са, М§, Ёе+2 и др.) из вмещающих пород, т. е. метасоматозом. Рассмотрены также процессы неовыветривания древних бокситов в местах их повторного выхода на дневную поверхность.

6. Выполнено обобщение по закономерностям распространения, образования и составу метаморфизованных бокситов складчатых областей. Определены равновесные минеральные парагенезисы в метаморфизованных бокситах Уральской, Салаирской, Южно-Тяньшанской и Централь-но-Памирской складчатых областей, соответствующие зеленосланцевой и ставролитовой фациям метаморфизма. Выделены поля устойчивости минералов окиси и гидроокиси алюминия в координатах: температура — давление минералов. Отмечено, что метаморфизм бокситов так же, как и процессы литогенеза, часто сопровождается метасоматозом с привносом щелочных и щелочноземельных элементов и ухудшением качества бокситов.

Результаты исследований по закономерностям локализации месторождений различного типа в различных тектонических структурах, их составу оформлены в виде практических рекомендаций:

1. Рекомендации министерству геологии УзбССР о проведении поисково-разведочных работ в районе Кайракского месторождения, Байсун-тау, 1967 г.

2. Докладная записка в Управление цветных металлов Мингео СССР «О перспективах поисков бокситов и нефелинового сырья для алюминиевой промышленности в 1975-1980 гг.

3. Объяснительная записка и карта прогноза бокситоносности Восточного склона Среднего и Северного Урала, 1975 г.

4. О направлении геолого-разведочных работ при поисках бокситов на Северном и Полярном Урале. Докладная записка в Мингео СССР и ПУПГРО, 1977г. Соавторы: Б.М. Михайлов, О. А. Ткаченко, Г. А. Боль-шун и др.

5. Геологические предпосылки и методические рекомендации по поискам и разведке высококачественных месторождений бокситов приморских карстовых полей в геосинклинальных областях, 1980 г.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ

Результаты исследований, включающие и основные защищаемые положения, докладывались и обсуждались на следующих Международных, Всесоюзных и региональных Совещаниях, Симпозиумах и Семинарах.

1. Конференция молодых исследователей ВИМСа. Секция геологии, Москва, 1969 г.

2. Семинар по геохимиии гипергенеза и коры выветривания, Минск, 1969 г.

3. Конференция молодых ученых ИГЕМ, посвященная 100-летию со дня рождения В.И. Ленина, Москва, 1969 г.

4. Литолого-фациальные типы бокситов, Киев, 1972 г.

5. XI Всесоюзное литологическое совещание, 1980 г

6. Коры выветривания и бокситы, Алма-Ата, 1980 г.

7. IV научная конференция по проблеме: Геология и полезные ископаемые зарубежных стран, Москва, 1982 г.

8. Кинетика и динамика геохимических процессов, Киев, 1983 г.

9. 27 Международный Геологический Конгресс, Москва, 1984 т.

10. Коры выветривания как источник комплексного минерального сырья, Челябинск, 1986 г,

11. Бокситы и другие руды алюминиевой промышленности, Савинск, 1988 г.

12. У Всесоюзный симпозиум по кинетике и динамике геохимических процессов, Черноголовка, 1989 г.

13. Рудоносные формации зоны гипергенеза, Ленинград, 1990 г.

14. Прикладные и экологические аспекты минералогии, Звенигород, ВМО, 1991 г.

15. Россыпи и месторождения кор выветривания — объект инвестиций на современном этапе, Москва, 1994 г.

16. Важнейшие промышленные типы россыпей и месторождений кор выветривания, технология оценки и освоения. XI Международное совещание по геологии россыпей и месторождений кор выветривания, Москва—Дубна, 1997 г. Результаты исследований докладывались также на заседаниях НТС геологических управлений, экспедиций, ГРП, бокситовых рудников, в городах Ташкент, Карши, Душанбе, Ош, Ереван, Баку, Тихвин, Свердловск, Североуральск, Савинск, Сыктывкар, Ухта, Инта, Воркута, Са-ранпауль, Ивдель, Североуральск, а также за рубежом, в университетах и управлениях геологической службы Индий, в городах' Бхубанешвар, Каттак, Мадрас, Салем, Ахмадаоад и др.

ПУБЛИКАЦИИ

По теме диссертации опубликовано более 100 работ, в том числе 8 монографий (одна индивидуальная и 7 коллективных). Основные статьи опубликованы в ведущих отечественных журналах, тематических сборниках, материалах Международных Конгрессов, Совещаний, Симпозиумов.

Кроме открытых публикаций по теме диссертации выполнено несколько научных и научно-производственных отчетов по заданиям Академии наук, ГКНТ и Совета Министров СССР, а также по договорам с территориальными геологическими управлениями, экспедициями и партиями Среднеазиатских республик и РСФСР — Североуральской (соавторы отчета В.Н. Дементьев и В.В. Шилов) и Средне-Тиманской (соавторы В.Н. Демина,

B.B. Жуков, С.С. Чекин, E.H. Сапожникова и др.). Составлены отчеты по результатам командировок и изучения крупнейших месторождений бокситов Гвинейской республики и Индии. Материалы по ним также частично опубликованы.

Научные исследования по профилю диссератации были поддержаны грантами РФФИ: 1) 05-94-16608 «Эволюция бокситообразрвания в истории Земли». 2) 05-96-65106 «Литогенез, эпигенез и метаморфизм бокситов» (геологические, физико-химические и математические модели).

БЛАГОДАРНОСТИ

Автор выражает благодарность Дирекции Института за поддержку и побуждение к защите диссертации. За многолетнее плодотворное сотрудничество, внимание, поддержку и помощь при подготовке данной работы автор выражает благодарность коллегам по работе — В.В. Жукову. В. Н. Деминой, A.A. Матвеевой, О.В. Араповой и другим, а также аналитикам, сделавшим наибольший вклад в изучение вещества бокситов, — А.И. Горшкову, Г.О. Пилояну, P.C. Яшиной, A.C. Цимлянской, О.В. Кузьминой, Т.А. Зиборовой, О.Р. Рафальс-кой, Л.О. Магазиной, И.М. Марсий, С.А. Горбачевой, С.И. Гаврило-вой, А. И. Галудзиной, Л. П. Носику, и многим другим. Автор благодарен геологам-производственникам, помогавшим в сборе геологического, полевого и каменного материала по отдельным месторождениям — Е.С. Гуткину, В.Н. Дементьеву, Б.Г. Антропову, И.Г. Можжерину, О,П. Попову, Б.А. Яцкевичу, А.Г. Цаплину, И.В. Аюбинскому, В.Й. Бе-лоусову и другим.

Автор имел возможность обсуждать отдельные проблемы и вопросы образования, размещения и эволюции бокситов с Б.М. Михайловым, Р. И. Брошевской, В. Г. Коло кольцевым, (ВСЕГЕИ), A.A. Анто-ненко, М.А. Беэром, М.В. Воиновым, С.К. Гиппом, Е.В. Ершовой, М.Г. Эдлиным (ВИМС), и многими другими. Особенно благодарен автор постоянному руководителю и учителю — покойному профессору Д. Г. Сапожникову.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

Гпава

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ У

МЕСТОРОЖДЕНИЙ БОКСИТОВ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Положение 1

Месторождения бокситов (в том числе крупные — более 100 млн. т) характерны не только для тектонически стабильных областей земной коры (древние и молодые платфор- § мы), но и для подвижных поясов: 1 — прибортовызс частей | авлакогенов,. сводовых поднятий и коншшттальных-окртн | древних платформ; 2 — рифтовых структур молодъя плат- | форм; 3 — молодых и. зрелых островных дуг; 4 — вущаничес- % ких островов (крупных щитовых вулканов) океанщй аквато- ' | рш. В цалеоконтиненталъных секторах складчатш областей месторождения бокситов приурочены к прибрежно-морским и | барьерным, рифам палеошельфа, а в паяеоокеанических — к | островодужиым террейнам. I

Б литературе! имеется достаточно много публикаций и крупных обобщений по платформенным бокситам. Это послужило причиной того, что у широкого круга геологов сложилось убеждение, что одним из обязательных факторов образования бокситов является стабильная тектоническая обстановка;-характерная для древних платформ. Действительно, в пользу этого говорит приуроченность основной массы бокситов к стабильным участкам древних платформ с типичной континентальной корой. В-то же время бокситы известны и в подвижных участках древних и молодых платформ — авлакогенах и рифтах, а также в подвижных участках с корой переходного типа от континентальной к океанической — на островных дугах (современных геосинклиналях) и их древних аналогах — в складчатых областях. В самой молодой из них — Средиземноморской альпийской складчатой области бокситы известны более 100 лет, на Урале, Салаирском кряже, Восточном Саяне, Тянь-Шане и Памире — более 50 лет. В последние 3-4 десятилетия появилось много новых находок бокситов именно в современных подвижных участках земной коры — на островных дугах и в подвижных участках платформ — в рифтах и авлакогенах, в «горячих точках» — на древних платформах (Чадобецкое поднятие) и в океанской акватории — на щитовых вулканах — Гавайские острова (рис. 1).

Поскольку работ по закономерностям размещения, образования и вторичным изменениям месторождений бокситов подвижных областей не так уж много, выполненное обобщение п© условиям образования и ш^^тш^г^ш^у ES» Еzj-Eca« tssï Dua^nzz]^

Рйс Ь Пояснения см. на стр. 26. закономерностям размещения бокситов подвижных областей является актуальным.

Под подвижными поясами автор (вслед за В.Е. Хаиньш, A.A. Мила-новским и другими) понимает крупные, протяженностью в сотни и тысячи километров, преимущественно линейные тектонические структуры континентальных, океанических и переходных секторов земной коры, которые характеризуются повышенной тектонической, сейсмической или вулканической активностью. На континентах — это преимущественно сводовые или блоковые поднятия с орогенным режимом, активные континентальные окраины, рифтовые зоны (в том числе и авлакогены), горячие точки; в океанических акваториях — это океанические рифты (зоны сцрединга), щитовые вулканы (горячие точки); в зонах перехода от континентов к океанам — зоны субдукции, выраженные молодыми и древними островными дугами. Для всех из. них характерны повышенные скорости вертикальных движений (до 100 м/млн. лет). В то же время для процесса латеритного бокситообразования необходимо, чтобы эти значения не превышали 10 м/млн. лет (Жуков, Богатырев, Демина, Матвеева, 1983 г.). Бокситы известны не на всех типах вышеперечисленных тектонических структур. Отсутствуют они на современных активных континентальных окраинах, в зонах спрединга, а также в тех структурах, где скорость вертикальных движений превышает указанную ранее цифру. В частности, не известны крупные месторождения бокситов на экваториальном о. Новая Гвинея, где скорости эрозии почти на порядок выше указанной. Там, а также на Соломоновых островах, по данным Чи-васа (Chivas at al., 1984 г.), скорости подъема земной коры — 300— 400 м/млн. лет. Установлено, что для образования бокситов благоприятны только определенные этапы и стадии развития тех или иных

Рис.1. Схематическая карта боксятоноскости подвижных и складчатых областей фанерозоя: 1-5 — складчатые пояса разного возраста: 1 — байкалиды; 2 — жаледониды; 3 — герциниды; 4 — мезозоиды; 5— альпиди; 6 — главнейшие подвижные "участки древних платформ, с бокситами; 7 — древнее платформы; 8 — латеритно-карстовые бокситы (А — месторождения, Б — проявления); 9 — латеритные бокситы (а ~ месторождения, 6 — проявления); 10 — месторождения бокситов подвижная и складчатых областей: 1 — месторождения Гавайских островов; .2 — месторождения Аппалачско-Пенсильванского района; 3 — месторождения Пинар-дель-Рио, провинции Эскамбрай, Куба; 4 — месторождения о. Ямайка; 5 — Альта-Каука; 6 — Эрширское; 7.— Портйла-де-Луна; 8 — Арьеж; 9 — Балканский бокситрудный район; 10 — месторождения Цйкладических островов (Наксос, Эос и др.); 11- Мендересский бокситорудный район; 12 — бокситы Южного Крыма; 13 — бокситы рудопрояалания Геран-Каласы (ДараЛагезски район, Закавказье); 14 — бокситы Карского района; 15 — бокситы Щучинсхого района; 16 — бокситы Кожимского; района; 17 — Красновишерский район; 18 — Ивдельский район; 19 — Нижнесергинский район; 20 — Североуральский район; 21 — Южноуральский район; 22 — Карпинский район; 23 — Южно-Тяяышаньский район; 24 — Центрально-Памирский район; 25 — Салаирский район; 26 — Козыреевское месторождение; 27- Боксонское месторождение; 28 — месторождение Даиун-Гол; 29 — Джамму; 30 — Ааншон; 31 — Баолок и др.; 32 — Бинтан; 33 — Саравак;3<? — Филлилины; 35 — Соломоновы острова; 63 — Фиджи; 37 — Тоига. I—Ш — латеритные бокситы подвижных участков древних платформ: I — Западно-Африканская провинция (Фуга-Мандингский свод); II — Средне-тиманский бокситорудный район; 1П — Восточногатский бокситорудный район.

•>одых.~ более мелкие и часто угленосные рпфты-срибснм, характерные преимущественно для триаса, юры и отчасти мела (рис.3).

Наибольшая концентрация месторождений бокситов связана с Западно-Африканской провинцией, в пределах которой сосредоточено боле» 30 млрд. т их ресурсов. Все они сосредоточены в пределах высокого (до 1500 м) и ступенчатого плато Фута-Джаллон, занимающего Центральную часть Фута-Мандингского свода. Здесь имеется несколько бокситорудных районов, связанных с различными по возрасту поверхностями выравнивания. Некоторые из месторождений детально изучены российскими геологами, в том числе и автором [24, 25, 32]. Быстрые поднятия этой территории древней платформы в кайнозое, по мнению автора, способствовали эффективному промывному режиму в латеритных корах выветривания. В то же время самая верхняя меловая поверхность плато Фута-Джаллон сильно эродировалась, и бокситы здесь плохо сохранились.

Другой пример подвижных платформенных структур с крупными месторождениями бокситов — Восточногатский рифт, вытягивающийся вдоль восточного побережья Индии. Месторождения бокситов приурочены к его западному поднятому борту, вытягивающемуся широкой (100— 150 км) меридиональной полосой средних и низких гор (высотою до 1500 м) вдоль восточного побережья. Индостанск ого полуострова почти на 700-800 километров. Здесь сосредоточено более 2 млрд. т латеритных

Я2 Ш3 ШИШ* В Е> е в« &ШЙ»

Рис. 3. Мезозойские бокситоносиые рифты Урало-Монгольского подвижного пояса (ко А.К.Бувалкину и др.):

1 — плитный чехол, 2 — дейтероорогенные грабены и впадины Урало-Монгольского пояса, выполненные континентальными терригенными, часто угленосными отложен и«ями, 3 — грабены, выполненные осадочно-вулканогенными отложениями, 4 — регенерированные геосинклинальные прогиби, 5 — разломы крупные сбросо-сдвигового типа, 6 — области поднятий, умеренных; 7 — области интенсивных поднятий, 8 — границы тектонических областей, 9 — западная граница ареала раннемезозойского магматизма, 10 — месторождения и рудо проявления различных генетических классов (а — элювиальные — латеритные, б — осадочные, в — латеритно-карстовые): 1 — Богословское, 2 — Орское, 3 — Западно-Тургайские, А — Северо-Казахстансхие, 5 — Илийские , 6 — ЮжноФерганские, 7 — Байсунские. бокситов кайнозойского (предположительно миоценового) возраста. Во-сточногатский рифт имеет древнее заложение и в течение фанерозоя неоднократно активизировался. В кайнозое его западный борт испытывал положительные движения, что способствовало усилению дренажа и ускорению процесса бокситизации, но, с другой стороны, усиливало и процессы эрозии. Поэтому месторождения сильно эродированы и в плане представляют собой сильно расчлененные, извилистые, прихотливые по форме тела. Нет сомнения, что это реликты древней (эоцен-миоценовой) поверхности выравнивания. Покровы бокситов :в настоящее время занимают не более 1/о её первоначальной площади.

Имеются примеры и других рифтовых зон с Месторождениями бокситов, которые характеризуются несколько иным характером тектонических движений. В частности, это рифты полуостровов Кач и Катхиа-вар, прилегающие к основному Индостанскому кратону с запада. В кайнозое они испытывали частую смену направления тектонических движений, с чередованием трансгрессий и регрессий, что зафиксировано в. кайнозойских осадочных отложениях. Поэтому крупных месторождений бокситов здесь нет.

На Лавразийских платформах, располагающихся в умеренной климатической зоне и имеющих иной — плитньй характер тектонического развития с преобладанием общего опускания, рифтовые зоны распространены неодинаково. На Североамериканской платформе они не отмечешь, в то время как на Восточно-Европейской их выделено несколько (см. рис. .2). Месторождения бокситов на ней тяготеют к поднятым приоор-товым частям крупных рифтовых зон древнего заложения — авлакоге-нам 4- Тиманскому (рис. 4) и Днепрово-Донецкому. Принадлежность обеих структур к платформенным рифтам (авлакогенам), заложившимся на древнем кристаллическом фундаменте, подтверждается однообразным литологическим составом рифейских формаций с преобладанием в нижней части терригенных, а в верхней — карбонатных пород, отсутствием опрокинутых и лежачих складок, слабым региональным метаморфизмом и щелочно-ультраосновным характером магматизма. Ввиду того, что а' я- ''' ' .

Рис.4. Среднетиманский бокситорудный район с месторождением девонских бокситов зрелого ляте-ритного профиля в Тиманском авлакогене А — структурно-тектоническая схема северо-восточной части Восточно-Европейской платформы: 1 — Восточно-Европейская платформа; 2 — Тманский авлакоген; 3 — Тимано-Печорская плита; 4 — Уральская складчатая область

Б — схематическая геологическая карга Средней части Тиманского авлакогена: I — кристаллический фундамент Восточно-Европейской платформы; 2 — -. Западно-Тиманский блок с Четдасским поднятием на севере; 3 — Четласский блок; 5 — залежи бокситов; 6 — разломы: а — первого порядка, ограничивающие Тимаиский авлакоген; б — разломы второго порядка;

В — схематическая геологическая карта Во-рыквинского бокситорудного района (по материалам Тиманской ГРЭ). 1-4 — рифейс-кий комплекс: I — кварциты и сланцы чет-ласской серии, 2 — доломиты и мергели ворьщвинской серии, 3 — известняки, доломиты павыогской свиты, 4 -— углистые сланцы паунской свиты, 5- 7 Девонская система:

5 — образования бокситояосной формации,

6 — аргиллиты, алевролиты, песчаники, тер-ригеино-глинистой толщи, 7 — туфы и туф-фиты, вулканогевно-осадочнай толщи, 8 — каменноугольная система (известняки, доломиты), 9 — субинтрузии основного состава, 10 — контуры бокситовых залежей, 11 — разрывные нарушения, 12 — месторождения бокситов: I — Вежаю-Ворыквин-ское, II—III -Верхнещу горское (II — Южная группа залежей, III — Северная группа), IV — Восточное.

Тиманский авлакоген расположен в зоне контакта байкалид и карелид, он был более мобилен, чем Днеп-ровско-Донецкий с его архейско-протерозойским базисом. По-видимому, вследствие этого здесь проявлено две эпохи боксиТонакопления: девонская и каменноугольная, в то время как в Днепровско-Донецком авлакогене только одна — раннека-менноугольная эпоха с накоплением месторождений бокситов Белгородского района КМА. В обоих районах это крупные месторождения бокситов высокого и среднего качества. Из вышесказанного понятно, что в более тектонически стабильном Белгородском регионе преобладают остаточные — латеритные классы месторождений. Б то время как на Среднем Тимане преобладают латеритно-карстовые и осадочные (коллювиаль-ные, делювиально-пролювиальные и озерно-лагунные) классы месторождений (Вежаю-Ворыквинское, Ворыквинское, Восточное, Светлинское месторождения и др.), а латеритные известны на Щугорском месторождений. Автором изучены здесь основные генетические классы бокситов, их структурно-текстурные особенности, минеральный состав, состав элементов-примесей и пр. [79]. Несмотря на то, что девонские бокситы Среднего Тимана залегают не так глубоко (в среднем 100-150 м), как Белгородские (500-600 м), они подверглись более глубоким вторичным изменениям: местами дислоцированы, отдельные пласты смещены по разломам (крутым сбросам) на 10- 50 м. Дислокация бокситов свидетельствует о том, что истинные давления здесь были выше лито статических, какие можно было бы предположить в соответствии с глубиной их залегания. Таким образом, степень изменения бокситов здесь соответствует позднему катагенезу. Бокситы имеют моногидратный состав, а в контакте с дайками базальтов — метаморфизованы и превращены в плотную почти черную корунд-силлиманит-магнетитовую породу. Пока это единственное место в мире, где известны платформенные метабокситы. .

Геофизическими исследованиями для Тиманского кряжа установлено сравнительно высокое положение поверхности «Мохо» — 32—41 км, что связывается с выступом астенолита и подтверждается повышенным тепловым потоком. Широтными разломами Тиманский кряж разделен на три блока, которые развивались автономно. Средний блок с месторождениями девонских и каменноугольных бокситов считается опущенным по отношению к южному и северному. В то же время в пределах Сред-нетиманского блока располагается самый высокий на Тиманском кряже и наиболее устойчивый Четласский блок. В пользу этого говорит также тот факт, что в разрезе среднего палеозоя на Среднем Тимане зафиксировано два длительных континентальных перерыва — средне-позднеде-вонский и раннекаменноугольный, с которыми связано оокситонакопле-ние. Это дает основание считать, что Среднетиманский блок был более стабилен, чем смежные блоки. Поэтому основные перспективы девонской бокситоносности автор связывает именно с этим блоком. По его мнению, перспективны для бокситонакопления здесь не только поля распространения карбонатных пород рифея, но и участки с углеродистыми породами паунской свиты верхнего рифея, где могут быть найдены маложелезистые бокситы — особо дефицитный вид минерального сырья. В последних могут содержаться повышенные концентрации благородных металлов. За счет метасоматически измененных карбонатно-сланцевых пород рифея возможно образование бокситов, обогащенных редкими, редкоземельными и благородными элементами. Обнаружение новых залежей возможно, в первую очередь, между Светлинским и Зоастровским месторождениями (см. рис. 4).

Угленосные рифты с бокситами мезозойского (триас-юрского или мелового) возраста известны преимущественно на молодых — эпигерцин-ских платформах (см. рис. 3). На Урале это мелкие (шириной до 5 км и протяженностью до 50 км) триас-юрские грабенообразные рифты, вытянутые в меридиональном направлении — Орская (КЗжный Урал), Богословская и Волчанская (Северный Урал), Сосьвийскб-Салехардская (Полярный Урал) и др. Есть подобные: угленосные грабены в Тургайской впадине, в северном обрамлении Казахского щита, а также в Средней Азии, Сибири и на Кавказе [35].

Среди современных структур бокситоносные рифтовые впадины не известны. А.А. Рассказов и др. (1998), анализируя геодинами,ческую обстановку триас-юрских угленосных рифтов молодых платформ, практически для всех из них отмечают признаки тектонической и магматической активности особенно на первых этапах развития, повышенный тепловой поток и проч. Рифты, как известно, развиваются преимущественно в геодинамической обстановке растяжения земной коры, в то время как для геосинклинальных (складчатых) поясов характерно преобладание геодинамических обстановок сжатия (особенно на заключительных стадиях развития). Как выяснилось, в мезозойских угленосных рифтах эпигерцинских платформ бокситы также формировались на этапах их сжатия, после завершения вулканической деятельности. Геодйнамическая обстановка растяжения земной коры, сопровождавшаяся вулканической деятельностью, сменилась этапом кратковременного сжатия, которое сопровождалось поднятиями и формированием латеритных кор выветривания и осадочных бокситов ближнего переотложения. Вследствие кратковременности этапа сжатия, краток был и период бокситонакопления, вследствие чего и масштабы месторождений оказались небольшими. Этап сжатия вновь сменился этапом растяжения с общим понижением поверхности и заболачиванием территории. Бокситообразование в мезозойских рифтах почти повсеместно сменилось угленакоплением [35]. Угли местами залегают непосредственно на бокситах. Среди последних имеются как лате-ритные бокситы, образовавшиеся за счет вулканитов основного состава, так и осадочные, среди которых имеются как бокситы ближнего переотложения — делювиально-пролювиальные типы, так и лагунные, и озер-но-болотйые [35]. В областях с умеренной тектономагматической активизацией, к которым относятся эпигерцинские поверхности Урала, Салаир, Западной Сибири й Казахстана, бокситы в мезозойских рифтах имеют преимущественно гиббситовый состав. В областях с высокой тектономагматической активизацией (дейтерогенеза или возрожденной складчатости), где бокситы деформированы, подняты на высоту до 3 км (Юго-Западные отроги Гиссарского хребта, Тянь-Шаиь, Скифская плита на Кавказе и др.), бокситы имеют моногидратный состав и изменены поздним катагенезом [35, 85]. Среди углей отмечены антрациты (Полярный Урал, Тянь-Шань). Часто под углями бокситы обелены и каолинизированы.

БОКСИТОНОСНОСТЬ ОСТРОВНЫХ ДУГ в

ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЕ ОТ КОНТИНЕНТОВ К ОКЕАНУ

Современные геосинклинали — это молодые и зрелые островные дуги, располагающиеся в зоне перехода от континентальной коры к океанической. Большая часть островных дуг располагается в юго-восточной части Тихоокеанского подвижного пояса. Бокситы располагаются как на молодых, так и на зрелых островных дугах. На первых преобладает класс латеритно-карстовых месторождений, на вторых — латеритные профили незрелого типа, без ясно выраженной зональности. Кайнозойские латеритно-карстовые бокситы известны на небольших (площадью до 400 км2) поднятых коралловых островах Меланезии и Западной Микронезии (Новые Гебриды, Соломоновы острова, Тонга, Кермадек, Марианские, Маршалловы, Гилберта, Туамоту, а также на островах Фиджи, Тонга и других).

Классическим примером современной геосинклинали является молодая островная дуга Соломоновых островов, которая располагается на границе блоков с континентальной и океанической корой. Разнообразные по генезису проявления бокситов известны на многих из островов, но месторождения бокситов известны только на двух из них — поднятых атоллах — островах Реннел и Беллоне. Все месторождения бокситов располагаются внутри островов — поднятых атоллов и залегают на за-карстованной поверхности лагунных известняков. Они представлены исключительно гиббситрдьдаи бокситами латеритно-карстового класса. Мощность залежей до 5-6 метров, площадь — до нескольких гектаров. Выходы вулканических пород на островах отсутствуют, и единственным вероятным источником бокситов являются вулканические пеплы, выпадавшие на поверхность, острова во время извержений вулканов на соседних вулканических островах.

Несколько более древним (миоценовым) аналогом бокситоносных коралловых островов такого же типа являются острова Ямайка и Гаити на архипелаге Больших Антильских островов, где сосредоточены огромные запасы (более 2 млрд. т) боксита. Их площадь — несколько десятков тысяч квадратных километров.

Фрагменты древних островодужных, формаций отмечаются в острово-дужных террейнах различных складчатых областей: мезозойские и кайнозойские. с латеритно-карстовыми бокситами — в Средиземноморской складчатой области, девонские — в островодужных террейнах палеооке-анических секторов Уральской и Салаирской складчатых областей. Более подробные сведения о них будут приведены ниже.

БОКСИТОНОСНОСТЪ ОСТРОВОВ —

ШИТОВЫХ ВУЛКАНОВ В ОКЕАНСКОЙ АКВАТОРИИ

Акватория тропической зоны океанов, исходя из теоретических предпосылок, является благоприятной для бокситообразования. Не случайно на многих океанских островах отмечаются бокситоносные почвы. Однако с этих же позиций трудно было ожидать обнаружения бокситов на вулканических островах, особенно на таких, как Гавайские, которые считаются «горячей точкой». Пока в литературе имеются сведения только о бокситах на двух из островов в Гавайском архипелаге (острова Кауаи и Мауи). Острова представляют собой щитовые вулканы, поднимающиеся с морского дна почти на 8 километров и древних аналогов не имеют. Подробные сведения о бокситах Гавайсних островов имеются в фундаментальной монографии С.Х. Паттерсона (Patterson, 1971), в отечественной литературе сведения о них компилятивны [62]. На первом из вышеупомянутых островов разведано более 100 млн. т руд среднего качества, на втором — около 20 млн. т. Бокситы распространены на слабо наклонной поверхности лавовых покровов на высотах от первых сотен метров до 1 км. Они занимают площадь до нескольких гектаров. Бокситы располагаются в верхней части профиля выветривания. Мощность горизонта в среднем составляет около 3 м (местами — 8 м). Боксит представляет собою сильно пористую породу коричневато- и красновато-бурого цвета с желваками гиобситового состава. Из оксидов железа в нем присутствуют гетит и гематит, реже маггемит и магнетит. В нижележащей зоне (зона сапролита) в значительном количестве накапливаются глинистые минералы — галлуазит и аллофан. В этой зоне встречаются округлые останцы свежего твердого базальта. Мощность зоны — до

40 м. Наиболее'благоприятными для бокситов считаются нефелинсодер-жащие щелочные базальты- серии Колоа;плотные и -менее пористые, •чем базальты свиты Вейма. Современное бокситообразование на Гавайских островах является природной моделью образования остаточных (ла-теритных) бокситов и, по мнению автора, иллюстрирует первую стадию латеритного бокситообразования [23]. Параметры процесса использованы автором для геологической модели латеритного; бокситообразования.

БОКСИТОНОСНОСТЬ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

1. Бокситы распространены в складчатых областях различного типа: а) линейных покровно-чвшуйчатых складчатых поясах «геосинклинального» типа, б) складчато-глыбовых структурах — областях тектономагма-тической активизации (или областях возрожденной складчатости). Сразу же следует отметить, что в первых они образуются, а во вторых — залежи деформируются, а бокситы меняют состав.

В складчатых областях первого типа независимо от их возраста выделяется два сектора:

1) Палеоокеапическии (эвгеосинклинальныи) преимущественно с бокситами, связанными с рифогенными толщами в палеоостроводужных тер-рейнах. Месторождения бокситов известны в палеоокеанических секторах складчатых областей разного возраста: в герцинидах Восточного склона Урала (см. рис. 4), Юго-Западного Салаира (Обуховское и др. месторождения), Южного Тянь-Шаня (Южно-Нуратинские бокситопроявления), в альпийской Средиземноморской складчатой области (Парнас-Пелагоний-ская зона). Среди них преобладают залежи латеритно-карстовых бокситов, сильно дислоцированные и местами метаморфизованные. Бокситы имеют моногидратный (бемитовый, бемит-диаспоровый или диаспоровый, а местами диаспор-корундовый или корундовый состав). Месторождения, как правило, крупные по масштабу и высокого качества.

2) Палеоконтиненталънъш (миогеосинклинальный) — с бокситами, связанными с континентальными, лагунными или прибрежно-морскими комплексами, заключенными в сложно дислоцированных или покровно-надвиговых структурах. Местами бокситы заключены .в олистоетромах и олистоплаках. Меловые месторождения бокситов на северо-западе о. Куба, в провинции Эскамбрай, связаны с реликтами покровных структур — «моготами», представляющими собой, по мнению автора, мелкие бескорневые аллохтоны. В современном рельефе моготы выступают в виде отдельных изолированных известняковых куполов высотою А9 ,200 м. Бокситы имеют диаспор(бемит)-гематитовый состав и мелкооолитовую структуру. Они слагают пластообразные и гнездовидные тела внутри меловых известняков с резко выраженной нижней закарстованной поверхностью. Качество меловых бокситов достаточно высокое, а масштабы пока не определены. Такие же известняковые горы с пермскими бокситами отмечены в Кампучии (Нырков, Горовой, 1974).

Для складчатых областей, в отличие от платформенных, характерно наличие в цазрезе нескольких горизонтов бакситов, ^свидетельствующих о быстром захоронении (т. е. о высокой скорости опускания) и частой смене направления движений. В Средиземноморской складчатой области в разрезе мезозоя известно около 10 горизонтов бокситов, в; девонском разрезе Урала — от 3 до 6. ■

Особыми чертами характеризуются бокситы активизированных участков молодых платформ. По степени литификаций они соответствуют второй стадии катагенеза, как в складчатых поясах геосинклинального типа. Столь же интенсивна и степень их дислокации. Автором детально изучены бокситы в областях тектоно-магматической активизации [1—8, 26, 35, 61] Туранской и Скифской плит. Бокситы, залегающие в основании осадочного чехла, на захороненной пенепленизированной поверхности, в настоящее время подняты на высоту до 3000 м и дислоцированы (месторождения Юго-Западных отрогов Гиссарского хребта, Южный Тянь-Шань).

Гпава С.

ОСНОВНЫЕ ГЕНЕТИЧЕСКИЕ КПАССЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ БОКСИТОВ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ ЗЕМНОЙ КОРЫ И СКЛАДЧАТЫХ ОБПАСТЕЙ, УСПОВИЯ ИХ ОБРАЗОВАНИЯ

Положение 2

Работами многих поколений геологов установлено, что бокситы являются: исключительно экзогенными образованиями, связанными с латерит-ньши корами выветривания, формирующимися в областях с жарким и влажным климатом, а также с продуктами их преимущественно механического перебтложения. Вопрос о возможности образования осадочных бокситов хемогенным путем до сих пор остается дискуссионным. Главные факторы бокситообразования и их параметры были подробно рассмотрены автором в ряде работ [15, 24, 32, 36, 44, 51, 66-69, 76, 80]. Они основываются как на литературных материалах, так и на личных наблюдениях автора, посетившего и изучившего несколько десятков месгорождений бокситов разного возраста и классов. Эти данные позволили разработать геологические модели образования основных генетических классов Месторождений бокситов и составить их генетическую классификацию (табл. 1). Совместно с В.В. Жуковым, В.Н, Деминой и Л.А. Матвеевой [47] разработана геологическая, физико-химическая и математическая модель формирования бокситов в латеритном профиле выветривания. Суть ее — в расшифровке процесса десиликации алюмо-силикатной породы под действием атмосферных осадков с учетом скорости филмраций вод, скорости равтворения алюмосиликатных минералов и т.п. В ней использованы следующие параметры главных факторов ла-теритного бокситообразованиЯ в нормальных поверхностных условиях:

Табпица 1

Генетическая классификация бокситовых месторождений

Группа Тип Класс Примеры месторождений различных классов

Выветри- Остаточ- А. Элювиальный (латеритный): вания ный 1) латеротный монозональный Каю, Тамара (о-ваЛое Гвинея), Покос-Де

Кальдес (Бразилия).

2) латеритный полизональный: а. зрелый профиль, Панчлатмали, Саппарла и др.(Индия), Фрия,

Дебеле и др. (Гвинея), Щугор (Тиман) и др. б незрелый профиль. Кауаи, Мауи (Гавайские о-ва)

3) неоагаовиальные. Сангареда (Гвинея),

Б.Латеритно-карстовый: 1) карровых полей, Ямайка, Соломоновы острова, Красная Шапочка, Калья и ар. (Североуральский район), Велика-Планйна, Лика, Обровац и др. (Югославия) и др.

2) глубокого карста Белинское и др. Тургайский р-н (Казахстан) идр.

Седимен- Осадоч- В. Осадочный гогенная ный Субазральных осадков: 1) кошновиальный, 2) делювиальный, Месторождения района Вейпа, Кейп-Йорк Австралия и др. Нипе (Гвинея), Бурнинское (Ю.Урал) и др.

3) пролювиальный, Часть месторождения Ниле, Щугор частично)

4) полигенный, Арканзасское м-ние (США) и др.

Субаквапьных осадков:

1) овражно-балочный, Тихвинские м-ние идр.

2) аллювиальный, Смелянское м-ние и др.

3) озерно-болотный, Пузлинское (частично, и др.

4)лаунный, Те-Нгано (о.Реннел)

5) прибрежно-морской Серпеевское, Вязовское и др. (Ю.Урал) и др.

Диагене- Г. ДивгънетичесШ тический Субаэрального диагенеза Субаквального диагенеза Тромбетас (Амазония), Плесецкое (Северо-Онежсмй район) и др Волчанское (Северный Урал)

Катагене- й Катагенетический тический Раннего катагенеза Таунсорское (Казахстан) жаркий (среднегодовые температуры более 20 С) и влажный (с количеством атмосферных- осадков более 1500 мм/год) климат, благоприятный состав материнских пород (с содержанием ,А1,0; около 10%), наличие плоских или .выположенных поверхностей выравнивания с углами наклона не более 20 , хорошее дренирование материнских пород по системе пор или трещин'- со скоростью более п-10 см/с, при содержании в растворе; SiO, .не. более 2-3 мг/л и при рН от- 5 до 8. Б формировании профиля выветривания выделяется две стадии: Г — подготовительная — формирование зоны поверхностной трещиновато-сти (от 20 до 100-150 м), происходящее, по Ю.Д. Матвееву (1972), за 500—10000- лет; 2 — основная (химического выветривания), разделяющаяся на два этапа: 1) этап изменения минерального состава субстрата во всей области трещиноватости с образованием минеральных зон коры выветривания за счет первичных минералов; 2) этап разрастания (или сокращения) зон коры выветривания, т.е. развития минеральных изменений только на границах между зонами. На первом этапе минеральные изменения в профиле выветривания происходят в кинетическом режиме, i.e. в основном зависят от скорости растворения первичных минералов и осаждения вторичных. При этом сразу же во. всей зоне трещиноватости возникают одно-, двух- или трехзональные профили выветривания (сокращенные — монозональные или полные — полизональные). Особенностью первого этапа латеритного бокситообразования является присутствие в профиле как первичных, так и новообразованных минералов. Окончание первого этапа характеризуется полным растворением первичных минералов. На первом этапе в профиле выветривания в системе: «раствор-минералы» равновесие не выдерживается, реализуются равновесия двух типов: «раствор—вторичные минералы» (1) и «раствор-первичные минералы» (2); В петом случае при низкой скорости растворения первичных минералов образуются четкие псевдоморфозы вторичных минералов по первичным, во втором, при высокой скорости растворения первичных минералов, образуется много коллоидов и гелевидных продуктов. Первый тип изменений характерен для кристаллических пород, второй — для туфов и пеплов. Показано, что процесс латеритного бокси

I Рис. 5. Схематические образования возможен только в условиях промывного режима, При этом если во всей зоне грещиноватости скорость удаления 5Ю, достаточно высока, т.е. поддерживаются низкие ее концентрации (2—3 мг/л), формируются однозональные бокситоносные коры выветривания. Вариации значений рН от 5,5 до 7,5. При высокой скорости растворения первичных минералов происходит их замещение глинистыми минералами, которые будут субстратом для бокситов на следующей стадии выветри-: вания. Длительность формирования зоны бокситов на первой стадии — от 1 до 10 млн. лет, на второй — десятки миллионов лет.

Формирование элювиальных (латеритных) бокситов лежит в основе бокситообразующего процесса, поэтому рассмотрение основ геологической модели латеритного бокситообразования автор считал необходимым предпослать описанию отдельных генетических классов месторождений бокситов. В подвижных областях имеются не все указанные в таблице классы месторождений, но они могут быть там еще найдены, так как для этого имеются необходимые предпосылки. Примеры типичных форм и разрезов залежей бокситов различных генетических классов приведены на рис.5.

ЕЗ' ш-ЕЗ» »»взад*

АБ — геологический разрез: 1 — делювиально-пролювиальные бокситы, 2 — латерит-ные бокситы, 3 — гливистая (каолияитовая зона), 4 — кондалиты слабо выветрелые, 5 — кондалиты.

II — незахороненные месторождения латеритно-карстового класса, а — схематическая геологическая карта распространения месторождений латеритно-харстовьн бокситов на о. Ямайка (зрелая островная душ Больших, Антильских островов): I — четвертичные отложения, 1 — лагунные четвертичные отложения, 3 — области распространения лаге-ритно-карстовых бокситов, 4 — подрудные известняки миоценового возраста, 5 — известняки эоденовые (безрудные), 6 — вулканические и другие магматические породы мелового возраста , 7 — главные разломы. А-Б — линия геологического разреза; 6-г — латеритно-яарстовые бокситы о.Решел (молодая островная дуга Соломоновых островов): в — геологическая схема острова Реннел; г — геологический разрез через остров Реннел. 1,2 — залежи бокситов (1 — в плане, 2 — в геологическом разрезе), 3 — плейстоценовые известняки и доломиты; 4 — вулканические породы; 5 — разломы.

II

ЭЛЮВИАЛЬНЫЙ (ЛАТЕРИТНЫЙ) КЛАСС

МЕСТОРОЖДЕНИИ БОКСИТОВ

Элювиальный (латеритный) класс месторождений бокситов стал доступен для изучения российским геологам не так уж давно — чуть более .НО лет тому назад» так как , основная масса латеритных месторождений - располагается в современной тропическом ,зоне>" а на территории России известны лишь древние захороненные месторождения, большей частью уже измененные наложенными процессами. Тем не менее, публикаций по этому классу месторождений имеется достаточно много. Они связаны с именами Г.И. Бушинского, Б.М. Михайлова, В.А. Тенякова, А.П. Никитиной, Б.Н. Одокия и многих других. Самая полная сводка по латеритньш месторождениям мира выполнена Д. Бардошши и Д. Алевой (Bairdossy, Aleva, 1990 г.). Предложено много разных классификаций латеритных бокситов* имеющих определенные достоинства и недостатки.

Автором в классе латеритных бокситов в зависимости! от состава и строения профиля выделено три подкласса: 1 — латеритный незрелый, 2 — латеритный зрелый, монозональный 3-«¿латеритный зрелый, полизональный. Главнейшие особенности их строения и состава рассмотрены ниже.

Самые древние элювиальные (латеритные) бокситы девонского возраста известны На Тиманском кряже (Щугорское месторождение на Среднем Тимане). Латеритные бокситы найдены практически во всех более молодых отложениях главных эпох бокеитонакопления вплоть до современной, которая считается неблагоприятной для бокситообразования. Но именно современные латеритные бокситы ^представляют больший научный интерес, так как являются лриродяойшоделыо, на примере которш можно изучить роль главных агентов латеритного выветривания, определить параметры основных бокситообразующих факторов. В настоящее время такой моделью являются месторождения бокситов Гавайских островов, расположенных в тропической зоне Тихого океана. Бокситообра-зование в данном регионе можно считать парадоксальным, так как острова вулканические и характеризуются высокой сейсмичностью, что считается неблагоприятным фактором для образования месторождений бокситов. Детальное описание их имеется в монографии С. Паттерсона (Patterson, 1971 г.). Мелкие месторождения и .рудопроявления аналогичного типа имеются на островных дугах иг континентальных окраинах современной тропической зоны. На северо-востоке острова Калимантан, в провинции Сараван, латеритные бокситы известны на породах разного состава — габбро, андезитах, диоритах, амфиболитах. Такие же бокситы известны и на юго-восточной окраине Азиатского континента (Вьетнам, Лаос,; Кампучия).

• Для современных бокситоносных латеритных кор выветривания (Гавайский архипелаг, островные дуги и т.п.) характерны профили, иллюстрирующие'состояние первого этапа развития (незрелый профиль) без четко проявленной зональности и обособленной зоны боксита. По всему латеритному профилю отмечаются еще не разложившиеся минералы материнских пород. Зона бекситов в них не представляет монолитного горизонта, а состоит из скоплений гнезд, прожилков и желваков гиббси-та в глинисто-железистой массе, состоящей из каолинита, галлуазита, метагаллуазита, гетита, гематита и магнетита. Поэтому качество бокситов, как правило, невысокое. Мощность зоны — 20-30 м. Вниз по разрезу зона бокситов постепенно сменяется глинистой зоной (мощностью до 40 м) с преобладанием в верхней части зоны каолинита, а в нижней — галлуазита и метагаллуазита.

Масштабы и перспективы четвертичных месторождений бокситов данного подкласса оценены лишь в последние годы и пока недостаточно ясны, хотя ресурсы их оцениваются в сотни миллионов тонн.

Второй и третий подклассы месторождений латеритных бокситов характерны для древних платформ. Зрелые монозональные латеритные профили известны только на гондванских платфомах и в ограниченном числе пунктов. По мнению автора, главным условием их образования является наличие плотных, слабо трещиноватых и крупнокристаллических магматических горных пород типа нефелиновых сиенитов с высоким содержанием алюминия и щелочных элементов. В настоящее время известно два сходных объекта, образовавшихся за счет нефелиновых сиенитов — месторождения островов Каса и Тамара (архипелаг Аос, Гвинейская республика), примыкающие к Фута-Мандингскому своду в Западной Африке, и месторождение Покос-де Кальдес в Бразилии. Бокситы образуют на нефелиновых сиенитах зону псевдоморфных пористых руд высокого качества мощностью от 1 до 4-5м. В обоих случаях бокситы образуют плащевидные покровы на вершинах и пологих склонах небольших холмов (острова Аос) или невысоких и плосковерхих горных цепей (Бразилия). Подсчитанные запасы бокситов в обоих случаях невелики около 20—30 млн. т.

Третий подкласс месторождений бокситов со зрелым и зональным лдгеритным профилем широко распространен на гондванских платформах, в пределах областей с тропическим климатом, в том числе на подвижных участках древних платформ с орогенным режимом развития. К последним В.Е. Хаин (1973 г.) относит Фута-Мандингский свод Либерийского щита в Западной Африке и гористые окраины Индостанского кратона, где сосредоточены крупнейшие месторождения бокситов этого подкласса. Здесь на породах разного состава и возраста наблюдаются мощные (десятки метров) хорошо дифференцированные зональные латеритные профили с обособленной зоной гиббситовых бокситов в верхней части разреза. Первые детальные описания их дал М. Бонифа (Вог^ая, 1959 г.), а среди российских геологов — Б.М. Михайлов (1964, 1969 гг.). Автор имел возможность посетить эти месторождения в середине 70-х годов. По мнению автора [24, 25], по строению и составу латеритные бокситы в данном регионе почти полностью аналогичны таковым стабильных участков древних платформ. На плато Фута-Джаллон бокситы располагаются на разных по возрасту поверхностях выравнивания — от меловых — на самой высокой поверхности, до миоценовых — на низких. Меловые бокситы эродированы сильнее других. Более молодые — кайнозойские поверхности выравнивания — более продуктивны в отношении бокситов и представлены, как правило, мощными зональными профилями выветривания с верхней железистой зоной (кирасой), затем — бокситовой (до 10 м) и глинистой (каолинитовой). Остаточные (латеритные) бокситы в профилях выветривания имеют «псевдоморфную» структуру, наследующую рисунок структуры и текстуры материнской породы. Лишь в верхней части профиля начинается брекчирование бокситов с заполнением свободного пространства более мелкими обломками, бобовинами и оолитами. В верхней части профиля боксит более железистый за счет дополнительного привноса железа, мигрирующего в профиле при поднятии уровня грунтовых вод и создании локальных застойных обстановок в сезон дождей.

С латеритными (остаточными) бокситами тесно ассоциируют осадочные типы и классы бокситов ближнего переотложения, представленные преимущественно механически переотложенными генетическими типами осадков — коллювием, делювием и пролювием, реже — аллювием, о которых подробнее будет сказано ниже. Их доля на каждом из месторождений различна, но в среднем не превышает 50%. Не захороненные осадочные типы бокситов в условиях жаркого и влажного климата под действием агентов выветривания десилицируются, т.е. продолжают бок-ситизироваться, что ведет к улучшению их качества. Наиболее ярким примером осадочных (аллювиальных) бокситов высокого качества, подвергшихся, по мнению автора, последующей дрсиликации, является месторождение Сангареди в провинции Боке, Гвинейская республика [24, 25].

КЛАСС МЕСТОРОЖОЕНИЙ

ПАТЕРИТНО-КАРСТОВЫХ БОКСИТОВ

К латеритно-карстовыми относятся бокситы, образовавшиеся в результате десиликации разнородного по составу и степени выветривания алюмосиликатного материала, накопившегося на закарстованной поверхности рифогенных известняков. Вследствие того, что этот Тип; бокситов наиболее широко распространен в Средиземноморской складчатой области, он назван «средиземноморским» (Бардошши, 1982). Высказывались различные гипотезы их образования. Наиболее ранней была латеритная гипотеза, сформулированная П. Бертье (Вегйиег, 1821). В дальнейшем она трансформировалась в латеритно-карстовую или карстово-латерит-ную гипотезу, согласно которой образование бокситов этого типа происходит в результате латеритного выветривания разнородного алюмосиликатного материала на поверхности известняков. В зависимости от источника первичного алюмосиликатного материала определились следующие разновидности этой гипотезы. Гипотеза «терра-росса» предполагает образование бокситов за счет нерастворимого остатка известняков. Она предложена Г. Дольфюссом в 1904 г. (БоМчш, 1904) и развита Дж. Лаппараном (ЬаррагеШ, 1930), Г. Де-Вейссом (^^е^е, 1970), и А. Маричем (Марич, 1964). В СССР она развивалась Н.И. Каржавиным с 1932 г., со времени обнаружения карстовых бокситов на Урале, затем

Д.В. Рыжиковым (1948), Ф.В. Чухровым (1970) и др. Появление хемоген-но-осадочнсй гипотезы связано семенем А.Д. Архангельского (1937, 1939). Она была поддержана О.М. Аншелесом и др.(1927), A.A. Денисе-вичем (1942), А.К. Гладковским и А.К. Шаровой (1951).' Специфический вариант этой гипотезы предложен А.И.' Кривцовым (1968). Механо-генно-осадочная гипотеза накопления бокситов развивалась Б.П. Мол-даванцевым (1934), С.Ф. Малявкиным (1937), ГЖ Бушинским- (1958), H.A. Аисициной (1960), М.В. Пастуховой (1960). A.B. Пейве, А.Н. Щтрейс (1947), а затем К.К. Зеленов (1972), А.К. Гладковекий и О.Н. Огородников (1970) развивали гидротермальную гипотезу; образования. бокситов этого типа. За рубежом этой гипотезой пользовались А; Добре (Daubree, 1869), X. Коганд (Coquand, 1871), Л. Хейс (Hayes, 1895). Экзотичскую биогенную гипотезу образования бокситов высказал Л.С. Берк: (1949). Наиболее обоснована в настоящее время гипотеза латеритизации пепло-вого материала Hai поверхности известняков, выдвинутая А. С. Калугиным (1966, 1967) и получившая подтверждение находками современных месторождений бокситов, на поднятых атоллах островных» дуг в юго-западной акватории Тихого океана. За рубежом сходные представления развивалась А. Бонне (Bonnet, 1958) и Е.Рочем (Roch, 1959).

Автор также считает наиболее подходящим для бокситов, данного типа название «латеритно-карстовые ». Первая часть названия точно характеризует суть основного процесса, который в условиях промывного режима соответствует латеритному. Вторая часть названия характеризует условия латеритизации. Процесс латеритизации -сопровождается карстованием подстилающих известняков. Закарстованная поверхность последних обеспечивает эффективный промывной режим и высокую скорость процесса. : > .\г=

Если процесс десиликации какой-либо алюмосиликатной породы происходит в субаэральной обстановке при постоянном или периодическом поступлении на выветривающуюся поверхность новых порций свежего алюмосиликатного материала, он соответствует субаэральному диагенезу (экзодиагенезу) в понимании EiB. Шанцера (1966). Процесс бокситизации при этом будет осложняться ^^те^ проходя через свежёвыпавший осадок и взаимодействуя с ним атмосферная влага будет насыщаться кремнекислотой. При невысоких концентрациях кремнезема (до 2 мг/л) процесс десиликации (бокситизации) еще может продолжаться, а при более высоких концентрациях -останавливаться и идти вспять, т.е. приводить к ресилйфикации боксита. Таким образом, для латеритно-карсто-вых бокситов автором предполагается постепенная десиликации (латеритизация) разнородного алюмосиликатного материала по мере поступления его на поверхность уже накопившегося и частично бокситизированного осадка [39, 58, 72].

При изучении разных по возрасту месторождений бокситов данного типа автор собрал много доказательств бокситизации разнородного материала (не только алюмосиликатного, но и карбонатного) на месте. Так, среди обломков отмечены органогенные известняки, замещенные беми-том или диаспором и сохранившие рисунок ткани мшанок, кораллов и т.п., обломки выветрелого (лейкоксенизированного) титаномагнетйта с ажурной сагенитовой решеткой, которая при транспортировке должна была бы разрушиться. Здесь необходимо подчеркнуть, что в лагунных бокситах створки захороненных одновременно с бйкситовым веществом раковин остаются кальцитовыми. Автор использовал для диагностики латеритно-карстовыя бокситов микрозондовый анализ: для латеритно-карстового генетического класса бокситов характерно равномерное распределение всех главных компонентов — в бобовинах, обломках и ¡цементе. В осадочных бокситах обломки всегда более глиноземистые, чем цемент.

Особенностью этого процесса является исключительно хороший промывной режим, обусловленный высокой' проницаемостью подстилающих закарстованнйх известняков. Причём уровень грунтовых вод повсеместно располагался внутри подстилающих известняков, и даже в сезон дождей не поднимался до уровня подошвы бокситов (Goldich, Bergquist, 1948). Еще одной особенностью латеритно-карстового процесса на поднятых коралловых островах является высокая скорость бокситизации (десйли-кации) вследствие исключительно благоприятных физических свойств субстрата — тонкой дисперсности пеплов, обладающих огромной поверхностью и высокой пористостью (до 70%). Латеритно^карстовые бокситы преобладают на поднятых рифовых островах (атоллах) современных молодых островных дуг, распространенных в тропической климатической зоне акваторий Тихого (Соломоновы острова, острова Фиджи, Аифу, Увея и др. в архипелаге Аауайоте и др.), Атлантического (Большие Антильские, Багамские острова) и Индийского океанов.

Сведения о современных латеритно-карстовых бокситах имеются в работах В.А. Цанса (Zans, 1954), Н. Ахмада и Р. Джонса (Ahmacf, Jonts, 1966, 1969), Д.Ж. Бернса (Burns, 1961), Ó.M. Кларка (Clarke, 19Щ, Ж.Б. Комера (Comer, 1974), Г. Терсинье (Tercinier, 1971, 1973), Тейлора (Taylor, 1977), Д. Бардошши (1980) и др. Возраст бокситов считается современным. Автор считает правильнее назвать возраст этихбокситов четвертичным, т.к. возраст подстилающих известняков не современный, а плейстоценовый. Нет сомнения, что они продолжают формироваться и в настоящее время, так как среднегодовые температуры на островах около 25* С, а количестве атмосферных осадков более 2000 та/год.

При. отсутствии на рифовых островах алюмосиликатных пород и преобладании на них ислючительно чистых (без примеси глинистых минералов) известняков единственно возможным источником алюминия для бокситов могли быть только вулканические пеплы, что вполне реально вследствие наличия в районе активно действующих вулканов и благоприятной для этого «розе ветров». Благоприятствовали накоплению и сохранению бокситов и геоморфологические условия — вогнутая, чашеобразная («кюветообразная») форма поднятых атоллов с осушенной лагуной в средней части острова и распространенные здесь карстовые формы рельефа — карровые поля и карстовые воронки. По данным многих исследователей, на рифовых островах современной тропической зоны распространены красноцветные почвы с содержанием А1203 более 50%, ге203 — более 30% и Si02 — 5-7%, с высокими концентрациями C„F. до 10%, P.Oj — до 10% и низкими содержаниями .щелочных, и щелочноземельных элементов. Из минеральных фаз в них преобладают беми гиббсит и; гетит, очень редко — каолинит, но много аллофана и аморфных фаз. Для современных латеритно-карстовых бокситов рифовых островов характерны пелитоморфные структуры с размером частиц 0,03— 0,1 мкм (Tercinier, 1971). Распределение главных компонентов в пределах рудных залежей исключительно равномерное. Все рифовые острова покрыты густым тропическим лесом, обусловливающим большую массу растительного опада, вследствие чего и бокситы насыщаются органическим веществом. Высокие содержания в. бокситах фосфора и Сорг. связано с обилием в почвах птичьего гуано (о. Ниуэ).

Близкими аналогами современных латеритно-карстовых бокситов являются миоценовые бокситы о-вов Ямайка и Гаити. Они вместе с Кубой, где известны меловые и четвертичные бокситы, входят в состав зрелой островной дуги Больших Антильских островов (Карибская геосинклиналь), находящихся, согласно представлениям «тектоники плит», в настоящее время на орогенной стадии развития. Подробные сведения о миоценовых бокситах имеются в работах В.А. IIaHca,(Zans, 1964), Н. Ахмада и Р.Д. Джонса (Ahmad, Jonse, 1966, 1969), О.М. Кларка (Clarke, 1966), Гарднера (Gardner, 1970) и других. Среди миоценовых бокситов Ямайки, как и среди современных, преобладают пелитоморфные сильно пористые землистые, пылеватые, сухаристые руды гиббсит-оемитового состава. Современные климатические условия и распространение на поверхности вулканических пород корочек («пряников») структурных бокситов а также наличие в подошве зоны дезинтегрированных выветрелых известняков позволяют предполагать, что процесс бокситообразования на островах Антильского архипелага продолжается и в настоящее время, но менее интенсивно, чем в юго-западной акватории Тихого океана, так как среднегодовые температуры и количество атмосферных осадков здесь значительно ниже. Кроме того, острова Антильского архипелага в настоящее время представляют собой среднегорные сооружения, а рудные залежи здесь тектонически нарушены, частично эродированы. Бокситы низких уровней разубоживаются слабо выветрелым алюмосиликатным материалом, снесенным с прилегающих участков, сложенных слабо выветрелыми алюмосиликатными породами. Ресурсы бокситов на острове Ямайка, огромны — в сумме они составляют более 2 млрд.т. Качество их "также уникально: при высоком содержании А1^03 (более 50%), среднее содержание Si02 в них около 1%. Как и в современных бокситах, они содержат много Fe203 — около 30%. Рудные залежи Ямайки более разнообразны по составу и строению, чем ранее упомянутые четвертичные латерит-но-карстовые бокситы. В залежах высоких уровней (более 500 м) преобладают гиббситовые бокситы, в низких — бемитовые. Залежи высоких уровней имеют равномерное распространение главных компонентов, низкоуровенные — зональное, с более кремнистыми бокситами в верхней части разреза вследствие разубоживания бокситового материала слабо-выветрелым материалом, поступающим с прилегающих участков, На островах Ямайка и Гаити наряду с пелитоморфными и пеллетовыми бокситами встречаются оолитовые и, пизолитовые, а на алюмосиликатных породах (вулканитах мелового возраста) — псевдоморфные бокситы («пряники»), не.имеющие промышленного значения.

Автором проанализированы, условия залегания латеритно-карстовых бокситов в складчатых областях различного возраста и отмечено чрезвычайно большое сходство как в строении самих; рудных, залежей, так и в составе бокситовмещающей карбонатной формации., Начиная с раннего девона и до настоящего времени, латеритно-карстовые бокситы накапливались на закарстованной поверхности преимущественно лагунных, а не рифовых, как считалось ранее, известняков [58]. Само строение рифовых построек с чашеобразной лагуной и относительно приподнятый окаймляющим рифовым валом предопределило место накопления любого осадочного материала. Дифференцированные рифовые постройки с коралловыми сообществами, возникнув в позднем ордовике, в раннем девоне достигли своего расцвета и продолжают существовать вплоть до настоящего времени. В профиле любого кораллового рифа выделяются следующие элементы (по мере удаления от океана): 1 — рифовый склон с рифовым фронтом в верхней чаети, 2 — рифовый гребень, в плане образующий рифовый вал, 3 — рифовая плита, А — лагуна с отдельными органогенными постройками. Примерно в таком же виде рифы сохранились и до настоящего времени. Поднятые атоллы современной тропической зоны можно рассматривать в качестве современной модели латеритно-карсто-вого бокситообразования. В. более древние эпохи — в раннем кембрии — бокситы накапливались преимущественно на поднятых морских побережьях или в мелководных прибрежно-морских обстановках преимущественно на слабо закарстованных плоских карбонатных постройках — «матах» т- преимущественно водорослевых, строматолитовых. Именно поэтому крупные месторождения латеритно-карстовых бокситов высокого качества и большой мощности на строматолитовых известняках не формируются. Так, на Боксонском месторождении (Восточный Саян) распространен мелкий карст и преобладают осадочные (лагунные, прибреж 4 шитой модели формирования латеритно-карстовых бокситов пока не существует. Автор считает, что на рифовых островах молодых островных дуг материнским субстратом являлся исключительно пепло-вый материал. На тех островах, где имелись выходы вулканических пород, последние также могли играть существенную роль как бокситоматерин-ские породы, но значительную роль здесь играли и местные породы. Так, на Северном Урале (Кадьинское и ЧеремуховсКое месторождения), в западной части латеритно-карстовых бокситовых залежей, примыкающих к выходам вулканических пород, в бокситах отмечаются прослои, обогащенные титаномагнетитом — характерным минералом силурийских вулканитов. Титанистые бокситы прослеживаются на несколько десятков и первые сотни метров от выходов вулканических пород и местами перекрывают латеритно-карстовые бокситы. По существу, это настоящие титановые россыпи ближнего переотложения (делювиального подкласса). Хорошо сохранившаяся в зернах титаномагнетита ажурная сагенитовая бокситы, решетка свидетельствует о выветривании его на месте. Присутствие в латеритно-карстовцх бокситах темных зерен титаномагнетита— характерный диагностический признак латеритно-карстовых бокситов палео-океанических секторов складчатых областей. Б бокситах палеоконтинен-тальных секторов тйтаномагнетит отсутствует. Источником бокситов здесь служили различные породы осадочного чехла платформы и докембрий-ские кристаллические породы фундамента, о чем свидетельствует и состав элементов-примесей в бокситах.

КПАСС МЕСТОРОЖДЕНИЙ

ОСАДОЧНЫХ БОКСИТОВ

Среди современных и кайнозойских осадочных бокситов, как уже отмечалось, известны преимущественно генетические подклассы механически перемещенных бокситов ближнего переотложения — коллювиаль-ные, делювиальные, пролювиальные и в единичных пунктах прибреж-но-морские, озерные или лагунные. Месдордясдешм хемогенно-осадоч-ных бокситов пока не известны, хотя перенос алюминия в растворах доказан и в природных объектах, и экспериментально.

Коллювшлъщм бокситы представляют собой неслоистые и несортированные обломодао-глыбовие осадочные породы,. залегающие в виде покровов и линзов'идных залежей на вершинах и склонах бовалей. Мощность их варьирует от 1—2 до 10 м. Они тесно ассоциируют й близко совмещены в пространстве с элювиальными (латеритными) бокситами, за счет химической денудации которых они и образовались. Главной движу-* щей силой при их формировании были сильг гравитации. Этот тип бокситов характерен для областей распространения зрелых латеритных профилей современной влажной тропической зоны. В результате химической денудации латерййшх бокситов в основании зоны бокситов возникают крупные пещеры; каверны и пустоты размером до нескольких метров. Коллювиальные бокситы образовались в основном в результате обрушения таких пещер. Глыбы и обломки боксита в коллювии скреплены в основном оксидами й'гидроксидамй жё)1ёза ■-^■ .матерйаДой, пйхожим на «кирасу». Автор наблюдал образование такого типа коллювиальных залежей на некоторых месторождениях бокситов в Гвинейской республике (район Туте). Древние аналоги бокситов данного типа отмечены автором на Среднем Тимане.

Делюбиалъные и пролювиальные бокситы изучены автором в различных бокситрудных. районах Гвинейской республики (Киндийском, Фрия, Боке, Туге и др.), а также в Индии, в штатах Гуджарат и Тамил-Наду, где они образуют единые плащевидные или линзоооразные залежи на склонах холмов (бовалей) мощностью до 3-5 метров [24, 25]. Они окаймляют залежи латеритных бокситов и приурочены к средним и нижним частям склонов бовалей (холмов). В верхней части склонов преобладают мелко-ереднегалечные делювиальные бокситы, в нижней — более грубо-обломочные пролювиальные. В верхней части бовалей делювиальные бокситы прислоняются к латеритным или коллювиальным бокситам. Делювиально-пролйвиа'льные залежи распространены да пологих склонах крутизной до 15—20. В отличие от коллегиального, типа бокситов делювиально-пролювиальные имеют слоистость и некоторую сортировку обломочного материала по крупности. Сцементирован обломочный материал в них, как и бокситовый коллювий, в основном железистым материалом типа кирасы. Древние аналоги делювиально-пролювиальных бокситов автором отмечались среди девонских бокситов Среднего Тимана (некоторые залежи Щугорского месторождения), в некоторых месторождениях Урала, Казахстана и Средней Азии. '

Аллювиальные бокситы (не в неизмененном виде, а уже «облагороженные» процессом повторного выветривания) изучены автором, совместно с Д.Г. Сапожниковым на месторождении Сангареди, в провинции Боке, Гвинейская республика [24, 25]. Некоторые, исследователи считают бокситы , Сангареди прибрежно-морскими (Акаемов, 1975). По мнению автора, для этого пока нет достаточных оснований. Нигде в ближайших окрестностях море не оставило после себя каких-либо несомненно морских осадков или других, неоспоримых признаков, Верхняя толща осадочных бокситов имеет мощность от 5-6 до 10 м, характеризуется хорошей сортировкой обломочного материала, наличием слоистости, в том числе косой и параллельной. Преобладают среди аллювиальных бокситов слабо сцементированные крупнозернистые песчаники, переслаивающиеся с гравийными и мелкогалечными конгломератами. Древние аналоги аллювиальных бокситов в подвижных „участках других платформ отмечены автором пока только в двух — в триас-юрском угленосном грабене-рифте Южнотяньшанской эпигерцинской платформы (северные залежи мест. Кайрак в Байсунском районе Юго-Западных отрогов Гиссарского хребта) и в Центрально-Памирской складчатой области (рудопроявления Джил-гакуль, Западный Пшарт, Калакташ и др.).

Современные морские и лагунные осадки вдоль размываемых побережий с месторождениями бокситов Почти не изучены. Известно лишь, что обломки и глыбы бокситов разного размера слабой окатанности покрывают прибрежные участки морского дна, и количество их уменьшается по мере удаления от линии берега (острова Аос в Гвинейской республике). При этом каких-либо заметных изменений обломки боксита не несут. По-видимому, вследствие относительно низкого содержания в морской воде растворенного кремнезема (4-6 мг/л), процесс ресилификации обломков боксита там не столь интенсивен, чтобы за короткое время уничтожить его как полезное ископаемое. После захоронения под слоем слабо проницаемых глинистых осадков он может сохраниться в ископаемом состоянии.

Современные озерно-лагунные осадки, близкие по качеству к бокситам, отмечены только в небольшом озерном водоеме Тенгано на коралловом острове Реннел (Соломоновы острова). Промышленного интереса они не представляют из-за небольших размеров и сложного состава.

Для древних захороненных месторождений палеоостроводужного (эв-геосинклинального) сектора складчатых областей разного возраста (Урал, Средиземноморье, Салаир и др.) характерно присутствие в верхней части залежей маломощных (от 20-30 см до 1-2 м) лагунных, озерных, при-брежно-морских типов бокситов, образовавшихся, по мнению автора, в основном за счет местного перемыва латеритно-карстовых бокситов, о чем свидетельствует однообразие .состава, структур и мощности Лагунных бокситов на большом удалении от областей сноса. Они имеют тонкую параллельную или косую слоистость, часто содержат прослои углистого вещества, остатки и отпечатки живых организмов — раковины остракод, створки брахиопод, пелеципод, мшанки, амфипоры, членики кринойдей и пр. Местами в лагунных бокситах отмечаются трещины усыхания, свидетельствующие о периодическом пересыхании озерно-ла-гунных водоемов. Лагунные бокситы, местами не отличимые от латерит-но-карстовых, иногда отделяются от последних углисто-глинистыми прослоями. Лагунные бокситы здесь чаще переслаиваются с осадочными породами и местами перекрываются кварцевыми песками (Западный склон Урала, Восточный Саян и др.). Чаще всего лагунные бокситы перекрываются темно-серыми битуминозными известняками или мергелистыми породами, что свидетельствует о медленной трансгрессии моря.

Вопрос о чисто химическом способе образования месторождений бокситов, несмотря на многие неоспоримые, наблюдаемые на конкретных объектах доказательства химического .перемещения алюминия, до сих пор остается дискуссионным. Автор наблюдал травертйноподобные гиббсито-вые бокситы в современной тропической зоне (Гвинейская республика), а также пизолитовые бокситы с незаполненными пустотами между пизоли-тами, образование которых возможно только хемогенным способом. Масштабы этих проявлений невелики. Оолитовые и пизолитовые бокситы известны и среди древних отложений. Во многих бокситах разных генетических типов и возраста наблюдаются секущие прожилки, сложенные минералами глинозема (гиббситом, бемитом, диаепором). Их образование можно объяснить только химическим перемещением алюминия.

При анализе распределения ресурсов различных генещческих; классов бокситов в стратиграфическом разрезе фанерозоя, следует отметить, что во все эпохи, кроме современной, наибольшее распространёние имеют три класса: элювиальный (латеритный), латеритно-карстовый и осадочный (рис. 6). В раннем палеозое (неморий, ордовик) преобладают лате-рйтно-карстовые бокситы (Бокеонекое месторождение в Восточном Сая-не, Таскольское в Северном Казахстане). Однако это не типичные лате-ритно-карстовые руды, а приближающиеся к лагунным и залегающим в карсте. Они имеют незначительные суммарные запасы (несколько десятков млн. т) и низкое качество. Девонские бокситы представлены всеми тремя классами с преобладанием латеритно-карстовых и подчиненной ролью латеритных и осадочных руд. Суммарные запасы их не менее 0,5 млрд. т. Это и прошлая (Североуральские рудники) и будущая (Средний Тиман) сырьевая база России. С каменноугольной эпохой связаны крупные и уникальные по запасам месторождения преимущественно латерйт-ного (Белгородский район КМА) и осадочно-диагенетического классов (Североонежский район). Суммарные запасы каменноугольных бокситов в России около 1 млрд. т В перми и триасе заслуживающих внимания объектов пока не известно. Основная масса бокситов связана с мезозоем и кайнозоем и все они сходятся ¿и современной тропической зоне.: В мезозое соотношение трех главных классов месторождений примерно

Несмотря на значительное количество публикаций по вторичным изменениям бокситов, они редко увязывались со стадиями литогенеза. Детальное изучение минерального и химического составов бокситов разного возраста и различных генетических типов, групп и классов контрастирует с недостаточным вниманием к стадиальному анализу минеральных парагенезисов в бокситах, находящихся на разных стадиях литогенеза. Впервые стадиальные изменения бокситов отмечены Г.И. Бушинским (1970), позднее они рассмотрены Д.Г. Сапожниковым (1980). В коллективной монографии «Вторичные изменения из бокситовых месторождений СССР»' (1980) автором рассмотрены вторичные изменения бокситов, включающие стадиальные изменения бокситов под небольшим чехлом осадков (обеление, каолинизация, шамозитизация и т.п.), относимые автором к раннему (или начальному) катагенезу, а также более глубинные изменения, связанные с поздним катагенезом (зона эпигенеза, по А.Г. Коссовской, В.П. Шутову и др., 1975). Тогда же для бокситов, измененных в различной степени, автором было отмечено постоянное превышение количества минералов над числом компонентов, а также присутствие аморфных фаз и минералов с переменным составом, что говорит об отсутствии равновесия наблюдаемых в бокситах минеральных ассоциаций, начиная с момента их образования и до стадии катагенеза. Автором вторичные изменения в бокситах изучались с начала 70-х годов [4-7, 27], а специальные более детальные работы в этой области совместно с В.В. Жуковым проводились в 1996-1998 гг., когда эти исследования были поддержаны грантом РФФИ [85].

Несмотря на то, что бокситы в подавляющем большинстве случаев являются поверхностными образованиями, генетически связанными с первыми этапами литогенеза — глубоким химическим (латеритным) выветриванием, а также с продуктами их механического и химического переотложения, т.е. со стадией седиментогенеза (по Н.М. Страхову, 1962), высказывались предположения, что они могут формироваться и на других стадиях литогенеза. Первым теоретический вариант диагенетичесного бокситообразования в субаквальной среде рассмотрел Г.И. Бушинский (1978). Однако конкретных примеров образования бокситов в природе им не было указано, В семидесятых годах в Южной Америке, в штате Амазония было открыто несколько крупных месторождений, не связанных с типичными зональными латеритными корами выветривания. Их формирование, по мнению автора, удовлетворительно может быть объяснено выветриванием обломочного материала при постоянном поступлении на выветривающуюся поверхность новых порций алюмосиликатного материала. Этот процесс адекватен субаэральному диагенезу или экзоди-агенезу (по Е.В. Шанцеру, 1966). Это позволило автору выделить суба-эральный диагенез как бокситообразующую стадию литогенеза.

Анализ фактического материала по бокситам подвижных и складчатых областей показал, что они претерпели более разнообразные и глубокие изменения, чем бокситы стабильных участков платформ. Как будет показано ниже, стадиальные изменения бокситов сопровождались не только изменением их физико-механических свойств, минерального состава (табл.2), но и структурно-текстурными изменениями. Отмечена возмож

СТАПИЯ СЕДИМЕНТАЦИИ

В стадии седиментации, как известно, литолотами российской школы выделяется три этапа: 1 — выветривание 2 '^-'транспортировка; 3 — седиментация. По мнению автора,5 этап выветривания следует выделять в отдельную стадию, так как это самостоятельный процесс, ход и развитие которого подчиняется своим законам, часто не связанным с другими этапами. Образование основной массы бокситов, как уже было отмечено в предыдущих разделах, связано в основном с этапом латеритного выветривания и в меньшей степени тт с этапом седиментации. Причем относительно способа транспортировки глиноземного материала единого мнения не существует. Он может быть как механогенным, так и хемогенным. Преимущественно механический способ транспортировки бокситового материала в' большинстве осадочных бокситов доказывается преобладанием в их составе обломков латеритных бокситов с отчетливо сохранившейся реликтовой структурой материнских пород, гранулометрической сортировкой обломочного материала, разнообразными типами слоистости. Хемогенный способ миграции алюминия из кор выветривания доказывается наличием в осадочных бокситах конкреционных структур — оолитов, пизолй-тов, конкреций, а также секущих прожилков и каверн, инкрустированных гиббситом. В некоторых кайнозойских месторождениях («25-й километр» в Киндийском районе, Гвинейская республика), сложенных крупными пизолитами, последние скреплены между собой глиноземи-сто-железистым цементом типа соприкосновения и имеют свободное, не заполненное цементом пространство между пизолитами и оолита-ми. Автор наблюдал на дне пологих ложбин на площади месторождений латеритных бокситов отдельные обломки боксита и оолиты, прикрепленные явно хемогенной железисто-глиноземистой корочкой к субстрату. Хемогенный способ транспортировки алюминия доказывается также наличием в бокситах колломорфных структур и секущих прожилков, состоящих из минералов глинозема.

Осадочные типы бокситов за счет молодых. (незрелых) латеритных профилей выветривания не формируются. Более зрелые и мощные лате-ритные профили выветривания, которые соответствуют второй стадии процесса латеритизации (по Жукову, Богатыреву и др., 1983) и широко распространены в приэкваториальной и тропической зонах гондванских платформ и почти всегда ассоциируют с разнообразными классами осадочных бокситов — от ближнего переотложения (колдювиальных, делювиальных и продзювиальных) до лагунных. Примером кайнозойских (оли-гоценовых) седиментогенных бокситов подвижных участков платформ являются коллювиальные и делювиально-пролювиальные залежи многих месторождений бокситов Фута-Мандингского свода (плато Фута-Джал-лон) на западе Африканской платформы [24, 25], в Индии. В захороненных бокситах подвижных поясов платформ и складчатых областей доля седиментогенных бокситов выше, чем в современных. Среди раннепале-озойских бокситов (Боксонское месторождение в Восточном Саяне, рудопроявленш в Кожимском районе Приполярного Урала) преобладают осадочные бокситы, преимущественно лагунные или прибрежно-морские.

СТАДИЯ ДИАГЕНЕЗА

При литификации бокситов, как и любой другой осадочной породы, важнейшее значение имеет стадия диагенеза — процесс физико-химического уравновешивания полиминеральной и многокомпонентной системы боксита в термодинамических условиях, близких к поверхностным. Так определяется суть процесса диагенеза, впервые сформулированная Л.В. Пустоваловым (1940) и затем уточненная Н.М. Страховым (1962).

Автор считает необходимым выделение двух типов диагенеза бокситов: 1 — субаэрального, который протекает, почти на дневной поверхности, под небольшим чехлом субаэральных осадков (первые метры), накапливающихся в обстановке периодического поступления небольших порций свежего — невыветрелого алюмосиликатного материала на выветривающуюся поверхность осадков; 2 — субаквального диагенеза — в различного типа водоемах, после захоронения бокситового осадка под небольшой мощности осадком, затрудняющим обмен веществом осадка с наддонной водой.

Субаэраяьный диагенез. Субаэральный диагенез бокситов представляет сотой, по существу, осложненный вариант латеритного выветривания, в ходе которого процесс десиликации осложняется постоянным или периодическим поступлением на поверхность невыветрелого алюмосиликатного материала. Его появление осложняет процесс выветривания вследствие того, что атмосферные осадки, проходя через этот новый слой, насыщаются кремнеземом и другими компонентами и становятся не столь агрессивными, как чистая дождевая вода. В тех случаях, когда содержания кремнезема в них достигает 2-Змг/л, процесс бокситообцазования прекращается и может начаться ресилификация бокситов. Бокситообазо-вание на стадии субаэрального диагенеза отличается от латеритно-кар-стового тем, что алюмосиликатный материал при этом поступает свеху.

В ходе этого процесса происходит уплотнение нижележащего боксита, сопровождающееся заполнением пористого пространства, растворением одних (каолинит, гидрослюда и др.) и образованием на их месте новых минералов (гиббсит, бемит и др.). Наличие в бокситах захороненного органического материала в условиях затрудненного поступления кислорода может создавать восстановительную обстановку и приводить к растворению окси-гидрокисдов железа и образованию минералов, содержащих закисное железо, — карбонатов, силикатов, сульфидов железа. Изучение различных месторождений осадочных бокситов России и стран СНГ, а также изучение литературного материала по зарубежным осадочным месторождениям различного возраста позволило автору совместно с В. В. Жуковым й В. Н; Деминой [47] разработать геологическую и физико-химическую модель экзодиагенетического бокситообразования. Наиболее близко к экзодиагенетическим, как уже отмечалось, месторождение Тромбетас (штат Амазония в Южной Америке), а среди древних — каменноугольные месторождения Сёверб-Онежского района на северо-западе Восточно-Европейской платформы.

Субаквалъный диагенез. Субаквальному диагенезу подвержены бокситовые осадки, накопившиеся в конечных водоемах — озерах, болотах и лагунах. Изменения, связанные с субаквальным диагенезом, более разнообразны по набору вторичных минералов, но к радикальному изменению качества бокситов не приводят, так как геохимическая система бокситов, накопившихся в водоемах, и перекрытая слоем осадков, слабо обменивается веществом с вмещающей средой. Через нее не фильтруются атмосферные осадки, но идет некоторый диффузионный обмен растворимыми элементами с наддонной водой. С субаквальным диагенезом связывается разложение минералов, содержащих оксиды железа (гетит, гематит и др.), и одновременное образование новых минералов, содержащих закис-ное железо — бертьеряна (шамозита), сульфидов (пирит, марказит, галенит, халькопирит и пр.) и карбонатов (сидерит, кальцит, анкерит). С этой стадией также связывается образование оолитовых и пизолитовых структур, конкреций сульфидов, карбонатов и пр. При этом изменяются не только непосредственно бокситовые осадки, но и верхняя часть подстилающих их бокситов (чаще всего латеритно-карстовых залежей бокситов) в результате инфильтрационных и метасоматических процессов.

В современных аквальных обстановка* бокситообразование не отмечено. Ни среди кайнозойских, ни среди мезозойских отложений пока нет ни одного проявления бокситов, образование которого можно было бы связывать с субаквальным диагенезом. По мнению автора, лишь в позднем девоне обширные зарифовые лагуны, распространенные вдоль древних береговых и барьерных рифов Восточно-Европейского континента (Западный склон Урала) и некоторые изолированные лагуны на поднятых рифовых островах могли быть ареной образования диагенетических диаспо-р(бемит)-шамозитовых руд с оолитовой и пизолитовой структурой.

СТАДИЯ КАТАГЕНЕЗА

Термин «катагенез» большая часть российских литологов школы Н.М. Страхова использует для обозначения всех: постдиагенетических изменений осадочных пород вплоть до начала метаморфизма. Часть литологов (Копелиович, Шутов, Коссовская, Логвиненко и др.) использует вместо него термин «эпигенез», который, по нашему мнению, менее удачен, так как в среде геологов имеет более широкое и менее определенное толкование. В последние годы для обозначения глубинных изменений осадочных пород, граничащих с метаморфизмом, зарубежными геологами используется термин «анхизона» (Нипакег аг а1. 1987).

К катагенетическим изменениям относятся разнообразные и длительные изменения, которые происходят под чехлом осадков в несколько десятков и более метров, не позволяющих бокситам свободно обмениваться веществом с вмещающей средой, хотя фильтрация растворов здесь происходит не только по трещинам, но и через поровое пространство. Безусловно, здесь имеют место как процессы инфильтрации, так и диффузии. Термодинамические условия катагенеза меняются от близповершостных до субметалорфических (Н.М. Страхов даже предлагает выделять на заключительной фазе катагенеза этап начального метаморфизма). Соответственно меняются и физические свойства бокситов — они постепенно уплотняются с сокращением общей пористости (от 20—30% до 1-2%) и уменьшением размеров пор [85]. С глубиной постепенно меняются окислительно-восстановительные условия в сторону возрастания восстановительных условий. В соответствии с этим меняется химический,и минеральный состав бокситов. Необычно большая длительность стадии катагенеза (десятки и сотни миллионов лет), большие вариации термобарических и окислительно-восстановительных условий этой стадии, а также открытость системы и неравновесность минеральных ассоциаций, послужили причиной того, что до сих пор не удалось разработать ни одной удовлетворительной теории с выделением этапов и расшифровкой термобарических и окислительно-восстановительных условий стадии катагенеза.

Имеющийся у автора фактический материал по значительному числу месторождений бокситов подвижных участков платформ и складчатых областей позволил сделать вывод, что катагенетические изменения бокситов на платформах и в складчатых областях заметно различаются. Не очень интенсивные изменения бокситов на платформах отнесены автором к раннекатагенетическому этапу, а более интенсивные в складчатых областях — к позднекатагенетическому [85].

По мнению автора, основная масса захороненных разновозрастных месторождений бокситов России, стран СНГ, Европы, континентального Китая, Северной Америки находится на катагенетичеекой стадии литогенеза. Для бокситов подвижных участков платформ, находящихся на ран-некатагенетическом этапе литификации, характерны гиббсит, каолинит и гематит. На глубинах' более 200-300м, по мере возрастания литостати-ческой нагрузки, температур и усиления восстановительных свойств среды, в бокситах отмечается появление бемита и шамозита (бертьерина), замещающего каолинит. В складчатых областях на завершающих фазах позднекатагенетического этапа в бокситах наряду с бемитом появляется диаспор, местами отмечены небольшие скопления тонкозернистого корунда в смеси с диаспором. Позднекатагенетические изменения бокситов происходят вследствие погружения их на большие глубины (более 500— 700 м), либо при складкообразовании, когда истинное давление в породах превышает литостатическое, а также в складчатых областях при образовании покровно-надвиговых структур. По мере захоронения бокситов под мощным чехлом осадков, а также в процессе складчатости заметно меняют свои значения такие физико-химические параметры, как р, Т, Eh и рН, которые могут рассматриваться как функции глубины погружения бокситовых залежей (от земной поверхности). Изменением значений именно этих параметров обусловлены минеральные превращения в боксите на стадии катагенеза, т.к. бокситовые залежи на этой стадии также не являются полностью закрытыми системами. В результате массообмена с вмещающей средой в кровле и подошве бокситовых залежей на этой стадии возникает зона приконтактовых изменений бокситов мощностью от нескольких сантиметров до 1—2 м, где наблюдается привнес БЮ. и замещение минералов свободного глинозема (гидроокиси А1:0}) силикатами А1, а также обеление боксита вследствие выноса окиси железа и образования карбонатов или сульфидов железа. Лишь в центральной части наиболее мощных залежей (более 4-5 м) сохраняется зона, где минеральные изменения идут на фоне постоянства химического состава бокситов. Здесь преобладают процессы дегидратации окси-гидроксидов А1 и Ре, сопровождающиеся образованием мине^лов с более плотной кристаллической решеткой. В общем случае на стадии катагенеза бокситовые залежи приобретают двухзональное строение с внешней, приуроченной к кровле и подошве залежей зоной заметных метасоматических изменений и менее измененной — внутренней, которую можно назвать зоной изохимическо-го катагенеза. Наиболее типичным примером залежей .такого типа являются латеритно-карстовые бокситы складчатых областей Урала и Средиземноморья. Несмотря на различия в возрасте (соответственно девон и юра-мел), залежи имеют однотипное строение с сильно пористыми (пористость до 30%) диаспор-каолинит(шамозит, хлорит)-гематитовыми (красными маркими) рудами в центре и плотными (каменистыми иди яшмовид-ными) бемит-г.ематит-щамозитовыми, реже — бемит-гемагит-хлоритовы-ми бокситами в кровле и. близ подошвы (рис. 7). Подверженные катагенезу

Рис.7. Вторичная зональность в катагеяетически измененных девонских латеритно-карстовы» бокситах Северного Урала (Кальинское месторождение):

А. Физические свойства и распределение минералов в залежах боксита: а — главные литологические типы бокситов: 1 —лагунные (пест роцветаые), 2 — явшовид-ные, 3 — красные каменистые, А — красные маркие, 5 — известняки подрудные (Б^у), 6 — линии равных содержаний минералов, химических компонентов, физических свойств; б — объемные веса (г/см'), в — эффективная пористость (в %); г-е — изолинии содержаний главных минералов боксита: г — шамозит (бертьерин), д — гематит, е — диаспор). Б. Изолинии содержаний главных химических компонентов бокситов (в вес.%): а — ЭЮг; 6 — РеО; в — N320; г — К20. воздымании территории и усилении процессов эрозии, когда-бокситы из зоны катагенеза попадают вновь в близповерхностные условия или выводятся на дневную поверхность, катагенез сменяется неовыветриванием с появлением соответствующих минералов зоны выветривания и окисления (гиббсит, базалюминит, алумйнит, гетит, алунит, ярозит и др.). Динамика катагенетических изменений бокситов состоит из двух аспектов. Это, с одной стороны, динамика приконтактовых ме-тасоматических изменений, вызванных привносом вещества из вмещающей среды, а с другой — кинетика минеральных превращений, обусловленных изменением р и Т — параметров, вызывающих реакции деШдратации (или гидратации) либо перекристаллизацию минералов с уплотнением (или разрыхлением) их кристаллических решеток. Последние происходят оез изменения концентраций минералообразующих компонентов в данной системе. Динамика минеральных изменений обоих типов рассмотрена на основе разработанной двухстадийной математической модели, согласно которой начальный размер зоны метасомати-ческих изменений обусловлен особенностями массробмена системы с вмещающей средой (наличием или отсутствием фильтрации раствора) и кинетикой растворения или отложения минералов.

Зона метасоматически измененных бокситов располагается по периферии залежей. В центре залежи расположена зона изохимического катагенеза, в которой происходят только минеральные; изменения второго типа. На протяжении первой стадии процесса размер зоны мета-соматических изменений практически не меняется. Особенность этой стадии — наличие первичных (замещаемых) и вторичных (замещающих) минералов. Вследствие наличия первичных минералов система считается неравновесной. Заканчивается первая стадия полным растворением первичных минералов, образованием однородной метасоматической зональности. При этом если не происходит достаточно быстрых изменений значений р и/или Т, устанавливается химическое равновесие как в ¿оне метасоматических изменений, так и в зоне изохимического катагенеза. В дальнейшем метасоматический процесс развивается по классической схеме путем продвижения границ метасоматических зон от периферии к центру бокситовой залежи. Минер алого-петрографическое изучение , зональности бокситовых залежей латеритно-ка рстовых бокситов различных складчатых областей (Урал, Средиземноморье) показало, что практически все они находятся на первой стадии процесса метасоматоза и, следовательно, неравновесны. Причина этого — слишком быстрые изменения значений р, Т — параметров и активностей минерадоообразующих компонентов в растворе во вмещающей среде по сравнению с кинетикой растворения первичных минералов. , ,

Из всего вышесказанного следует, что бокситы на всех стадиях литогенеза в целом остаются открытой и неравновесной геохимической системой, обменивающейся с окружающей средой веществом и энергией. Это; приводит местами к существенному изменению состава бокситов вплоть до их полного уничтожения как полезного ископаемого. Наблюдаемые в бокситах, находящихся на разных стадиях литогенеза, мине

Этапы и стадии литогенеза и метаморфизма 8|вО

Выветривания И седиментогенеза -10 0 +10 +20 +30

Диагенеза

Катагенеза

Метаморфизма —

Рис.8. Диаграмма вариаций "О в бокситах разных стадий литогенеза и метаморфизма. ральные ассоциации, как уже отмечалось ранее, большей частью неравновесны. Отчасти это связано с незавершенностью процесса, отчасти — с процессами метасоматоза.

По минеральным ассоциациям, близким к равновесным, и с помощью минералов-термометров (фенгит, хлорит) Оценены РТ ~ параметры процессов катагенеза на Североуральских и некоторых других месторождениях.

Согласно проведенному анализу результатов физико-химических экспериментов российских и зарубежных геологов по синтезу минералов глинозема при разных РТ-условиях определены поля устойчивости гиб-бсита, бемита и диаспора. Первые два располагаются в области низких температур (ниже 20(Г) и давлений (менее 2000 атм.) Это типичные минералы зон выветривания, диагенеза и катагенеза. Замещаются они более плотным диаспором в близповерхностных обстановках (т. е. при малых давлениях) при температурах до 160-170° С, а на глубине около 2-х километров (при более высоких давлениях) — при температуре 3540" С. Диаспор термодинамически устойчив в широком интервале температур: от 180" С при незначительных давления» в близповерхностных условиях, до 400* С на глубинах до 15-18 км, где литостатическое давление около 6 тыс, атм., а гидростатическое — около 2-х тыс. атм. Среди окси-, гидроксидов железа на первых стадиях литогенеза преобладает гетит, сменяющийся по мере погружения на глубину гематитом.

Стадиальные изменения бокситов в целом хорошо коррелируются С изменениями вмещающих пород и углей.

Отчетливая тенденция проявилась в изменении состава изотопов кислорода в бокситах на разных стадиях литогенеза: в молодых (эоцено-вых) латеритных бокситах превалируют значения 8180 — от + 20 до +30, в осадочных рудах на стадии седиментогенеза — от 15 до 25, в бокситах стадии диагенеза — 7—20, в зоне катагенеза — 3-15, метаморфизма — около О. Т. е., с глубиной наблюдается постепенное увеличение доли легкого изотопа (рис. 8).

Г пава 4

МЕТАМОРФИЗМ БОКСИТОВ

Положение 4

Н.М. Страхов (1960) последнюю стадию литогенеза назвал про-тометаморфизмом. Уже в самом названии стадии заключается ее противоречивость, т.к. принято считать, что основная масса метаморфических;, пород представляет собой равновесные геохимические системы. В то же время на стадиях литогенеза равновесные системы представляют собой исключение из правил по вполне объективным причинам и прежде всего из-за того, что они представляют собой открытые системы, сложенные большим количеством минералов, значительно превышающим число химических компонентов, а также наличием минералов с переменным составом и разными политипными модификациями. Поэтому автор считает необходимым рассматривать метаморфизм бокситов за рамками стадий литогенеза.

Метаморфизованные бокситы в природе — явление достаточно редкое. Всего в мире известно около двух десятков объектов, и почти все они располагаются в складчатых областях (рис. 9), где метаморфизм бокситов, как и других осадочных образований, — процесс вполне закономерный. На платформах метаморфизованные бокситы известны только в участках с тектоно-магматической активизацией, причем метаморфизм там происходит только в непосредственном контакте с интрузиями.

Автором проанализирован собственный и литературный материал по метаморфизованным бокситам Уральской, Тяныпанской, Восточно-Саянской, Салаирской и Средиземноморской, а также отчасти Карибскбй и морфизма бокситов от расстояния до массивов гранитоидов, во вторых — от интенсивности складчатых и разрывных деформаций. Ширина ореола мётаморфизованных бокситов вокруг интрузий — десятки километров, а ширина отдельных зон (фаций) метаморфизма — от первых сотен метров до первых километров. Почти во всех регионах проявлена полифазность метаморфизма. Причём проявлены как метаморфизм прогрессивный, :так и регрессивный. ■'■'■'

Предложены следующие критерии, позволяющие определять первично бокситовую природу диаспоровых, диасцор-корундовых и корундовых пород (наждаков) с хлоритом, хлоритоидом, кианитом и другими минералами. Прямыми доказательствами первично бокситовой природы считаются: а) наличие реликтов характерных для. бокситов оолитовых, бо-бово-обломочных структур, б) слоистые текстуры, в) пластовая и линзо-видная форма залежей; косвенными: а) залегание наждаков среди мраморизованных известняков; б) неровная нижняя граница залежей, в) наличие в подошве известняковых брекчий с высокоглиноземистым цементом, г) повышенные содержания в породе оксидов титана — 1,5-2% и более, прямая корреляция содержаний алюминия и титана и др. При утрате метаморфизованными бокситами реликтов первичных структур и текстур их принадлежность к бокситам определяется по другим критериям, в частности, по литодогическому или стратиграфическому контролю, наличию постепенных переходов от наждаков к неизмененным бокситам, по высокому титановому модулю и пр. В сильно мётаморфизованных бокситах преобладают типичные для метаморфических пород структуры: метапелитовые, метапсаммитовые и т.д., а также грано-, депидо- и нё-матобластовые, с порфиробдастовыми новообразованными крупными кристаллами корунда; хлоритоида, кианита и др. Для верхних частей залежей метабокситов.характерны гелицитрвые структуры, сохранившиеся вследствие первично слоистого распределения рудных минералов (оксидов железа, титана, сульфидов и пр.).

Автором выделены минералы-индикаторы начала процесса метаморфизма в бокситах. Первым признаком метаморфизма бокситов, как и других пелитовых пород, считается появление в них: таких метаморфических минералов, как пирофиллит, 14А хлорит и хлоритоид. Из минералов глинозема для мётаморфизованных бокситов характерны диаспор и корунд. Из оксидов железа на ранних ступенях метаморфизма в бокситах сохраняется гематит, а в более сильно мётаморфизованных породах — магнетит. Для последних характерны уже другие минеральные парагенезисы — с силлиманитом, ставролитом, гранатом (альмандином) и шпинелью (герцинитом). Кроме всех вышеперечисленных несомненно метаморфических минералов во многих метабокситах отмечены Маргарит, диоктаэдрические калиевые (мусковит, фенгит) политипных модификаций 2М! и ЗТ и натриевая (парагонит) слюды, которые содержат не характерные для бокситов щелочные (К, N8) и щелочноземельные (Са, М§) элементы. Их появление в метабокситах, как это будет показано ниже, возможно только в результате привноса их в бокситовую породу извне, т.е. в результате процесса метасоматоза. Таким образом, набор минералов, обмеченный в метабокситах разных складчатых областей, бывает достаточно велик. Количество минералов в них часто превышает число химических компонентов, что говорит о неравновесности наблюдаемых минеральных ассоциаций и не согласуется с главным условием метаморфизма — изохимичностью. Изучение взаимоотношения минералов метабокситов под микроскопом позволило сделать вывод о полифаз-ности метаморфизма на всех изученных объектах и «6 участии в мине-ралообразовании процессов метасоматоза. В раннекембрийских метабокситах Кожимского района Приполярного Урала, залегающих среди сложно дислоцированных терригенных толщ, выделено три минеральных парагенезиса: дшспор-пирофиляит-гематит, диаспор-хлоритоид-гема-тит (1-я фаза метаморфизма), корунд-кианит-магнетит, (2-я фаза метаморфизма). Два первых соответствуют разным зонам зеленосланце-вой фации метаморфизма, третья — началу амфиболитовой (ставролито-вой). На них наложен щелочной метасоматоз, выразившийся в замещении диаспора и кианита мусковитом и пирофиллитом (фронтальная зона) и образовании чисто мусковитовой тыловой зоны, наблюдаемой в виде прожилков. Венд-кембрийские бокситы Восточного Саяна, залегающие среди относительно слабо дислоцированных карбонатных толщ, вдали от проявлений магматической деятельности, метаморфизованы слабее. Выделенные здесь минеральные парагенезисы: диаспор-хлорит-гематит, диаспор-хлоритоид-гематит соответствуют зеленосланцевой фации. На них также наложен более поздний щелочной метасоматоз, выразившийся в появлении гнезд и прожилков мусковита. Наибольшее число проявлений метаморфизованных бокситов известно среди девонских месторождений, широко распространнных на Урале и в Салаирской складчатой области. На Урале самая высокая степень метаморфизма отмечена в Прииртяшском районе (Восточный склон Южного Урала), который располагается в западной части палеоокеанического сектора герцинид — Магнитогорском синклинории. Метабокситы распространены здесь среди мраморизованных амфипоровых известняков предположительно средне-девонского возраста между крупными позднепалеозойскими гранитными интрузивами. Степень изменения бокситов усиливается по мере приближения к последним. Если на отдалении от них (5-8 км) преобладают минеральные парагенезисы: диаспор-хлоритоид-магнетит, то по мере приближения к интрузивам в метабокситах появляется сначала корунд, затем ттт (корунд-кианит-мажетито#ый парагенезис), а на контакте с интрузивами — силлиманит-гранат-штнелевый. Имеющиеся данные позволяют наметить в Прииртяшском районе положение корундовой и кианитовой изоград. Аналогичная ситуация наблюдается на Обуховском месторождении (Салаирский кряж), где ранне-среднедевонские бокситы, залегающие среди карбонатный толщ, прорываются пермскими гранито-идами непосредственно на площади месторождений. Особенностью состава наждаков Прииртяшского района является значительное количество в них Маргарита — метасоматического минерала, связанного с поступлением Са из вмещающих пород. В залежах Иртлшских наждаков наблюдается зональность с внешней хорунд-маргарит-шгнетитобой (267 около 2-х тыс. атм). Выше этих значений Р и Т устойчив только корунд (и, возможно, его модификации). Что касается условий образования и полей устойчивости минералов железа, то эмпирически установлено, что в близповерхностных условиях, на ранних ступенях метаморфизма, устойчив гематит. Постепенно, с погружением на большие глубины, гематит замещается магнетитом, что, по-видимому, связано со сменой окислительных обстановок на восстановительный Для ранних ступеней фации зеленых сланцев характерен гематит, в более глубоко мета-морфизованных бокситах известен только магнетит. В амфиболитовой фации метаморфизма место последнего занимает герцинит.

Из алюмосиликатных метаморфических минералов метаболитов, как и в метапелитах, самым ранним, по-видимому, является трйоктаэдричес-кий хлорит с отчетливым первым базальным отражением в 14А (Кори-ковский, 1980). Он замещает 7А хлорит — шамозит (бертьерин) с сер-пентиноподобной структурой, каолинит и часть минералов глинозема. Как уже было отмечено, хлорит появляется на ранних ступенях метаморфизма фации зеленых сланцев, где он образует парагенезис с диаспором "и гематитом. В более восстановительных обстановках возможен парагенезис его с диаспором и хлоритоидом. При этом возможны взаимозаме-„, щения хлорита и хлоритоида разных фаз метаморфизма. Определены поля устойчивости 14А хлоритов: в близповерхностных условиях, при небольших давлениях, хлорит появляется при температурах около 200° С, а на больших глубинах — при более низких температурах — около 150° С. Согласно Г.Г. Дуку (1979), хлорит устойчив в интервале температур 300-500ГС и давлениях 1—6 кбар, что соответствует зеленосланце-вой фации метаморфизма и частично амфиболитовой (эпидот-актиноли-товой или ставролитовой) фации. На более высоких ступенях метаморфизма фации зеленых сланцев, начиная с температур 250-300* С, хлорит замещается магнезиальной слюдой (фенгитом) — минералом более высоких ступеней фации зеленых сланцев. Вслед за хлоритом по мере усиления метаморфизма в восстановительных обстановках при отсутствии (или малом содержании) в бокситах минералов железа формируется пирофиллит (Пф). В бокситах он образуется главным образом за счет каолинита (Кл) по реакции: Кл = Пф +Дс +Н20 (Пф — пирофиллит, Дс — диаспор); Согласно Р. Рою и Е.Ф. Осборну (1954), эта реакция, возможна при температуре 350°-360° С в интервале давлений 1500-2000'бар. Экспериментальное изучение системы Al203-Si02—Н20 показало, что пирофиллит является устойчивой фазой в интервале температур 300-575° С (Фонарев и др., 1973). Разложение пирофиллита происходит при 500°—550" С и давлении 4-5 кбар. При этом в бокситах он чаще всего замещается кианитом (Ки), соглално реакции: Пф= Ки + Кв (Кв — кварц). Возможны замещения пирофиллита другими полиморфными модификациями минералов с составом Al2SiOs — силлиманитом, андалузитом — более высокотемпературными минералами. Анализ результатов экспериментов различных исследователей по определению РТ — условий полиморфных переходов минералов с составом Al2Si05 выполнен И.П. Ивановым (1970). Наиболее корректным считается эксперимент Ньютона (Newton, 1966),

Определившим координаты тройной точкй в Р-4 кбар, Т=530 С. Хлори-тоид встречен почти во всех метаморфизован'ных бокситах (за'исключением издедьоких). Он" образует парагенезисы с большим 'количеством минералов ~ диаспором, корундом, хлоритом, пирофиллитом, кикнитом и ставролитом, а также с гематитом и магнетитом. Экспериментально хлоритоид синтезирован при температурах от 400° С (при давлениях в I-2 кбар) до Т" — 650' Г. (при давлениях до 10 кбар). Разлагается он при температурах выше 70(Г € и давлениях более 10 кбар.

Наблюдаемые в метаморфизованных бокситах отклонения от правила изохимич ностй этого прйцесса объясняются двумя причинами: 1 — их высокой проницаемостью; 2 — сравнительно Малой мощностью (первые метры). В этих условиях глубинные растворы должны, сравнительно легко преодолевать маломощные слои бокситов и изменять их минеральный и химический состав. Гпава 5" * г ШНЕРАПОГО-ГЩОХИМИЧЕСКИВ ^ ь

ЪСОБЕННОСТИ БОКСИТОВ V,, ^ОПВИЖЙЫХ И CKflAüHÄTblX ОБЛАСТЕЙ

Положение 5

-' — . v —v Показано, что минеральный и химический состав бокситов | подвижных участков земной коры заШсит не только от км- | матических условий на земной поверхности в период их фор- | жирования или состава боксшпоматерцнских поррд (как это | . считалось ранее), ной в не меньшей степени — от вторичнЩ^с^ | 4 лйтогенетических, метаморфических изменений и сдпровожВаг | ющйх их процессов метасоматоза. Элементы-примеси в боксы- § тах в основном наследуются от бтсйтомащерщских пород. В | . , ряде случаев отмечается увеличение их концентрации в резуль- | тате дополнительного прйвноса на стадиях литогенеза и | Метаморфизма. В бокситах некоторых месторождений под- | *викных участков отменены повышенные концентрации Ga, Sc,' | V,Cr,Y, Ш, Та, hg, Au, Pt, которые могут представлять ".' |. ^^промышленный интерес. ^ .^ , , J I

В'настоящее время известна только одна обобщающая'монографическая работа по минералогии бокситов с таким же названием (Бенеславс-кий, 1960). Большей частью сведения о минеральном составе с детальной характеристикой минеральных ассоциаций и отдельных минералов рассредоточены в разрозненных статьях, реже в монографиях и сборниках по разным объектам и аспектам бокситообразования. В наибольшей степени такой материал собран в монографии Д. Бардошши «Карстовые бокситы» (1980).

Имеющийся у автора материал по .минеральному составу различных типов месторождений подвижных участков платформ и складчатых областей, а также проведенный анализ соответствующих литературных материалов позволяет сделать вывод, что бокситы подвижных и складчатых областей характеризуется значительно более разнообразным минеральным составом, чем бокситы стабильных участков платформ. В общей сложности в них отмечено более 100 различных минералов. Но главных минералов не так уж много. Среди, минералов глинозема в бокситах преобладают три: бежит, диаспор и гиббсит, среди окси гидроксидов железа два: гематит и гетит, среди алюмосиликатных минералов чаще всего встречается каолинит. Б составе бокситов конкретных месторождений отмечается, как правило, почти вдвое больше минеральных фаз, чем позволено минералогическим правилом фаз Д. С. Коржин«кого для равновесных минеральных ассоциаций. Так, в современных латеритных бокситах Гавайских островов и латеритно-карстовых бокситах островных дуг, по данным С.Х. Патгерсона (S.H. Patterson, 1967), Г. Терсинье (G. Tercinier, 1971) и др., кроме гиббсита и беяита отмечаются значительное количество аморфных фаз, байерит» норстрандит. Оксиды железа в них представлены гематитом, гетитом, гидрогетитом и шггемитом, алюмосиликатные минералы — галлуазитом и метигаллуазитом. В кайнозойски» лат§ритных и осадочных бокситах абсолютно превалирует гиббсит, но в небольших количествах присутствуют также бемит (до 10%) и диаспор (1-2%). Из алюмосиликатных минералов в них также преобладает каолинит, но местами в осадочных бокситах (г. Шерди на полуострове Кач) отмечен шамозит (бертьерин). Последний, как правило, представлен смесью двух модификаций — моноклинной и ортогональной [30]. Из диоксидов титана в молодых бокситах преобладает анатаз. Он замещает первичные минералы, содержащие титан — титаномагнетит, ильменит и пр. Боксит также наследует другие акцессорные минералы материнских пород — циркон, реже — монацит и кстати», которые достаточно устойчивы к выветриванию. Другие минералы — колумбит, ортит и др. в зоне выветривания часто разрушаются.

В захороненных латеритных бокситах подвижных участков платформ из минералов глинозема наряду с гиббситом присутствует бемит и в незначительном количестве диаспор, а в складчатых областях латеритные бокситы всегда моногидратные — бемит-диаспоровые или диаспоровые [20, 39—40]. Гиббсит неоднократно отмечался зарубежными авторами в латеритно-карстовых бокситах Средиземноморской складчатой области. Но нет уверенности в том, что он не связан с неовыветриваниём в эрозионных окнах. По крайней мере, в турецких метаморфизованных бокситах (район г. Мадендаг), которые довелось изучать автору, он имеет именно такой генезис и ассоциирует с явно вторичными минералами — алунитом, гипсом и др. В средиземноморских бокситах наряду с вышеупомянутыми минералами глинозема отмечены такие редкие минералы, как байерит я кяиачит (Бардошши, 1981). В складчатых областях разного возраста распространены метаморфизованные бокситы, сложенные крупнокристаллическими диаспором и корундом [39]. Среди оксидов железа в .бокситах складчатых областей преобладает гематит, гетит и алюмогетит встречается реже. В метаморфизованных, бокситах отмечен магнетит. Из алюмосиликатных минералов в платформенных бокситах преобладает каолинит, а в складчатых областях —.диктат, накрит, шамозит (бертьерин) и др.

В метаморфизованных бокситах набор алюмосиликатных минералов более широкий: пирофиллит, хлорит, хлоритоид, кианит, силлиманит, ставролит, а также шпинель к гранат. Кроме того отмечаются Маргарит и диоктаэдрические слюды — мусковит, фенгит политипной модификации 2М, и ЗТ, парагонит, которые скорее всего связаны с метасоматозом.

Из диоксидов титана в захороненных бокситах преобладает рутил. В лагунных бокситах отмечаются карбонаты — кальцит, сидерит и анкерит, а также сульфиды — пирит, марказит, халькопирит, галенит и сфалерит. Среди тех минералов, которые латеритные и лате-ритно-карстовые бокситы наследуют от материнских пород — акцессорные и рудные минералы — самородное золото, серебро, электрум, иридистое железо и др. В ряде случаев содержания их достигают нескольких граммов на тонну.

В зоне неовыветривания в бокситах появляются новообразованные гиббсит, алюжинит, базалюминит, аллофон, монтмориллонит и др. Так, в зоне неовыветривания пиритных бокситов Урала (Блиново-Камен-ское месторождение) и в отработанном пространстве подземных горных выработок автором обнаружены и изучены водные сульфаты алюминия и железа — галотрихит, мелантерит и другие [56].

В Североуральских бокситах обнаружены секущие прожилки толщиною до 5 см и тонкая-вкрапленность черного битумного вещества, оказавшегося, по данным специальных исследований (А.С. Марфунин и др., 1978), кремнеорганическим веществом сложного состава.

Автором изучены политипные модификации некоторых минералов глинозема, железа и некоторых алюмосиликатов [49], а также их кристаллохимические особенности [30]. Так, для диаспора, имеющего кристаллическую структуру, подобную гетитовбй, характерно изоморфное замещение алюминия и железа с образованием ферридиаспора до 20 моль%. В то же время гематит из девойских латеритно-карсто-вых (красных марких) бокситов Северного Урала характеризуется высокой степенью чистоты. В нем имеется только небольшая примесь титана. Близкая к глобулярной форма кристаллов гематита, наблюдаемая под электронным микроскопом, напоминает выделения ферри-гидрита. Для бертьерина из девонских лагунных бокситов Северного Урала, находящихся на познекатагенетической стадии литогенеза, установлена двуслойная кристаллическая решетка, близкая к каолини-товой [30]. Шамозит триоктаэдрический и имеет сложный состав: (Ре?+1,87М^20)2>07(Ре3+,А1)0,,5(811120А]0>80)2(00У10(ОН)^0. Он представлен тонкой смесью двух политипных модификаций — моноклинной и ортогональной [30]. Знание их соотношения имеет практическую значимость, так как эти политипные разновидности по разному ведут себя в технологичееком процессе. Одна из них вскрывается и требует дополнительного расхода реактивов, другая — инертна.

Анализ минеральных ассоциаций в различных типах и разновидностях бокситов показал, что в большинстве случаев наблюдаемые минеральные ассоциации в них, за исключением сильно метаморфизованных типов руд, являются неравновесными, так как содержат больше ■ минеральных фаз',- чем главных химических компонентов, а также содержат аморфные фазы и минералы с переменным составом: шамозит, хлорит, слюды и др.

Считается, что По химичёскому составу бокситы складчатых (геосий-клйнальных) областей мало отличаются от платформенных бокситов Это отмечалось многими исследователями (В.А. Броневой, В.А. Теняков и др.). Тем не Менее, автор считает необходимым отметить некоторые особенности их состава. Прежде всего обращает на себя внимание заметно меньшее содержанйе в первых разных форм воды. Это объясняется преобладанием в них моногидратных форм минералов глинозема^ Вследствие этого доля алюминия в них выше, чем в боксита® стабильных участков платформ. На тройной диаграмме их поля четко обособлены (рис. 12). В них также больше щелочных и щелочноземельных элементов, выше содержания закисного железа и нижеокйсного, Первое связано с дополнительным привносом щелочных и щелочноземельных элементов из вмещающих пород, второе — с изменением (уменьшением с глубиной) окислительно-восстановительного потенциала. Несколько иные данные, отличающиеся от данных ^ предыдущих исследователей (Теняков и др., 1979); получены автором по содержанию в-бокситах органического углерода. По данным автора, в древних (ранне-, среднепалеозойских) бокси-тая органического углерода меньше, чем в более молодых. Автор объясняет это тем, что растительность на суше, появилась лишь в среднем

А1г03+ "ПО 2+ Ре203 а — поле четвертичных незахороненных бокситов (острова Ямайка и Рснйёл), 6 — поле бокситов, находящихся на стадии позднего катагенеза (Североуральский район, Средиземноморье и др.), 3— метаморфиэован-ные бокситы.

Рис. 12. Диаграмма измене-■ ния химического состава бокситов латеритно-карсто-вого класса на разных стадиях литогенеза и метаморфизма:

ЗЮ2+ МдО + Са0+К20

Н20 палеозое, а уетоичивыи травянистым покров еще позднее — в мезозое. Кроме того, значительная (а местами большая) часть органического вещества «сгорает» после захоронения под чехлом осадков, на разных стадиях литогенеза, начиная с диагенеза и кончая метаморфизмом. Б современных латеритных бокситах органического углерода больше, чем в древних потому, что в них сохраняются ткани корней растений. В осадочных бокситах Сорг. всегда больше, чем в латеритных, так как вместе с бокситовым материалом захороняется растительный детрит.

Новые данные, отличные от ранее опубликованных, получены автором также по соотношениям изотопов кислорода, серы и углерода в бокситах, испытавших изменения на различных стадиях литогенеза и метаморфизма. Установлена следующая закономерность (см. рис. 8): с глубиной, по мере усиления литогенетических процессов и метаморфизма происходит уменьшение доли легкого изотопа кислорода, что, по-видимому, связано с диффузионным обменом соответствующими изотопами минералов бокситов и вмещающей среды или водных растворов различной глубинности.

Состав элементов-примесей в латеритных, латеритно-карстовых и образовавшихся за счет их механического перемыва осадочных бокситах, как известно, зависит в основном от состава материнских пород. Сведения о содержаниях малых элементов в бокситах содержатся в работах Д. Бардошши (1957), С.И. Бенеславского (1963), В.А. Тенякова и М.Г. Эдлина (1969), Г.И. Бушинского, В.А. Броневого (1980, 1985), А.Б. Ро-нова, А.А. Мигдисова (1965), В.В. Лихачева (1990), Б.М, Михайлова (1964) и многих других, в том числе и в работах автора [3, 4, 6, 8, 12, 18, 35]. В работах Г.И. Бушинского (1971) было отмечено, что в бокситах известно более 30 элементов-примесей, содержащихся в количествах от сотых до тысячных долей процента. По данным автора, в настоящее время в некоторых бокситах установлены более высокие концентрации некоторых элементов — десятые доли и целые проценты. Согласно данным В.А. Броневого и др. (1985) по 48 главным месторождениям бокситов мира, наиболее сильно обогащены бокситы А%, В1, Сг, V, Ш, ТЬ. Коэффициенты обогащения бокситов этими элементами превышают таковой для алюминия. Для йа, 1п, Ш, РЬ, ЭЬ, 5с, Бп, и, V, УЬ, Ъг и редкоземельных элементов коэффициент обогащения в бокситах ниже, чем для алюминия. Коэффициенты обогащения для отдельных элементов в бокситах следующие: А] — 2,3, Бс-1,3, "П — 1,8, V — 1,5, Сг — 2,5, Ре - 1,3, Оа - 2,11, Аз - 7,5, Ъс - 1,6, Г*Ь - 1,6, Ag - 27, 1п -1,3, Бп - 1,1, ЭЬ - 2,0, ТО - 1,1, Ьа - 0,6, Ей - 1,0,ТЬ - 0,58, УЬ - 1,8, Ш - 4,9, Та - 0,73, Т1 - 0,0092, РЬ - 2,2, В1 - 2,8, 1Г. — 2,0. Обедняются бокситы следующими элементами: С, Са, Со, Си, Ей, 7, Ое, К, Ьа, М§, Мп, N3, Р, Ш>, 5, Эс, Бг, Та, ТЬ, 2г и др.

По содержанию в бокситах наиболее важных элементов-примесей автором сделаны следующие выводы.

Галлий содержится в бокситах в количестве 35—40г/т (кларк в земной коре — 15г/т), в бокситах СУБРа — 50-65 г/т (Бенеславский, 1963, Лавренчук, 1966, Теняков, Гуткин, 1970), Венгрии — 40-50 г/т, Китая — до 120 г/ т. Содержание галлия в красных бокситах несколько выше, чем в пестрсцветных. Е.С. Гуткин считает, что галлий связан с минералами свободного глинозема. При процессах диагенеза, катагенеза и метаморфизма перераспределения галлия не происходит. На стадии неогиперге-неза отмечен вынос галлия. В магнитных бокситах содержания галлия на порядок выше, чем в немагнитных — до 440 г/т, что указывает на его связь с минералами железа. В целом же разными авторами отмечается «вязь галлия как с минералами глинозема, так и с минералами железа.

Ванадий в промышленно значимых концентрациях отмечен в бокситах геосинклинальных областей (Греция, Югославия) — до 0,1 %, т.е. 1000 г/т, для которых материнскими породами были вулканогенные породы (офиолиты). В Греции из отходов после переработки бокситов (красных шламов) ванадий извлекали. В бокситах Североуральского района — древних аналогах Средиземноморских — содержание ванадия несколько ниже (0,03 % до 0Д)7%). Более высокие содержания отмечены в серых и пиритных бокситах. Предположительно, ванадий связан с ильменитом или титаномагнетитом. Б.А. Теняковым (1965) установлено, что основная масса ванадия связана с тяжелой магнитной фракцией при среднем содержании в бокситах СУБРа — 0,025%, Ивдельского района — 0,048, Салаира — 0,022, ЮУБРа — 0,045%. Отмечено, что на стадиях катагенеза и метаморфизма ванадий из бокситов не выносится.

Скандия, по Б.И. Когану и др. (1963), в бокситах содержится от 30 до 100г/т. В бокситах СУБРа, по Е.С. Гуткину (1968, 1970, 1978), скандия — от 50 до 90 г/т (в красных бокситах), а в серых и черных — меньше — 35-40 г/т. Сделан вывод, что большая часть скандия связана с гематитом. Во вторичных глинистых минералах скандий не обнаружен. Повышенные содержания скандия в бокситах СУБРа, по-видимому, связаны с тем, что они образовались за счет трахиандезитов, в которых кларк скандия выше, чем в кислых породах. Средние содержания Скандия в красных бокситах (0,0003-0,005%) выше, чем в пестроцветных (0,0002-0,0037%), : но "незначительно. Скорее всего он также входит в состав минералов глинозема. В зоне неовыветривания скандий выносится из бокситов.

Содержания ниобия и тантала в бокситах изучались В.Н. Холодовым и A.C. Корякиным, Ф.С. Гримальди и И.А. Бергер (1961), Д.Н. Пачаджановым (1962, 1963). Согласно их данным, содержания ниобия в бокситах варьируют от 3 до 85 г/т (в среднем — 28 г/т), тантала — 2-27 г/т (в среднем — 4-5 г/т). В бокситах Венгрии содержания ниобия — 30-65 г/т, Франции (Ае-Бо\ — 40-110 г/т, в бокситах СУБРа ниобия — 20 г/т, тантала — 4-5 г/т. В бокситах штата Арканзас (США) содержания ниобия достигают 500 г/т (по Гордону и Трейси, 1958). В некоторых бокситовых залежах Среднего Тимана, образовавшихся за счет щелочных метасоматитов, средние содержания этих элементов выше, чем в Арканзасских бокситах (В.В. Лихачев, 1990 и др.), и представляют промышленный интерес. Работами предыдущих исследователей отмечено, что ниобий Из кор выветривания в тропической зоне выносится интенсивно. В то же время в Арканзасских бокситах содержание ниобия в 4-5 раз выше,, чем в материнских породах (Gordon а. Тгасеу, 1952), за счет которых они. образовались. Автор объясняет это тем, что ниобий и тантал связаны, в основном с акцессорными титановыми минералами — рутилом, брукитом и др., устойчивыми в коре выветривания, где отмечается изоморфное замещение Nt> и Ti. Такие же данные получены автором для Среднетиманских и Кожимских бокситов. Процессы литогенеза на поведение ниобия и тантала в бокситах не влияют!

Благородные элементы (Au, Ag и др.) редко содержатся в бокситах в промышленно значимых количествах* т.е. более первых граммов на тонну. Наиболее богаты ими латеритные бокситы месторождений Бод-дингтона на юго-западе Австралии (до 20 г/т), а также Каражаса в Бразилии, Ганы и Южной Индии. Как правило, материнскими породами для них являются черные сланцы, основные или ультраосновные породы фундамента. Для бокситов складчатых областей греческими геологами Ласку и Экономи (Laskov, Economu, 1985) был сделан отрицательный прогноз на возможность концентрирования в них благородных элементов. Но чуть позднее А.А. Казаковым, И.И. Казанцевым, А.В. Тархановым и автором (1997) в турецких бокситах (район г. Мадендаг, в западной части Мендересского массива) были обнаружены высокие (несколько граммов на тонну) содержания благородных элементов (золото, серебро, иридистое железо), которые могут представлять промышленный ййтёрес.

Для месторождений бокситов, расположенных в непосредственной близости от массивов ультрабазитов, характерны повышенные содержания хрома, никеля,t хоб'аИъта к 'др. Б них также отмечаются йовышённые концентрации Pt (до 400 ррш). Положительная корреляция Pt и Ni (+0,49) указывает на связь обоих с ультраосновными породами. Отрицательная корреляция элементов платиновой группы (ЭПГ) и Au с Mn, Си, Ni, Cr и др. свидетельствует о растворений и ¡выносе последних из коры выветривания (бокситов) в процессе латеритизации.

Финстра (Feehstra,1990), изучавшая метаморфйзованные бокситы острова Наксос, в Пелагонийской (палеоокеанической) зоне Средиземноморской складчатой области, отмечает в них однородное распределение также таких элементов, как В, Ва, Ga, Cr, V, Nb, Zr й др. Это позволило автору сделать вывод об ограниченной подвижности вышеперечисленных элементов в карстовых бокситах, подверженных метаморфизму, т.е. заметной миграции указанных компонентов ;при метаморфизме не установлено.

Считается, что повышенные содержания вышеперечисленных элементов-примесей в бокситах отмечаются только в том случае, если ими изначально обогащены материнские породы, за счет которых и сформированы бокситы. Действительно, двух-трехкратное увеличение содержаний благородных элементов (золота, серебра, иридистого железа) по сравнению с материнскими породами, отмечается в кайнозойских боксиг тбвых месторождениях Австралии (Боддингтон), Южной Америки (Кара* жас) и Индии. Процессы субаэральйого диагенеза, как и выветривание, способствуют возрастанию содержаний элементов-гидролизатов, редких, части редкоземельных и благородных элементов в бокситах, а суоаквальнего диагенеза — их перераспределению в залежах осадочных бокситов. Автором отмечено, что повышенные концентрации элементов в бокситах местами возникают и за счет наложенных процессов. Процессы катагенеза, характеризующиеся чрезвычайным разнообразием физико-химических, термобарических условий и степенью открытости — закрытости системы, могут приводить как к обогащению бокситов элементами-примесями, так и к их обеднению. Процессы катагенеза, связанные с при вносом вещества в бокситы извне, могут оказывать сильное влияние на содержание в них цветных (Си, РЬ, 1п) и редких (Мо, V) и благородных (Аи, А§) элементов. Метаморфизм в бокситах в чистом виде, т.е. йзохи-мический, проявлен редко и практически не влияет на содержание в них элементов-примесей. Часто метаморфизм сопровождается метасоматозом и проявлением гидротермальной деятельности, с чем может быть связано появление в бокситах разнообразной минерализации, включая цветные и благородные элементы.

В России наиболее интересным и перспективным объектом для детального изучения распределения в них элементов-вримесей являются девонские бокситы Тиманского кряжа, где имеются месторождения ла-теритных бокситов, сформировавшихся за счет щелочных метасоматитов, обогащенных, редкими и редкоземельными элементами, а местами — благородными элементами. Перфективны для обнаружения золота и платины бокситы, сформировавшиеся за счет черных сланцев паунской свиты позднего рифёя (Светлинское месторождение, бокситы скв. 2214). Девонские латеритно-карстовые бонситы Североуральского региона на Восточном склоне Урала', в палеоокеаническом (эвгеосинклинальном) ^ секторе, образовавшиеся за счет силурийских островодужных андезито-и трахибазальтов и их туфов, имеющих на Урале Золото-серебряную специализацию, также могут характеризоваться высокими концентрациями этих металлов. Обогащенные благородными элементами бокситы могут быть обнаружены и в падёоконтинентальных секторах (миогеосинклина-лях), где бокситы ассоциируют с кварцевыми песчаниками аллювиального генезиса. На Западном склоне Южното Урала материнскими породами для девонских карстовых и лагунных бокситов были докембрийские толщи (зигальгинекая свита) с повышенными концентрациями редкоземельных и благородных элементов . . ? ;

Большая часть элементов-примесей в бокситах (V, йа, Бс, Ое, КЬ, Та, Ве), другие редкие и редкоземельные элементы считаются вредными, так как их присутствие понижает качество металла. В настоящее время из бокситов в ходе технологического процесса извлекаются только галлий и ванадий, причем только небольшая часть их. Технология извлечения других элементов пока еще не разработана. Большая часть элементов остается в красных шламах. Наибольший практический интерес, по мнению автора, в них представляют Оа, V, 8с, Сг, Аи, Ag, редкоземельные элементы. ; '

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Данное обобщение по закономерностям образования и размещения месторождений бокситов в пределах подвижных участков платформ и складчатых областей является, по-видимому, первым. Проведенный анализ собственных и литературных материалов по данной проблеме позволил автору сделать главный вывод о том, что повышенная мобильность территории, сейсмичность или вулканическая деятельность не является препятствием для формирования бокситов. Причем в условиях устойчивого и быстрого воздымания территории (со скоростью до 10 м/тыс. лет) в течение 10—15 млн. лет на платформах могут сформироваться крупные месторождения латеритных бокситов высокого качества. Примером таковых являются кайнозойские месторождения Фута-Мандингского свода в Западной Африке и Восточных Гатов в Индии. Месторождения латерит-но-карстовых бокситов, формирующиеся на островных дугах, благодаря исключительно эффективному дренажу на закарстованной поверхности известняков и высокой дисперсности материнского субстрата (преимущественно вулканический пепел), формируются за более короткий срок. Для бокситообразования на поднятых атомах островных дуг вулканическая деятельность является благоприятным даже необходимым фактором.

На подвижных участках молодых платформ отмечена пространственная совмещенность процессов боксито- и угленакопления [35]. Автором отмечена приуроченность бокситов к угленосным грабенам — рифтам — подвижным структурам в пределах'молодых, эпигерцинских платформ [36]. Наиболее широко они распространены в пределах Урало-МонГольского складчатого пояса.

Классификация генетических типов бокситов составлена по принципу других естественнонаучных классификаций, в основе которых начальные элементы систематики названы классами, более общие — группами и типами. Составленная генетическая классификация месторождений бокситов учитывает возможность образования бокситов на разных стадиях литогенеза, за исключением позднего катагенеза и метаморфизма.

Упомянутый в п. 1 критерий допустимой для бокситообразования скорости подъема территории получен благодаря разработанной (совместно с В.В. Жуковым, В.Н. Деминой и Л. А Матвеевой) геологической и физико-химической модели формирования латеритных и экзодиагенетических (и латеритно-карстовых) бокситов. Эти модели позволили уточнить параметры главных факторов бокситообразования и дают возможность более аргументированно оценивать обстановки и возможность бокситообразования в конкретных условиях.

Впервые детально рассмотрены стадии литогенеза бокситов с анализом изменения их механических свойств, минерального состава, структур и текстур. Эти данные позволяют сделать вывод, что влияние вторичных (стадиальных) процессов литогенеза оказывает не менее существенное влияние на состав и качество бокситов, чем состав бокситоматеринских пород, как считали предыдущие исследователи (Теняков, Броневой и др.). Показано, что вторичные изменения, особенно на стадии катагенеза и при метаморфизме, которые часто сопровождаются метасоматозом с привносом щелочных, щелочноземельных элементов и кремнезема, влияют на состав бокситов значительно сильнее, вплоть до превращения их в глинистую породу. Выяснено, что основная масса месторождений бокситов России находится на катагенетической стадии литогенеза,

Автором собран и проанализирован материал почти по всем объектам метаморфизованных бокситов; России и стран СНГ. Показано, что в палеоокеанических секторах проявлен как региональный (на площади в десятки квадратных километров), так и контактовый (локальный) метаморфизм бокситов. Там, где метаморфизм бокситов связан с термальным воздействием гранитов, вокруг последних в бокситах наблюдается метаморфическая зональность, с усилением степени метаморфизма по мере приближения к гранитам. Она выражается в появлении сначала хлори-тоида, затем корунда и дистена, а в непосредственной близости от гранитов — силлиманита или ставролита. Ширина отдельных зон, определяемая по появлению нового минерала — 1—5 км. Контактово-метамор-физованные бокситы имеют корунд-шпинель-силлиманитовый состав. Выделенные минеральные парагенезисы, отвечают как зеленосланцевой, так и ставролитовой фациям метаморфизма. По минеральным парагене-зисам проведена оценка РТ — условий метаморфизма.

Обобщение материалов по метаморфизму бокситов главных складчатых поясов России и стран СНГ выполнено впервые и важно для суждения о возможности сохранения докембрийских бокситов, если таковые формировались* По имеющимся данным, при метаморфизме высоких ступеней, начиная со ставролитовой фаций, бокситы утрачивают первичную структуру и их трудно диагностировать. Автором предложены критерии установления первично бокситовой природы метаморфизованных пород.

На территории России перспективы обнаружения новых месторождений бокситов связаны только с подвижными участками земной коры. В пределах Восточно-Европейской платформы это авлакогены — Тиманс-кий, Днепрово-Донецкий и более мелкие авлакогены-рифты. Возможно обнаружение месторождений бокситов в пределах складчатых областей, в первую очередь, Урала и Салаира. Наиболее перспективны в этом отношении поперечные поднятия в пределах складчатых поясов и риф-товых зон, продолжающиеся и за пределами складчатых областей к северо-западу и юго-востоку в виде узких валообразных поднятий (Тиманский кряж, гряда Чернова, гряда Чернышова и др.).

СПИСОК ОСНОВНЫХ ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Богатырев Б.А. Некоторые геологические особенности образования мезозойских бокситов юго-западных отрогов Гиссарского хребта.//Бюллетень МОИП, Отд. геол., №1, IHS. с.79-90.

2. Богатырев Б.А. О генетических типах мезозойских платформенных бокситов Средней Азии.//Труды VII конференции молодых исследователей ВИМСа. Секция геол. БИМС, М. 1969. С.60-76.

3. Богатырев Б.А., Демина B.H., Шишаков В.Б. Использование метода корреляционного анализа для характеристики геохимических особенностей пород коры выветривания и бокситов (на примере Средней Азии, Тимана и'Южного Урала).//Материалм семинара по геохимии гипергенеза и коры выветривания. Минск. 1969. С. 18-24.

4. Богатырев Б.А. Минералого-петро графическая и геохимическая характеристика ниж-кемезозойских платформенных бокситов Средней Ати.//Атолотт я полезные ископаемые, 1970, №7. C.&6-9?.

5. Богатырёв Б.А. Мезозойская кора выветривания юго-западных отрогов Гиссарского хребта.//Кора выветривания. В.11. М.:Наука, 1970. С. 108-126. Богатырев Б.А., Демина В.Н., Шишаков В.Б. Некоторые геохимические характеристики пород коры выветривания и бокситов Средней Азии, Тимана и Западного склона Урала.//Геолоия рудных месторождений, 1970, №3. С.76-86.

7. Богатырев S.A. Мезозойские платформенные бокситы Средней Азии (Среднеазиатская провинция).//Плагформенные бокситы СССР. М.:Наука, 1971. С.193-217.

8. Богатырев Б.А. Мшералого-петрографическая и геохимическая характеристика проitA« выветривания Кайракского кесторождения.//Материалы по геологии и литологии.

Недра, 1971. С.20-29.

9. Восконящ Т.С.¡.Богатырев Б.А., Шишаков В.Б. Условия образования бокситонос-ных пород Центрального Памира, их положение в структуре и некоторые поисковые крйтерии.//Доллады АН Таджикской ССР, 1972, №5.С.47-50.

10. Богатырев Б.А., Восконящ Г.С., Шишаков В.Б. Нижнегриасовые бокситы Центрального Памира//Доыадн АН СССР, 1972, №5, т. 15. С. 423-426.

11. Богатырев Б.А. О нижнемезозойской коре выветривания в юго-западных отрогах Гиссарского хребта.//Коры выветривания и бокситовые месторождения, №12, М.:Наука, 1973. С. 32-43.

12. Богатырев Б. А., Шишаков В.Б. Геохимические критерии связи диаспор - шамоэито-вых руд и коры выветривания на примере Средней Азии и Западного склона Южного Ура-ла.//Коры выветривания и бокситовые месторождения, N=12, М.:Наука, 1973. С. 218 - 225.

13. Богатырев S.A. Нижнегриасовые бокситы Средиземноморского пояса в Центральном Памире. I.C.S.O.B.A., 3-е Congres International. Nice.1973. p. 165-169.

14. Богатырев Б.А., Гипп С.К., Григорьев В.Н. О предвизенской «латеритной» коре выветривания в Средней Азии.//Литология и полезные ископаемые. 1974, N=1. С129-135.

15. Сапожников Д.Г., Никшта А.П., Богатырев Б.А. и др. Аатеритные бокситы СССР//Рудоносные коры выветривания. М,:Наука, 1974. С.5-18. 18.

16. Богатырев Б.А. Кайракское месторождение полигенного седиментациошого типа (Гиссарский хр.)//Генеияеская классификация и типы бокситовых месторождений СССР, М.:Наука, 1974. С.177-190.

17. Богатырев Б.А. Бокситопроявление *3аиадный Пшарг» склонового типа (Центральный Памир) .//Генетическая классификация я генетические типы бокситовых месторождений СССР, М.:Наука,1974. С. 98-108.

18. Богатырев Б.А., Никитина А.П., Слуют А.Д., Новиков В.М.,Киреев Ф.А. Миие-ралого-геохимикскле особенности латеритных бокситов СССР.//Генезис бокситов, тезисы докладов, М.-ВИМС, 1974. С

19. Сапожников Д.Г;, Богатырёв Б.А., Никитина А.П. и др. Закономерности размещения описываемых тинов.//3ажономерносги размещения бокситовых месторождений СССР. М.:Наука,1978. C.67-S1.

20. Богатырев Б.А. Бокситовые месторождения Североуральского района.//3аконо-мериости размещения бокситовых месторождений СССР. М.:Наука,1978. С.150-167.

21. Богатырев Б.А. Бокситовые проявления Южного Тянь-Шаня.//Закономерности размещения бокситовых .месторождений СССР, М.:Наука,1978. С. 177-184.

22. Богатырев Б.А. Бокситовые проявления Закавкаэья.//Закономерйос1И размещения бокситовых месторождений СССР.М.:Наука,1976. С. 177-184.

23. Богатырев Б .А. у Медведев Г.В. Закономерности размещения бокситов.//Закономерно«™ размещения бокситовых месторождений СССР. М.:Наука,1978. С. 195-205

24. Сапожников Д.Г., Богатырев Б.А., Барков В.В. Бокситы и коры выветривания Гвинейской республики.//Кора выветривания, М.:Ваука, 1976, №15. С. 3-5Ö

25. Сапожников Д.Г., Богатырев Б.А. Бокситы и коры выветривания Гвинейского 'Й>1та. //Кора выветривания и гипергенные рудопроявления, М.:Наука, 1977. С. 188-208.

26. Богатырев Б.А., Делицин И.С. Предтоарский латеритный профиль выветривания на плато Бечасын (Северный Кавказ).//Кора выветривания, М.,Наука, 1978, N=16. С. 161-171.

27. Богатырев Б.А. Вторичные изменения в девонских карстовых бокситах Восточного склона Северного Урала,//Вторичные изменения бокситов из месторождений СССР. М.¡Наука, 1980. С. 265-315.

28. Безр М.А., Богатырев Б.А., Воинов МЛ., Гулиев Р. О пермских бокситоиосных отложениях Малого Кавказа.//Литология и полезные ископаемые, 1978, №4. С.37-50.

29. Михайлов Б.М., Богатырев Б.А., Болъшун Г.А., Ггтп С.К. и др. О перспективах бокситоносности девонских отложений Восточного склона Полярного Урала.//Советская геология, 1980, № >•

30. Богатырев Б;А., Никитина АЛ. Демина В.Н., Жуков В.В. и др. Кристаллохими-чеащ.е: особенности глинистых минералов в преобразованных корах выветривания и бокситах СССР./Кора выветривания,М.,Наука, 1974, №14. С. 112-126.

31. Богатырев Б.А. Литолого-минералотическая характеристика раянецермской бокси-тоносной толщи Закавказья.//Тезисы докладов на 1Х-Й Международный симпозиум ИК-СОБА, Дубровник, Югославия, 1975. С.

32. Сапожников Д.Г., Богатырев S.A. Типы бокситовых месторождений Гвинейского щита.//Коры выверивания и гипергеннное рудообразование. М.:Наука. 1977. С.188 -208.

33. Михайлов Б.М., Броневой В.А., Богатырев S.A. и др. Аатеритные покровы современной тропической зоны Земли.//Аитология и полезные ископаемые, 1981, №4. С.

34. Сапожников Д.Г., Витовсшя ИЗ., Богатырев Б.А. и др. Коры выветривания и осадочные формации.//Труды XI Антологического совещания. М.:Нау*а, 1981. С.

35. Богатырев Б.А. Триас-юрские коры выветривания ж бокситы юга Средней Азии и Кавказа. М.:Наука,1980. 199с.

36. Bogatyrev В.А. On origin and formation of bauxitic weathering crusty/International seminar on Lataitization Processes. Trivandrum,India, 1979. P.85-86.

37. Сапожников Д.Г., Богатырев Б.А., Демина B.H., Жуков В.В. Условия образования и закономерности размещения месторождений бокситов.//Проблемы петрологии, минералогии и рудогенеэа. М.:Науха,1983. С.

38. Богатырев Б.А. Аатеритные бокситы Гвинейского щита.//Условия образования и факторы сохранности бокситовых месторождений СССР.М.:Наука,1983. С. 32-34.

39. Богатырев Б.А. Условия образования бокситовых месторождений геосинклинальных обласгей.//Условия образования и факторы сохранности бокситовых месторождений СССР.М.:НаукаД983. С.Ш-112.

40. Богатырев Б.А: Основные особенности и условия образования бокситовых месторождений Восточного склона Северного Урала.//Условия образования н факторы сохранности бокситовых; месторождений СССР. М.:Наука,1983, С.Ш-129.

41. Богатырев Б.А. Основные особенности и условия образования миоценовых бокситов 5майки.//Условия образования и факторы сохранности бокситовых месторождений СССР. М.:Наука,1983. С.Ш-135.

42. Богатырев Б.А., Медведев ГЗ. Условия образования фрашжих бокситов Западного склона Южного Урала.//Условия образования и факторы сохранности бокситовых месторождений СССР. М.:Наука,1983. С.139-142.

43. Богатырев Б.А. Факторы разрушения и критерии сохранности приморских бокситовых месторождений геосинклинальных областей.//Услогая образования и факторы сохранности бокситовых месторождений СССР, М.:Наука,1983. С. 165-16?.

4*. Богатырев Б.А., Демина В.Н., Жуков В.В.-. Физйкйеимическн е- условия и динамика бокситонакоплевия в процессе латеритного выветривания.//'Кинетика и динамика геохимических процессов. М.:Наука, 1983. С.

45. Богатырев Б.А.,. Ггтп С.К., Ефапова Е.В. и др. Девонские коры выветривания Восточного склона Северного Урала.//Кора выветривания,1983, N=18. С. 137-149.

46. Жуков В.В., Богатырев Б,А., Демина В.Я., Матвеева А.А. Физико-химические условия и динамика формирования бокситояосных кор выветривания.//Геология рудных месторождений, т. XXV, N-2,7983. С. 6 7-82.

47. Богатырев Б.А., Жуков В.В., Демина В.Н, Матвеева 4.Л. Геологические, физико-химические условия и динамика формирования бокситояосных кор выветрива-ния.//Услобия формирования кор выветривания и их минеральных -месторождений. М.: Наука, 1983. С. 29-36.

48. Богатырев Б.А. Об условиях образования я палеогеографической приуроченности бокситов на примере Восточного склона Северного УраЛа.//Месторожденйя бокситов н их связь с выветриванием. Алма-Ата: КазИМС, 1983. С. 65-73.

49. Богатырев Б.А., Горшков А.И., Дмитриева М.Т. и др. О типоморфных особенностях гематита из девонских бокситов Северного Урала.//Известия АН СССР, Серия геол., 1984, No8. С. 123-125.

50. Жуков В.В., Богатырев Б.А., Демина В.Н., Магйвеева АЛ. Условия образования геохимической зональности рудоносных кор выветривания.//Коры выветривания и гипергенные полезные ископаемые восточной части Балтийского щита. Апатиты, 1983, С.4-22. 51. Богатырев Б. А., ЖуковВ.В., Демина В.Н., Матвеева АЛ. Теория формирования геохимической зональности и бокситонакоплеиия в латеритом профиле выветриваниям/Труды 27 Международного геологического Конгресса. Тезиш докладов. М.: Наука, 1984. С.

52. Богатырев Б.А., Алырчикова А.А. и др. Литологические типы девонских бокситов Северного Урала.//Аитология и полезные ископаемые. 1985, №2. С.57-67.

53. Богатырев Б.А., Антоненко А.А., Тьфтьаиный Т.П. Антологические и генетические тины бокситов Западного склона Южного Урала.//Протозирование месторождений бокситов. М., ВИМС. 1984. С.86-97.

54. Богатырев Б А., Демина В.Н. Жуков В.В. Факторы образования и источники рудного веществам/Экзогенное рудообразованке (А1, N1, Ma). М.: Наука. 1985, 112 -119 с.

15. Богатырев Б.А., ДемшаВН., Жуков В.В., Захарова АЛ Бокситоцо.сностЬ главных тектонических структур земной коры.//Экэогенное рудообразование (AI, №, Мп). М.:На-ука. 1987.149-178 е. , .

56. Богатырев Б А. у Арапова О.В., Кузьмина О.В., Зиборова Т.А: Современные водные сульфаты А1 и Fe в Южно-Уральских бокситовых рудниках.//Кора выветривания. Вип.19. М.:Наутса. 1986, С.41-50. ' . ,

57: Богатырев Б.А., Гит С.К. Тиш профилей девонских: кор выветривания на вулканогенных и вулканогевно-карбонатных породах Северного Урала.//Гипергенез и рудо-образойание. М.: Наука. 1Ш С.Ш-127.

58. Богатырев Б.А. Выветривание (бокситизация) : алюмосилижатного материала на рифогевных известняках гео синклинальных областей.//Кора выветривания, как источник комплексного минерального сырья. М.:Наука. 1988. С.54-62.

- 59. Богатырев Б.А. Вокситоносность девонских отложений Уральской складчатой«; системы.//Бокситоиосность главных тектонических структур земной коры. М.Шаука.: 1988. С. 157-174.

60. Богатырев Б.А. Вокситоносность Индонезийского архипела га.//Боксигоносность главных тектонических структур земной корн. М.: Наука, 1988. С. 240-246.

61. Богатырев Б.А. Вокситоносность активизированных участков Скифской и Туран-ской плитУ/Бокситоношость главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. С147-152.

62. Богатырев Б А., Никитина А.П. Вокситоносность Щитовых вулканов Тихоокеанской платформы.//Бокеитоносность главных тектонических структур земной коры. М.:На-ука, 1988. С. 206-208.

63. Богатырев Б.А. Вокситоносность островной дуги Больших Антильских островов.//Вокситоносность главных тектонических структур земной коры. М.-.Наука. 1988. С. 192-197.

64. Богатырев Б.А. Общая характеристика струтурно-тектоническон приуроченности бокситов складчатых областей.//Бокситоносность главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. С. 154-157.

65. Сапожников Д.Г., Богатырев Б. А, Основные черты бокситоносиости альпийского Средиземноморского складчатого пояса.//Бокситоносносгь главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. С. 179-190.

66. Богатырев Б.А. Роль климатического фактора в бокситообразовании.//Бокситонос-ность главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. G. 224-226.

67. Богатырев Б.А. Роль литологического фактора в образовании и локализации бокситов.//Бокситонасность главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. С. 234-236.

68. Богатырев Б.А. Роль палеогеографического фактора в бокситонакоплении.//Бок-ситоносность главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. С.226-234.

69. Богатырев Б.А. Роль тектонического фактора в образовании и размещении бокситов.//Бокситоносность главных тектонических структур земной коры. М.-.Наука, 1988. С.210-224. ' ''

70. Богатырев Б.А. Краткие сведения о бозсситоносности молодых длатформ.//Бокси-тоносносность главных тектонических структур земной коры. М.-.Наука, 1988. С. 240-246.

71. Богатырев Б.А. Краткие сведения о бокситоносиости Филиппинского архипе-лагз.//Бокситоносность главных тектонических структур земной коры. М.:Наука, 1988. С. 200-202.

72. Богатырев Б.А. Особенности бокситонакояления в геосикклинахшых карстовых областях.//Бохсмн и другие руды алюминиевой промышленности. М.'Наука, 1988. С. 76-83.

73. Сапожников Д.Г., Богатырев Б.А., Демина В.Н., Жуков В.В. Закономерности бок-ситообразования и источники рудного вещества,//Бокситы и другие руды алюминиевой промышленности. М.:Наука, 1988. С.

74. Жуков 5.5., Богатырев Б.А., Демина Б.Н., Матвеева A.A. Математическая модель динамики химических изменеий пород и осадков в зоне выветривания.//У Всесоюзный симпозиум по кинетике и динамике геохимических процессов. Черноголовка , 1989. С. 77-78.

75. Сапожников Д.Г., Богатырев Б А. Демина В.Н., Жуков В.В., Киселев AM., Яцкевич Б.А. Боксигоносность элювиально-осадочных комплексов в различных геотектонических областях СССР.//Рудоносяость осадочных комплексов. Доклады на ХХУП-й Международной Геологический конгресс. Л.:1989. 186-194 с.

76. Жуков Б.В. ', Богатырев Б.А., Детом В.Н., Матвеева АН. Влияние литодинамичес-кого фактора на состав продуктов выветривания.//Геохимия. №3. 199J. С.398-409.

77. Цеховстй Ю.Г., Богатырев Б.А., Джоббур Р. Триас-юрские бокситы Сирии.// итология и полезные ископаемые.-1993. -Na4. С.34-50.

7S. Богатырев Б.А. Алюминиевое сырье России.//Геология рудных месторождений, 1994, том 36, №4, с. 380-382.

79. Богатырев Б.А., Жуков В.В., Демина В.Н. Условия образования бокситоносных кор выветривания и россыпей Среднего Тимана и Восточных Гат (Индии). В кн. Россыпи и месторождения кор выветривания - объект инвестиций на современном этапе. Тез. докл. М.: ИГЕМ.1994. с

80. Богатырев Б.А., Жуков В.В., Демина В.Н. Влияние парциального давления СОг на процесс образования бокситов в кайнозое.//Геология рудных месторождений. 199$, т.37, №2. С.208-219.

81. Богатырев Б.А., Жуков В.В. Эволюция бокситообразования в истории Земли.// Наука и технология в России. 1995, 36(12). С. 82. Timofeev Р.Р., Bebesbev I.I. , Bogatyrev Б.А. Lower Mezozoic Sedimentation Basins of Middle Asia Orogenic Belt.//XXX Internatinal Geological Congres. China. 1996. P.

83. Bogatyrev B.A., .Zbukoy Y.Y., Diomina V.N. The Effect of CO, Partial Pressure in Genesis of Cenozoic Bauxites.//Geology of Ore Deposits. 1997.Vol.37, №3. Pp.208-219.

84. Богатырев Б.А., Матвеева A.A., Жуков В.В., Магазина А.О. Синтез каолинита и галлуазкта в системе «гиббсит - раствор кремнекислой» при нормальных условиях.// Геохимия. 1997,№8. С.8Й-862.

85. Богатырев Б.А., Жуков В.В. Образование бокситов на разных стадиях литогенеза./ /Литология и полезные ископаемые.1998, №1. С.30-41.