Kitobni o'qish: «Кайнозой Нижнего Приангарья. Геология и полезные ископаемые»

Введение

Обобщение данных по стратиграфии, распространению, формам залегания, литологическому составу и минерагении отложений кайнозойской эратемы крупных территорий представляет интерес для специалистов геологоразведочной отрасли, ученых, аспирантов и студентов. Недавно авторы опубликовали сводку по кайнозою северо-западной части Восточного Саяна [68]. Предлагаемая читателям монография охватывает смежную, более северную территорию Красноярского края. Региональная геология, геоморфология и экзогенная минерагения этой территории известна авторам по литературе, фондовым источникам и участию в выполнении научно-исследовательских проектов.

В прошлом веке коллективами научных работников ведущих институтов геологического профиля бывшего СССР для рассматриваемой территории были опубликованы сводки по стратиграфии доэоплейстоценовых отложений кайнозойской эратемы [28, 29], корам выветривания [22, 46, 48], гипергенным полезным ископаемым [34, 55]. Более поздние картосоставительские, поисковые и научно-исследовательские работы позволяют расширить сведения по геологии и минерагении кайнозоя. Кроме того, авторы излагают собственные взгляды на гипергенез, литогенез и структурообразование территории на протяжении последних 60 млн лет геологической истории.

Нижнее Приангарье – понятие растяжимое с позиций экономической географии и естествознания. В монографии описываются явления в долине и междуречной части Ангары и Большого Пита от устья Ангары до низовий р. Иркинеевой. Кроме того, в сферу рассмотрения включено Чадобецкое поднятие Сибирской платформы, где авторам довелось исследовать гипергенные и осадочные образования кайнозоя. В северном направлении рассматриваемая территория протягивается по меридиану пос. Мотыгино до 60 км – от русла Ангары до истоков Удерея, а западнее и восточнее она в два – два с половиной раза эже. На юге полоса обзора распространяется на 20-30 км, охватывая площади кайнозойских впадин (рис. 1). В административном отношении это части Енисейского, Мотыгинского и Богучанского районов.

Рис. 1. Схема расположения района исследований:

I – Нижнее Приангарье; II – Чадобецкое поднятие. Клетки – трапеции листов масштаба 1:200 000

С позиций региональной геологии в работе рассмотрены площади Енисейского кряжа и западной части Сибирской платформы, в низовьях рек Иркинеевой и Чадобца, где наиболее широко и полно изучены отложения кайнозоя, главным образом, в связи с поисками россыпей золота, месторождений бокситов, руд марганца, ниобия и редких земель.

В методическом плане монография составлена на основе анализа сводных геологических карт масштаба 1:1 000 000 Енисейского кряжа в пределах листа О-46(47), Красноярск [8] и масштаба 1:500 000 (ответственный исполнитель Л.К. Качевский) [9]. Рельеф территории охарактеризован по геоморфологической карте Енисейского кряжа масштаба 1:500 000 под редакцией С.Ф. Козловской [11] с дополнениями и изменениями Р.А. Цыкина, руководившего геоморфологическим картированием того же масштаба листов О-47,48 по договору с Госцентром «Природа» в 1987-1989 гг. Литология осадочных толщ и описание заключенных в них руд охарактеризованы по фондовым и опубликованным материалам геологов Ангарской экспедиции Красноярского геологического управления (сейчас АО «Красноярскгеология»). Кроме того, использованы отчеты сотрудников Всесоюзного геологического института (ВСЕГЕИ), Всесоюзного института минерального сырья (ВИМСа), Сибирского НИИ геологии, геофизики и минерального сырья (СНИИГГиМСа), данные выполнявшихся Р.А. Цыкиным НИР разных лет в стенах Красноярского института цветных металлов (теперь Сибирский федеральный университет), а Н.Н. Поповой – геологосъемочных работ масштаба 1:200 000 в составе ОАО «Красноярскгеолсъемка».

За помощь в сборе материалов и консультации по теме монографии авторы выражают признательность производственным геологам, научным работникам и преподавателям СФУ Ю.А. Забирову, В.С. Власову, В.А. Мака-рову, П.Н. Самородскому, С.С. Сердюку.

Глава 1
Геоморфолого-геологический очерк

Крупный судоходный приток Енисея – Ангара в нижнем течении пересекает западную часть Сибирской платформы и затем – Енисейский кряж. В устье правого притока Каменки высотная отметка русла Ангары составляет 110 м н.у.м (над уровнем моря), а в самом устье – около 80 м. Ширина русла в сужениях составляет 120-160 м, а в разливах – 500-600 м, включая острова. Пойма высотой до 2 м и местами до 5-6 м присутствует непостоянно и чаще окаймляет один из берегов. Максимальную ширину (до 500 м) имеет низкая пойма в Пинчугско-Карабульском меандре. В долине развиты 6-9 надпойменных террас [43], причем ступени высокого уровня (более 70 м) сохранились участками на последних 100 км реки (от пос. Мотыгино до пос. Стрелка). Уровни террас исследованы Э.И. Равским в средней части долины р. Ангары (рис. 2). В низовьях реки отдельные террасы четко выражены на значительных по протяженности участках, что хорошо видно с борта судов (рис. 3). Возвышенные площадки с густым эрозионным расчленением на востоке площади представлены низким плато, а западнее – кряжем с отдельными структурными грядами, вершины которых достигают 791 м (гора Голец).

1.1. Геоморфология

На пятисоттысячной геоморфологической карте Енисейского кряжа [11], с дополнениями авторов данной монографии, выделены следующие генетические типы рельефа: структурно-денудационный, денудационный, эрозионно-денудационный, эрозионный, эрозионно-аккумулятивный и аккумулятивный. Большинство генотипов выработанного рельефа включают субгоризонтальные поверхности разных высотных уровней (геоморфологическая «лестница»). Каждый из уровней имеет ориентировочную возрастную датировку, по С.Ф. Козловской: триас-раннеюрскую (более 750-800 м на кряже и 500-700 м на плато), ранне-позднемеловую (соответственно 500-700 м и 300-460 м) и мел-палеогеновую (300-550 и 200-300 м). Равнинные поверхности аккумулятивного происхождения датированы геологическим возрастом наиболее молодого стратона. Наклонные поверхности разных генотипов подразделены на пологие (до 12⁰), средней крутизны (13-25⁰) и крутые (более 25⁰).

Рис. 2. Последовательность террас в среднем течении Ангары, по Э.И. Равскому [43]:

1-6 – аллювиальные отложения: 1 – глины; 2 – суглинки; 3 – лессовидные суглинки; 4 – пески; 5 – галечники; 6 – глыбы и валуны; 7 – делювиальные суглинки со щебнем; 8 – культурный горизонт неолита; 9 – псевдоморфозы по ледяным клиньям; 10 – следы солифлюкционного смещения; 11 – коренные породы; 12 – номера террас

Рис. 3. Третья цокольная терраса р. Ангары в правобережье выше пос. Мотыгино

Структурно-денудационный генетический тип рельефа в пределах кряжа обусловлен препарировкой складок и интрузий, а на платформе – препарировкой горизонтально залегающих слоев с различными физико-механическими свойствами и силлами траппов, которые в ряде случаев оказывают бронирующее воздействие и поэтому окаймлены уступами.

Денудационный рельеф в пределах кряжа представлен холмистой, холмисто-увалистой, увалистой и пологоволнистой поверхностями разных гипсометрических уровней. Склоны в этом генотипе занимают незначительные площади. В пределах платформенной части к этому генотипу отнесены пологоволнистые междуречные поверхности разного уровня.

Эрозионно-денудационный генетический тип рельефа представлен склонами приводораздельного положения, которые сопрягают поверхности выравнивания и эрозионные врезы долин. Такие склоны имеют различную крутизну и протяженность.

Эрозионными образованиями являются склоны речных долин, протягивающиеся до русел и окаймляющих их аллювиальных поверхностей.

К эрозионно-аккумулятивным поверхностям линейной ориентировки нами отнесены днища ручьев и суходолов, сочетающие формы врезания в скальное основание и накопления маломощного перстративного аллювия, пролювия и перемывного делювия.

Аккумулятивный генетический тип рельефа свойствен днищам рек от 2-3 порядков и выше, вплоть до прирусловой части главной водной артерии, а также террасы и площади кайнозойских впадин. В зависимости от положения относительно русла выделены пойма (и острова Ангары), надпойменные террасы, пролювиальные конусы, поверхности озерно-речной аккумуляции впадин низовий реки (Кулаковская, Рыбинская, Тасеевская).

В пределах генетически однородных поверхностей на геоморфологической карте показаны формы рельефа – почти изометричные внемасштабными знаками (останцы, конусы выноса, воронки, седловины и др.) и линейные в пределах зафиксированной длины (уступы и гряды).

Спецификой геоморфологического строения обладает Чадобецкое поднятие. Геофизические исследования показали, что его возникновение обусловлено внедрением в триасе в узле пересечения крупных разломов невскрытой эрозией интрузии щелочно-ультраосновного состава, сателлитами которой являются штоки и диатремы щелочно-ультраосновных пород и их производных (кимберлиты, карбонатиты). Тепловое и динамическое воздействие этой интрузии обусловило поднятие слоев нижних горизонтов осадочного чехла. Размеры поднятия 40х37 км. В его строении участвуют два купола – южный Чуктуконский и северный Центральный [12, 59]. Высотные отметки внутри поднятия составляют 340-430 м, рельеф умеренно контрастный. Речная сеть имеет кольцевой рисунок (правые притоки Чадобца Терина и Пуня и речки их бассейнов).

По Н.И. Орловой [11], в рельефе Чадобецкого поднятия широко представлены формы структурно-денудационного рельефа, образованные, по-видимому, на протяжении всего кайнозоя. В северной части поднятия развиты денудационно-аккумулятивные и аккумулятивные поверхности на многолетней мерзлоте четвертичного возраста. Значительные площади занимают полигенетические склоны сноса и накопления неоген-четвертичного этапа. Флювиальный рельеф неоплейстоцена представлен первой – третьей надпойменными террасами (высотой 9-30 м), поймами высокой (4-6 м) и низкой (2-3 м). На карбонатных породах в западной части поднятия развит бокситоносный покрытый карст, формировавшийся в интервале позднего мела-палеогена.

1.2. Геологическое строение докайнозойских образований

1.2.1. Стратиграфия Енисейского кряжа. Картосоставительские работы мелкого, среднего и крупного масштабов прошлого столетия нашли отражение в комплектах полистных карт трапеции О-46 [8] и явились основой составления сводной геологической карты масштаба 1:500 000 [9].

Стратиграфическое расчленение осадочных толщ, в общем и целом, произведено в шестидесятых годах ХХ в. и в последующий период подвергалось некоторой корректировке (табл. 1).

Глубоко метаморфизованные образования архея развиты в Южно-Енисейском кряже. Верхний возрастной предел атамановской толщи оценен в 2550 млн лет [8], то есть соответствует рубежу верхнего архея и протерозоя. Кузеевская толща предположительно более древняя и, кроме кристаллосланцев и гнейсов, содержит тела чарнокитов, гранито-гнейсов и аляскитов, образовавшихся при ультраметаморфизме.

К нижнему протерозою отнесены метаморфиты енисейского комплекса (серии). Их соотношения с археем повсеместно тектонические. Геологи ВСЕГЕИ в составе комплекса выделили три свиты: исаевскую, среднянскую и шиверскую. Кроме того, вдоль Енисея к северу от устья Ангары закартирована абалаковская толща, сложенная кристаллическими сланцами и плаги-огнейсами с пачками амфиболитов и мраморов [8].

Таблица 1

Стратиграфическое расчленение докембрийских образований Енисейского кряжа, по Г.И. Кириченко [10], с дополнениями [9]

Более молодыми, по данным калий-аргоновых определений (1615-1680 млн лет) являются умеренно метаморфизованные толщи тейской серии. Свита хребта Карпинского развита севернее рассматриваемой площади. В Заангарской части севернее Ангары значительным распространением пользуются фациально изменчивые последовательности пенченгинской и кординской свит. В разрезе пенченгинской свиты на рассматриваемой площади в нижней части преобладают карбонатные породы (кристаллические известняки и местами доломиты), а в верхней – сланцы, чередующиеся с амфиболитами и кварцитами. Кординская свита, согласно залегающая на пенченгинской, в Приангарской части кряжа представлена метаморфизованными вулканитами, графитизированными сланцами, филлитами, метапесчаниками с линзами гравелитов.

Широким распространением в районе пользуются отложения сухопитской серии рифея, расчлененной на 4-5 согласно залегающих свит. Нижняя, горбилокская, представлена ритмично чередующимися зелеными сланцами с пластами известковых филлитов и известняков. Ее надстраивают серые и зеленовато-серые сланцы и филлиты удерейской свиты, часто содержащие линзы и жилы кварца, в том числе золотоносные. Погорюйская свита соответствует флишевой ассоциации песчано-алеврито-глинистого состава с зеленоватыми тонами окраски. Свиты Карточки и аладьинская выделены в восточной части площади. Первая представлена ритмической последовательностью пестроцветных глинистых известняков и известковых сланцев, а вторая – серыми и светло-серыми доломитами брекчиевой структуры с мощными телами гидротермального магнезита. В западной части площади на этом стратиграфическом уровне выделены терригенно-карбонатные отложения сосновской свиты.

Тунгусикская серия верхнего рифея объединяет в рассматриваемой части кряжа 5 согласно залегающих свит. Нижняя из них, красногорская, лежит несогласно и представлена терригенными породами, образованными за счет размыва раннерифейской коры выветривания, о чем свидетельствуют пласты кварцевых песчаников и обогащенных гематитом глинистых и алеврито-глинистых сланцев с повышенной глиноземистостью. Джурская свита сложена карбонатными породами (известняками, доломитами и магнезитами), которые перемежаются с песчано-алеврито-глинистыми пачками. Шунтарская свита имеет карбонатно-терригенный состав с непостоянным соотношением этих составляющих. Свита Серого Ключа сложена преимущественно известняками, доломитизированными известняками и доломитами, часто водорослевыми с преобладанием форм III палеонтологического комплекса рифея [8]. Дадыктинская свита представлена чередованием доломитов, глинистых и алеврито-глинистых сланцев и кварцитовидных песчаников.

Ослянская серия залегает на описанной выше с перерывом и несогласием. В основании серии залегают фациально изменчивые отложения нижнеангарской свиты, содержащей в междуречье левых притоков Ангары, рек Верхней Ослянки и Деньгауча крупнейшие в России месторождения хлорит-гематитовых руд. Западнее и восточнее этой площади рудные пласты выклиниваются, замещаясь песчаниками. Выше согласно залегают известняки с пачками глинистых сланцев дашкинской свиты. В известняках обнаружены онколиты и катаграфии верхнего рифея [8].

Тасеевская серия венда залегает несогласно на различных свитах рифея. Алешинская свита имеет терригенный состав и соответствует красноцветной молассе. Чистяковская – толща серых, реже красно-коричневых песчаников, алевролитов, глинистых сланцев и реже доломитов. Мошаковская свита сложена вишнево-красными песчаниками и доломитами. Она венчает разрез докембрия Приангарской части кряжа.

1.2.2. Стратиграфия Сибирской платформы. Докайнозойские отложения осадочного чехла южнее Ангары обнажены в междуречье ее левых притоков – рек Пашенной и Муриной, а в Заангарье – севернее Иркинеевского выступа от долины р. Енды на западе и далее к востоку. Южнее Ангары в моноклинальном залегании развиты рассмотренные свиты тасеевской серии венда, надстраиваемые венд-нижнекембрийскими отложениями островной свиты, в основании которой расположены красноцветные песчаники, в средней части – алевролиты и аргиллиты, а в верхней части – пестроокрашенные доломиты с пластами терригенных пород. Мощность свиты от 150 до 550 м.

Кембрийская система. В состав алданского яруса кембрия входят объединенные иркинеевская и климинская свиты, в первой из которых преобладают доломиты, а во второй – известняки. Мощность этой части чехла от 260 до 950 м. В известняках обнаружена фауна трилобитов. Выше согласно залегают отложения ленского яруса в составе агалеевской свиты доломитов, мощностью 350 м. Севернее Иркинеевского выступа развиты нижне-среднекембрийские отложения заледеевской свиты, сложенной в нижней части известняками, а в верхней – доломитами с пачками песчаников и песчанистых мергелей. Мощность свиты 140 м. К верхнему кембрию отнесена эвенкийская свита, которая несогласно залегает на докембрии и различных свитах нижнего и среднего кембрия. Она пользуется весьма широким распространением, сложена пестроокрашенными аргиллитами, алевролитами, песчаниками, известняками и доломитами. В бассейне Ангары выделены три подсвиты:

а) красноцветные алевролиты, аргиллиты, конгломераты, доломиты, меденосные зеленовато-серые известковистые алевролиты; б) пестроцветные мергели, алевролиты, песчаники, известняки (в том числе меденосные); в) песчаники, алевролиты, аргиллиты, пласты известняков. Мощность эвенкийской свиты от 500 до 1200 м.

Ордовикская система в Нижнем Приангарье распространена незначительно. Усть-кутская свита залегает согласно на эвенкийской и представлена оолитовыми и водорослевыми известняками с пластами песчаников, алевролитов и аргиллитов. Мощность свиты 320-400 м. Ийская свита залегает согласно, сложена красно- и сероцветными песчаниками с пластами конгломератов, алевролитов и аргиллитов. Мощность свиты в бассейне Ангары около 1000 м. Бадарановская свита в рассматриваемом районе начинается шестиметровым пластом конгломератов, на которых залегают пестрые песчаники, переслаивающиеся с алевролитами и аргиллитами. Мощность свиты около 200 м. Мамырская свита песчаников, алевролитов и аргиллитов имеет мощность около 220 м. Братская свита залегает с перерывом на свитах среднего ордовика и сложена пестроцветными песчаниками и алевролитами с редкими и маломощными пластами известняков, ее мощность в районе 150 м.

Силурийская система представлена в районе кежемской свитой, залегающей согласно на братской. Она сложена серыми и зеленоватыми песчаниками, содержащими пласты пестрых алевролитов и аргиллитов. Мощность свиты в районе от 60 до 150 м.

Каменноугольная система, ее нижний отдел включает тушамскую свиту мощностью 100-160 м, несогласно залегающую на разных свитах ордовика и силура. Свита состоит из песчаников, алевролитов, халцедон-каолиновых брекчий, глин типа флинт-клея, прослоев угля. Средний – верхний отделы расчленены на листвяжинскую свиту мелководных морских отложений, мощностью 150-180 м (песчаники, алевролиты, аргиллиты, угли, известняки, линзы сидеритов). Катская свита озерно-речной аккумуляции (песчаники, алевролиты, аргиллиты, пласты углей, прослои известняков, линзы сидеритов) обладает мощностью 130 м.

Пермская система, нижний отдел. Клинтайгинская свита согласно перекрывает листвяжинскую. В основании свиты залегают песчаники, а выше – пласты алевролитов, аргиллитов, каменных углей (Кокуйское месторождение). Мощность свиты 180 м. Рыжковская свита залегает согласно, сложена песчаниками, алевролитами, аргиллитами, углисто-глинистыми породами и углями. Мощность свиты 120-150 м. Бургуклинская свита является фациальным аналогом рассмотренных свит перми. Она согласно залегает на катской свите, сложена песчаниками, алевролитами, аргиллитами, углистыми сланцами и углями. Мощность свиты 60-120 м.

Триасовая система, нижний отдел. Отложения залегают несогласно на разных свитах палеозоя, представлены туфами и туфобрекчиями базальтов с прослоями туфогенных пород. Мощность отдела 60-70 м.

1.2.3. Стратиграфия Чадобецкого поднятия. Эта структура характеризуется своеобразным геологическим строением. Изученные крупномасштабными геологосъемочными работами осадочные толщи довольно условно сопоставляют со стратонами сухопитской и тунгусикской серий Енисейского кряжа. Но более приемлема составленная в 70-х годах ХХ в. местная стратиграфическая схема [59].

К среднему рифею условно отнесены отложения семеновской свиты, сложенной чередованием алевролитов, глинистых сланцев и песчаников в верхней части. Мощность свиты 1200-1250 м. На ней согласно залегают известняки, доломиты и глинистые сланцы дольчиковской свиты (300-350 м), далее известняки чуктуконской свиты (около 300 м), известняки с пачками глинистых сланцев териновской свиты (250-280 м). В совокупности эти три свиты образуют карбонатную формацию. Стратиграфически выше (верхний рифей?) расположены алевро-сланцевые отложения брусской свиты (500-600 м), кварцевые песчаники медведковской свиты (до 80 м) и карбонатные породы безымянской свиты (150-260 м). На них залегают вендские отложения тогоньской свиты, сложенные песчаниками, гравелитами, алевролитами и углистыми сланцами мощностью 320-400 м (молассоидная формация венда) и венд-нижнекембрийские отложения островной свиты.

Согласно выше залегают нижнекембрийские отложения известняково-доломитового состава климинской свиты, мощностью 400-470 м, терригенно-карбонатные отложения среднего кембрия (черноостровская свита мощностью до 250 м) и вельминская свита верхнего кембрия (до 10 м). С перерывом и несогласием по периферии поднятия залегают отложения эвенкийской свиты, охарактеризованной выше.

1.2.4. Интрузивные комплексы Енисейского кряжа рассмотрим в возрастной последовательности [9, 10]. Архейские комплексы: кимбирский, который представлен норитами, анортозитами и пироксенитами, слагающими мелкие до средних тела среди гнейсов, и курышский, включающий мелкие тела диабазов и диабазовых порфиритов. Ранне-протерозойские интрузии отнесены к ярлычихинскому комплексу мета-габбро, метагаббро-диоритов и ортоамфиболитов, слагающему мелкие тела; таракскому и гаревскому гранитоидным комплексам, слагающим крупные и ряд мелких массивов. Нижне-среднерифейские комплексы: индыглинский слагает мелкие до средних субсогласные и реже секущие тела в отложениях пенченгинской свиты, которые представлены метагаббро, ортоамфиболитами и метапироксенитами; тейский гнейсо-гранитовый, гранитовый и пегматитовый, слагающий крупные, средние и мелкие тела в отложениях не выше сухопитской серии. Радиологический возраст этого комплекса 910-940 млн лет [8]. Средневерхнерифейские комплексы Нижнего Приангарья: токминский габбро-диабазовый слагает мелкие тела и дайки, прорывающие отложения сухопитской и тунгусикской серий; татаро-аяхтинский гранитоидный, слагающий крупные массивы, такие как Татарский. Радиологический возраст данного комплекса (850±60) млн лет [8]. Нижнеканский комплекс образует крупные и мелкие массивы в Ангаро-Канской части кряжа. Состав комплекса дифференцированный, от габбро-диоритов, планиогранитов до гранитов. Глушихинский комплекс образует ряд средних и мелких, вытянутых вдоль разломов тел, сложенных лейкократовыми и биотитовыми гранитами, гранит-порфирами. Среднетатарский комплекс нефелиновых сиенитов, ювитов и щелочных пегматитов представлен небольшими массивами в бассейне р. Татарки, где разведаны и отрабатываются руды ниобия и залежи вермикулита. Возраст пегматитов комплекса 570-550 млн лет [8].

В западной части Сибирской платформы широким распространением пользуются пластовые и секущие интрузии долеритов раннетриасового возраста. В Чадобецком поднятии долериты развиты по периферии, совместно с отложениями эвенкийской свиты верхнего кембрия. Внутри поднятия, особенно в южном, Чуктуконском куполе, распространены сильно выветрелые штоки щелочно-ультраосновных пород, карбонатитов и кимберлитов (чадобецкий комплекс триаса).

1.2.5. Тектоническое строение района. Южно-Енисейский кряж относится к выступу фундамента Сибирской платформы, или Ангаро-Канскому антиклинорию. В строении Енисейского кряжа (в пределах рассматриваемой территории) О.А. Вотахом [7] выделены Татарский антиклинорий, обрамленный на западе Большепитским и на востоке Ангаро-Питским синклинориями. В антиклинории обнажены отложения тейской и сухопитской серий, прорванные многочисленными интрузиями. В синклинориях залегают отложения тунгусикской и ослянской серий с немногочисленными небольшими интрузиями (Большепитский) или амагматичные (Ангаро-Питский). На юго-востоке последний сочленен с Иркинеевским выступом. Главнейшие разломы Заангарья: Татарский и Ишимбинский (Мотыгинский) в центре, Ангаро-Бахтинский (Вельминский) на востоке, Приенисейский на западе (преимущественно под чехлом Западносибирской плиты) и Ангаро-Вилюйский – субширотный разлом между Ангаро-Канской и Заангарской частями кряжа. В зоне влияния Приенисейского и Ангаро-Вилюйского разломов расположены кайнозойские впадины.

В структуре западной части Сибирской платформы выделяют Канско-Тасеевскую синеклизу, зону Ангарских складок и севернее Бахтинскую антеклизу. Чадобецкое поднятие расположено в узле пересечения разломов фундамента платформы северо-западной и восток-северо-восточной ориентировок.

Глава 2
Неотектонический этап развития рельефа

В кайнозое рассматриваемые тектонические районы отличались умеренной интенсивностью и ритмичностью деформаций земной коры.

Енисейский кряж на протяжении мезозойского и кайнозойского эонов представлял из себя положительную морфоструктуру, испытавшую эпохи восходящих движений и тектонической стабильности. В обстановке относительного покоя формировались полигенетические поверхности выравнивания (ПВ), которые при активизации сводово-блоковых движений подвергались разрушению эрозионными и склоновыми процессами. Останцы этих поверхностей сохранялись на более высоком гипсометрическом уровне по сравнению с первоначальным положением. При последующей стабилизации движений формировалась более низкая ПВ. В дальнейшем она и краевые части более древней ПВ частично разрушались, а частично перемещались на более высокий уровень. В итоге в регионе была создана "лестница" ПВ, которые расчленены эрозионными врезами, а также склонами разного происхождения и крутизны. С.Ф. Козловская и др. [11] закартировали на кряже три уровня денудационных поверхностей, а В.Ф. Филатов и др. [57] там же и в западной части платформы – шесть ПВ, пять из которых были поименованы по участкам их опознания и исследования покрова рыхлых образований. Ими выделены соответственно: верхнеполканская ПВ уровня от 690 до 800 м с предполагаемым возрастом Т₃ -J₁¹, среднеполканская – на высоте 580-640 м примерного возраста Т₃ -J₁², нижнеполканская – на уровне 500-560 м с интервалом формирования Т₃-J₁³, рыбинская ПВ, сохранившаяся на отметках 340-400 м и датированная интервалом времени J₂-К₁; сухолебяжинская – на высотных отметках 260-360 м с возрастом К₁ и мел-палеогеновая на уровне 260-320 м. Верхнеполканская ПВ содержит фрагменты коры выветривания и отложения неопределенного возраста с обломками латеритных (структурных) бокситов на плато Широкие Полканы. Кора выветривания сохранилась в основании рыбинской и сухолебяжинской поверхностей (рис. 4). В останце последней на западе Сибирской платформы есть залежь латеритных бокситов (Нижнеподсопочное проявление) [41]. С реликтами мел-палеогеновой поверхности связаны стратиграфически датированные отложения терригенных аллювиальной золотоносной и полигенетической карстовой бокситоносной формаций.

В пределах Иркинеевского выступа и Чадобецкого поднятия сохранились ареалы мел-палеогеновой поверхности, к которым приурочены бокситоносные отложения.

Рис. 4. Денудационные и отдельные аккумулятивные поверхности, проявления кор выветривания и карста (фрагмент), по В.Ф. Филатову и др. [57], с дополнениями:

1 – низкие террасы и поймы; 2 – террасы среднего уровня; 3 – реликты аккумулятивных поверхностей олигоцена-миоцена; 4 – позднемезозойская сухолебяжинская поверхность; 5 – среднемезозойская рыбинская поверхность; 6 – раннемезозойская нижнеполкановская поверхность; 7 – то же, среднеполкановская; 8 – то же, верхнеполкановская; 9 – средне-верхнеполкановская поверхности объединенные; 10 – сквозные палеодолины; 11 – структурно-денудационные гряды; 12 – карстовые воронки; 13 – коры выветривания

Начало неотектонического этапа все исследователи Енисейского кряжа и многие – западной части Сибирской платформы относят к олигоцену [54]. Основанием для этого послужили факты перестройки речной сети, активизация эрозии с последующим формированием террас, возрастание роли гравийно-галечных и песчаных компонентов отложений во впадинах, перемыв продуктов коры выветривания и бокситоносных отложений карстовых депрессий, рост масштабов накопления золотоносных аллювиальных, делювиально-аллювиальных и делювиально-пролювиальных отложений.

Исследование процессов рельефообразования, знака и амплитуд деформаций неотектонического этапа осуществляют с применением геоморфологического, литологического, палинологического и технического методов. Геоморфологические методы сводятся к построению и анализу морфометрических карт, выявлению "лестницы" террас с оценкой уровней площадок, цоколей и строения террасового аллювия. Оценивались деформации предшествующей мел-палеогеновой ПВ. Среди морфометрических карт предшественниками и, независимо, авторами книги были составлены карты базисной поверхности, а также карта морфоизогипс по долинам от IV порядка и выше. По заключению И.М. Табацкого [54], реки IV и более высоких порядков компенсируют врезами повышение базиса эрозии за неотектонический этап (порядка 40 млн лет). Литологический метод состоит в исследовании минерального состава фракций ситового и гидравлического анализов (пелитовой, алевритовой, песчаной и псефитовой) с определением глинистых минералов, тяжелой фракции обломков алевритовой и песчаной размерностей, щебнистых и мелкоглыбовых обломков. Технические методы – проходка шурфов и колонковых скважин, позволяющие получить материал для изучения разрезов неоген-четвертичных отложений. Их возраст подлежит палинологическому изучению.

И.М. Табацкий [54] по комплексу методов анализа неотектонических деформаций оценил амплитуды поднятий в Приангарье Енисейского кряжа в 40-120 м. Б.В. Шибистов и др. [71] для Иркинеевского выступа получил цифры 35-205 м, при этом использовались вычисления эрозионного вреза как разности изолиний вершинной и базисной поверхностей по известной методике В.П. Философова. Нами проведены оценки неотектонического поднятия путем проведения морфоизогипс 500, 400, 300 м по методике Л.Б. Аристарховой и вычитания в точках пересечения из них изобазит по долинам IV порядка и выше, проведенных по топокарте масштаба 1: 200 000 через 200 м (рис. 5). При этом мы учитывали, что по методике В.П. Философова разница отметок вершинной и базисной поверхностей составляет значения остаточного рельефа, связанного с неотектоническими движениями, но не функционально, так как водораздельные поверхности и линии находятся вне сферы проявления эрозионных процессов. Морфоизогипсы же, проведенные без учета речной сети, позволяют ориентировочно оценить глубины эрозионного вреза. Методика оценки состояла в замерах разницы высотных отметок морфоизогипс, соответственно 500 м и 400 м в точках их пересечения с изобазитами и построения графиков дифференцированного распределения 20-метровых интервалов эрозионных врезов. Значения морфоизогипс выбраны с учетом затухания врезов в междуречье, где почти нет долин IV порядка, и генерального снижения рельефа к долине Ангары, где проходят 300-метровая и местами 200-метровая морфоизогипсы. Графики (рис. 5) имеют либо правосимметричный характер (А), либо слабо асимметричный (Б), причем максимальные частоты приходятся в первом случае на интервал 201-220 м, а во втором – 141-200 м. Это свидетельствует о росте амплитуд поднятий блоков в сторону междуречья Ангары и Большого Пита. В южной части Заангарья кряжа, между долинами Татарки и Каменки они колеблются от 80 до 240 м, обычно понижаясь к долине Ангары. В общем и целом амплитуды неотектонических деформаций для морфоструктуры кряжа всеми исследователями оцениваются как небольшие, что объясняет сохранность продуктов коры выветривания и мел-палеогеновых отложений.

Рис. 5. Графики дифференциального распределения (гистограммы) разницы отметок изобазит по долинам IV порядка и выше (сечение 20 м) и морфоизогипс 500м (А) и 400м (Б)

На неотектоническом этапе проявились два ритма деформаций: олигоцен-раннеплиоценовый и позднеплиоцен-четвертичный. Эти ритмы начинались активизацией восходящих движений и перестройкой гидросети. В синхронных отложениях отмечается погрубение грансостава, наличие гальки кварца, бурых железняков и местами каменистых бокситов. Затем проявилась стабилизация движений, имеющая следствием образование высокой террасы и педимента на уровне 60-80 м относительно современного эрозионного вреза. Отложения этого уровня отнесены И.М. Табацким к кирнаевской свите К.В. Боголепова [4, 54].

Невысокие значения неотектонических поднятий в Заангарской части кряжа на площади южнее междуречий Большой Мурожной, Удерея и Малой Пенченги обусловили сохранность кайнозойских отложений, кор выветривания и палеокарста.

В низовьях Ангары и в правобережье Енисея, в зоне влияния глубинных разломов разного направления (Приенисейского, Ангаро-Вилюйского) на неотектоническом этапе заложилась система впадин – Зыряновской, Кулаковской, Тасеевской и Бельско-Рыбинской. По данным бурения Ангарской ГРЭ, мощности верхнего палеогена и неогена в них составляют до 120-180 м, что является свидетельством опускания земной коры впадин в тех же значениях. В квартере опускания большей частью прекратились, за исключением локальных площадей в бассейнах левых притоков Ангары – Пашиной, Рассохи, Высотиной.

Рис. 6. Меандрирование р. Чадобец в Юрохтинской неотектонической котловине

В рассматриваемой части Сибирской платформы амплитуды неотектонических деформаций оценивают в пределах от 0 до +250 м, в том числе для Чадобецкого поднятия +50 м. В Нижнем Приангарье в плиоцене и квартере появились локальные поднятия (например, Сухопитского, Татарского, Водораздельного хребтов кряжа и Ковинское в платформенной части) и опускания. Из них отдельные (Бедобинское и Ельчиминское в левобережье Иркинеевой), вероятнее всего, связаны с соляной тектоникой, активизировавшейся в зонах разломов, другие же имеют неясную природу. Так, в нижнем течении Чадобца морфологически выражены Яркинская и Юрохтинская котловины, в пределах которых река свободно меандрирует (рис. 6).

В целом неотектоническое развитие Нижнего Приангарья не было напряженным. Амплитуды поднятий росли в северном направлении. В приустьевой части Ангары проявились устойчивые опускания. На фоне сравнительно крупных деформаций проявились мелкие, также разнонаправленного характера.

Глава 3
Коры выветривания и карст

В основании разрезов кайнозойских отложений горными выработками и скважинами нередко обнаруживались элювиальные профили, в которых степень выветривания, как правило, снижалась по вертикали сверху вниз, но в некоторых случаях (Татарское, Порожинское, Суховское месторождения бокситов) фиксировалась обратная зональность. Вне пределов кайнозойских впадин Нижнего Приангарья кайнозойские отложения залегают в карстовых депрессиях, относительно механизмов образования которых высказывались разные мнения, в связи с чем этот вопрос заслуживает дальнейшего обсуждения.

3.1. Позднемеловые – неогеновые коры выветривания

Первые сведения о наличии элювиальных глин в пределах Енисейского кряжа приведены в сводке по бокситам СССР в 1936 г. Е.М. Великовской и Е.Н. Щукиной. Развертывание бокситопоисковых работ в 1944 г. и последующие годы показало развитие кор выветривания (КВ) по амфиболитам, сланцам и карбонатным породам (отнесение последних к разряду корообразующих нам представляется ошибочным). Содержательные статьи о корах выветривания метаморфических сланцев, амфиболитов и долеритов были опубликованы в семидесятые годы ХХ в. М.С. Каштановым [18, 19] и Е.Т. Бобровым [3]. Коллектив сотрудников СНИИГГиМСа во главе с Н.А. Лизалеком составил сводку по формациям кор выветривания Енисейского кряжа, в которую были включены как остаточные, элювиальные продукты, так и осадочные породы, генетически с ними связанные [46]. А.Д. Слукин описал коры выветривания осадочных и интрузивных пород Чадобецкого поднятия [52].

Вопросы возраста КВ были рассмотрены К.В. Боголеповым [4] исходя из принципа суперпозиции: элювиальные глины и охристо-глинистые образования древнее перекрывающих их отложений, датированных по спорово-пыльцевым спектрам. Он выделил четыре эпохи корообразования и по продуктам переотложения элювиальных профилей наметил минеральные типы выветривания: каолинит-латеритная КВ апта, аналогичная по составу КВ сенон-датского времени, каолинитовая – олигоцена и монтмориллонитовая – плиоцена. Последующие работы подтвердили факты наличия в рассматриваемом районе нижнемеловой (апт-альбской), верхнемеловой-эоценовой, олигоцен-миоценовой и плиоцен-эоплейстоценовой КВ.

Ведущие природные факторы элювиогенеза – это тектоника и климат [15, 22]. По морфологическим особенностям КВ подразделяют на площадные, линейно-площадные и линейные. Деление это не является однозначным и зависит от масштабов картирования КВ. Те площади, где в мелком и среднем масштабах выражена линейность распространения КВ, в крупном и детальном масштабах выглядят как ареальные (площадные) конфигурации. В данной работе речь идет о масштабах от мелкого (1:1 000 000) до среднего (1:200 000). Среди наиболее распространенных в Заангарской части кряжа КВ линейного морфотипа Р.А. Цыкин различает приразломный и контактовый классы. Первый развит в однородных по составу породах и занимает секущее положение относительно директивных элементов (слоистости и сланцеватости), а второй – по границе (контакту) тел различного минерального состава, чаще всего карбонатных и алюмосиликатных пород. В приразломных линейных КВ зональность сильно растянута по вертикали и иногда не выявлена из-за больших глубин развития остаточных продуктов (более 100-150 м). В контактовых КВ местами образовалась обратная зональность.

КВ иногда перекрыты только четвертичными покровными отложениями (делювием, аллювием и др.), часто вскрываются скважинами под дочетвертичными стратонами кайнозоя. Контактовые КВ могут быть слепыми, располагаясь под «козырьком» сланцев или амфиболитов.

В работе [22] приведена схематическая карта локализации профилей выветривания Заангарской части кряжа, в междуречье Большого Пита и Ангары показаны 38 пунктов фиксации площадных, линейно-площадных и линейных КВ. Некоторые из них вынесены на рис. 4 (с дополнениями).

Нижнемеловая КВ вскрыта в основании бокситоносных отложений верхнего мела в Верхнетуровском и Суховском месторождениях Енисейского кряжа, в Ендинском месторождении западной пограничной части Сибирской платформы, в Центральненском и Чуктуконском месторождениях Чадобецкого поднятия. В первых двух объектах элювий сформирован по сланцам, причем сохранились промежуточные (каолинит-гидрослюдистые) продукты. Заключение М.С. Каштанова [18, 19] о наличии КВ карбонатных пород первый автор считает ошибочным из-за очень низкого содержания в них нерастворимого остатка и невозможности накопления глинистых продуктов значительной мощности. Вывод о латеритном типе КВ, указанный этим и другими исследователями, сделан на основании отнесения бокситов карстового морфотипа к продуктам механического переотложения латеритов. В Ендинском месторождении Е.Т. Бобров [3] исследовал предположительно латеритную (каолинитовую гиббситсодержащую) кору выветривания долеритов, имеющую зональное строение и мощность от 32 до 80 м.

Охристо-глинистая КВ выделена А.Д. Слукиным [52] в Центральненском месторождении бокситов Чадобецкого поднятия. Она имеет аномально большую мощность (свыше 500 м) и развита по всем видам осадочных и магматических пород северного купола. В элювиальных образованиях диагностировано вещество кварц-слюдистых сланцев, алевролитов и песчаников семеновской свиты, щелочно-ультраосновных пород чадобецкого комплекса (пикритовые и флогопит-оливиновые порфириты, флогопитапатит-пироксеновые породы и кимберлиты). Самая глубокая на месторождении скважина 246, забой которой находится на глубине 576,0 м, не вышла за пределы охристо-песчано-глинистых образований. В нижней части это рыхлые с каменистыми включениями фосфориты. С учетом аномальной глубины развития охристо-глинистых и песчано-глинистых метасоматитов (латеритной КВ по А.Д. Слукину) мы согласились с мнением В.Н. Разумовой [45] о гидротермальной природе таких продуктов. Скорее всего, они образованы восходящими (эксфильтрационными) водами в домеловое время. Это тем более вероятно, что за пределами куполов, насыщенных интрузивными образованиями, абсолютный возраст которых определен для щелочных пикритов значениями 299-255 млн лет и карбонатитов – 260-163 млн лет [32], мощные элювиальные профили отсутствуют.

Охристые рыхлые метасоматиты, являющиеся комплексными рудами (Fe, Mn, TR, Nb, P), изучены в Чуктуконском куполе Чадобецкого поднятия. Максимальные глубины их развития составляют более 350 м [32]. Метасоматиты сформированы на двух сближенных телах карбонатитов – Северном, сечением 2000х1500 м и Южном – 100х600 м. Северный массив, на глубине сложенный кальцитовым карбонатитом, в приповерхностной части превращен в ниобий-редкоземельные руды с повышенными содержаниями Fe, Mn и P, а Южный, имеющий доломитовый состав, представлен в приповерхностной части существенно редкоземельными охрами. Таким образом, отнесение охристо-глинистых образований куполов Чадобецкого поднятия к корам выветривания – условное.

Верхнемеловая-эоценовая КВ. Большинство выявленных элювиальных профилей отнесено к этой эпохе по факту перекрытия палинологически датированными бокситоносными отложениями [22, 46]. С пятидесятых годов ХХ в. известна линейная КВ Тальской (нижней) россыпи в бассейне Большой Мурожной. Неровная поверхность пестрых элювиальных глин («курганы») по сланцам кординской свиты служила плотиком богатой россыпи золота. Состав этих глин гидрослюдисто-каолинитовый. Кора выветривания серицитовых сланцев была вскрыта буровыми работами на Анкиновском, Митрофановском и Восточно-Порожинском участках [22]. Повсеместно определено линейное распространение глинистого аллювия. Литолого-геохимическое исследование элювиального профиля гидрослюдистых сланцев проведено по керну скважины 29в Восточно-Порожинского участка [22]. Мощность профиля 39,5 м, в нем снизу вверх выявлены зоны: дезинтеграции, гидрослюдистая, гетит-гематит-каолинитовая и гематиткаолинит-гиббситовая (латеритная). Мощность последней 15,6 м. Она сложена каменистыми и глинистыми бокситами с бобовой структурой. В верхней части (0,9 м) залегает гетит-гиббсит-каолинитовая глина, предположительно являющаяся продуктом ресилификации боксита. Выше залегают делювиальные суглинки мощностью 2,5 м.

На Митрофановском участке по керну скважины 147 [22] профиль гиббситизированной КВ имеет мощность более 38 м. Структурные гиббситкаолинитовые глины вскрыты под делювиальными суглинками и супесями на глубине 12,5 м, их мощность 8,5 м. Ниже с резким переходом расположены продукты каолинит-гематит-гиббситовой зоны, имеющей мощность 24 м. По сути, это залежь рыхлых и каменистых бокситов обломочно-бобовой структуры. Следовательно, речь не может идти об однофазном латеритном профиле, так как проявлена стратификация. Ниже расположены гетит-каолинитовые глины вскрытой мощностью 7 м. Глины розовато- и желтовато-бурые структурные с редкими новообразованиями железистых бобовин. М.С. Смирнов в отчете 1986 г. высказал убеждение, что скважина 147 вскрыла отложения герфедской свиты верхнего мела.

Во вскрытых скважинами элювиальных профилях бокситовых месторождений Суховском, Верхнекиргитейском, Верхнетуровском и Порожнинском по сланцам серицитовым, глинистым, хлоритоидным и другим в верхней части расположены продукты гидрослюдисто-каолинитовой зоны со слабо выраженными реликтовыми структурами. При разведке Герфедского золоторудного месторождения многие скважины вскрыли кору выветривания сланцев нижней подсвиты кординской свиты мощностью до 300 м (рис. 7). Элювиальные глины каолинит-гидрослюдистого, гидрослюдистого состава пестрые (бурые, коричневые, вишневые), четкая зональность не выражена.

Кора выветривания амфиболитов исследована в Индыглинской котловине, на месторождениях бокситов Татарской группы и на участке верховий Большой Пенченги [22]. М.С. Каштанов диагностировал КВ Татарского месторождения как латеритную, Е.Т. Бобров в элювиальном профиле скв. 241 Татарского месторождения выделил (снизу вверх) три зоны: дезинтеграции (30 м), каолинит-монтмориллонитовую (20 м) и гетит-каолинитовую со свободным глиноземом (10 м). Н.А. Лизалек и др. в своеобразном рудном теле 9 Татарского месторождения (см. гл. 5 этой книги) опознали «карман латерит-ной коры выветривания…, состоящей из одной сложно построенной залежи (бокситов. – Р.Ц.), круто наклоненной и уходящей в амфиболиты (на глубину до 220 м. – Р.Ц.)» [22, с.171].

Линейные коры выветривания амфиболитов индыглинского комплекса, залегающие в мраморизованных известняках пенченгинской свиты, были выявлены поисковыми работами Ангарской геологоразведочной экспедиции 90-х годов ХХ в. (М.С. Смирнов, В.С. Власов и др.). Полоса распространения КВ протянулась меридионально от верховий Талой (правого притока Большой Мурожной) на юге до руч. Ивановского (левый приток Удерея). С этой полосой связаны элювиальные россыпи золота месторождения Самсон (см. гл. 5 этой книги). Некоторые скважины глубиной свыше 100 и до 311 м не вышли из выветрелых амфиболитов. Так, в керне скв. 44а ниже отложений карстовой «полости», перебуренных в инт. 207-219 м (серый разнозернистый песок с прослоем пестрой глины), вскрыта малиновая пестрая глина каолинит-гидрослюдистого состава контактовой КВ амфиболитов. Глубже вскрыты серые слоистые кристаллические известняки. Скв. 62 подсекла элювиальные пестрые глины в инт. 289,5-312 м (данные М.С. Смирнова).

Рис. 7. Разрезы линейной коры выветривания золоторудного месторождения Герфед, по материалам Ангарской экспедиции:

1 – четвертичные глины, суглинки с обломками подстилающих пород; 2 – средний рифей, сухопитская серия, кординская свита, нижняя подсвита. Сланцы глинистые темно-серые и черные углистые, светло-серые алевритовые, зелено-серые пелитовые, филлиты, алевролиты, песчаники; 3 – нижний протерозой, тейская серия, пенченгинская свита, верхняя подсвита. Метаэффузивы, сланцы кварц-серицит-хлоритовые, филлиты карбонатсодержащие, пропилиты, кварциты, кварцевые метасоматиты; 4 – кора выветривания. Глины красноцветные с сохранившейся структурой исходных пород; 5 – кварцевые метасоматиты с жилами, прожилками, гнездами позднего кварца; 6 – жилы и прожилки кварца, оперяющие жилу Магистральная; 7 – лимонитизация; 8 – контур развития вкрапленности арсенопирита; 9 – скважины и их номера

Элювиальный профиль на траппах описан в зоне сочленения Сибирской платформы и Енисейского кряжа на Ендинском месторождении бокситов Е.Т. Бобровым [3], диагностировавшим в нем четыре зоны (снизу вверх): зона дезинтеграции – трещиноватые хлоритизированные породы (5-10 м); зона каолинит-гидрохлорит-монтмориллонитовая – зеленоватые структурные глины (20-60 м); зона гидрогематит-каолинитовая – бесструктурные малиновые, вишневые и бурые глины (10-40 м); зона гидрогематит-каолинитовая с гиббситом – кирпично-красные глины мелкобобовой структуры (2-5 м).

Образования кор выветривания мел-палеогенового возраста широко развиты в Чадобецком поднятии. В конце мезозоя – начале кайнозоя интенсивно протекающие процессы выветривания в регионе существенным образом видоизменяли облик алюмосиликатных коренных пород. Стадийный характер гипергенного преобразования отражен в профиле коры выветривания с характерной вертикальной зональностью. В полнопрофильных разрезах присутствуют три зоны, связанные постепенными переходами. Такие разрезы сохранились только в пределах Центральной и Чуктуконской площадей и достигают больших мощностей. По данным Ю.А. Забирова, максимальные мощности КВ на отложениях семеновской свиты достигают 110 м, на кимберлитах и щелочно-ультраосновных породах – до 160 м. В основном же развиты только две нижние зоны КВ.

Первая снизу зона дезинтеграции (сапролита) характеризуется постепенным переходом от материнских пород, уменьшением вверх по разрезу обломков породы, нарастанием глинизации, начальным преобразованием минерального и химического состава субстрата. Развита она практически на всех породах территории, представлена песчано-глинистой массой с обломками глинизированных, ожелезненных пород фундамента. Основными для зоны являются минералы материнской породы, появляются гидрослюды, вторичный карбонат, гидрооксиды железа, марганца. В кимберлитоподобных брекчиях ксенолиты магматических пород и цемент частично замещаются сидеритом, кальцитом, арагонитом, магнезитом, хлоритом и серпентином, по флогопиту развивается хлорит и вермикулит, ильменит частично замещен лейкоксеном. Мощность пород зоны изменяется от 2-3 м на траппах до нескольких десятков метров на терригенных породах и до 200 м и более на карбонатитах в пределах Центральной и Чуктуконской площадей.

Во второй зоне (глинистого элювия, или литомаржа) происходит извлечение щелочных и щелочноземельных элементов, главным образом Са и Na. Продукты выветривания этой зоны хорошо сохранились и представлены пестроцветными, зеленовато-серыми глинами. Плагиоклазы и слюды первичных пород замещаются гидрослюдами, пироксены, оливин – монтмориллонитом, нонтронитом, гидрослюдами, перовскит лейкоксенизируется, происходит окисление железосодержащих минералов.

В зависимости от состава глинистых минералов профиль КВ может быть гидрослюдистым, монтмориллонитовым или каолинитовым. По терригенным породам (сланцам, алевросланцам) образуются в основном гидрослюдистые глины, по кварцсодержащим породах – кварц-гидрослюдистые, по туфогенным, основным и ультраосновным магматическим породам – монтмориллонитовые и нонтронитовые глины с примесью гидратированного флогопита. Остаточные каолинитовые глины встречаются только в пределах Центрального и Чуктуконского куполов при выветривании песчаных разностей терригенных пород. На щелочно-ультраосновных породах глины имеют гетит-каолинитовый состав.

Мощность зоны литомаржа, по данным Л.Г. Анучина, весьма изменчива – от 7 до 168 м в пределах Центральной впадины.

Формирование верхней зоны (оксидов и гидрооксидов) связано с разрушением глинистых минералов зоны и возникновением алюможелезистых (охры, латериты) горизонтов. Конечным продуктом этой зоны являются ал-литы и глиноземистые железные руды. Эта зона довольно хорошо сохранилась в пределах западного и южного борта Центральной впадины и характеризуется появлением гиббсита. Представлена она рыхлыми непластичными породами белого, желтого, буровато-желтого цвета со сгустками, реже твердыми округлыми конкрециями гидрооксидов железа.

На сланцах семеновской свиты это обычно гиббсит-каолинитовые и гиббситовые (латеритные) глины [52]. В нижнем гиббсит-каолинитовом горизонте основными минералами являются каолинит и гиббсит, который развивается по каолиниту, присутствуют гетит и кварц. Характерной примесью является рутил. Главными минералами верхнего горизонта являются гиббсит и гетит.

На ультраосновных породах в зоне оксидов и гидрооксидов также образуются два горизонта: нижний гиббсит-каолинит-гетитовый и верхний гиббсит-гетитовый. Гиббсит-каолинит-гетитовые породы легкие, сыпучие, непластичные, в составе преобладают гетит, каолинит, гиббсит, анатаз, редко отмечаются фосфаты. Гиббсит-гетитовый горизонт сложен каменистыми кавернозными латеритами желто-бурого цвета с реликтовой порфировой структурой. Минеральный состав – гетит (отмечаются псевдоморфозы по оливину), гиббсит, лейкоксен, каолинит – полностью исчезает [52].

По мнению А.Д. Слукина, бокситовые месторождения Чадобецкого поднятия имеют тесную связь с материнскими породами, которую устанавливает спектральный анализ. Глиноземистые породы месторождения Центральненского имеют высокое содержание титана, что указывает на их родство с ультращелочными породами. Бокситы и железо-марганцевые руды месторождения Чуктуконского имеют высокие содержания фосфора, бария, редкоземельных элементов и образовались в основном за счет карбонатитов. Глиноземистые породы месторождения Ибджибдек являются продуктами переотложения КВ долеритов [52].

Мощность зоны оксидов и гидрооксидов, по данным Ю.Д. Сорокина, в основном не превышает 70 м, но на карбонатитах достигает 160 м.

Линейные КВ в виде узких протяженных линзовидных тел располагаются вдоль тектонических нарушений, контактовых зон между интрузивными и вмещающими карбонатными и алюмосиликатными породами. Интенсивность физико-химической проработки субстрата в таких зонах увеличивается. В районе Центральненского месторождения бокситов предположительно линейные КВ достигают мощности 500 м. Для линейных КВ, по мнению М.А. Амосова, характерен "перевернутый" профиль выветривания.

О возрасте КВ Чадобецкого поднятия можно судить по геолого-структурным признакам. Наиболее молодыми породами, на которых установлены КВ, являются нижнетриасовые магматиты. Перекрываются КВ палинологически охарактеризованными отложениями мурожнинской свиты палеоцен-эоценового возраста. Продукты выветривания триас-раннеюрской эпохи корообразования в районе, скорее всего, не сохранились.

Олигоцен-миоценовая КВ была описана К.В. Боголеповым [4] по данным разведочных работ на Бельском месторождении огнеупорных и тугоплавких глин. Субстратом являлись глинистые сланцы, сейчас относимые к кординской свите. Мощность сероцветного глинистого элювия гидрослюдистокаолинитового состава оценена в 20-25 м, зональность не описана.

Олигоцен-миоценовая поверхность выравнивания с продуктами КВ описана Н.В. Дреновым, О.М. Адаменко и др. [42]. Элювиальные профили развиты на терригенных отложениях шунтарской и киргитейской свит. В большинстве разрезов отмечен постепенный переход от неизмененных пород к структурным и бесструктурным каолинит-гидрослюдистым глинам.

В 1969 г. работами Ангарской геологоразведочной экспедиции (А.П. Хохлов и др.) в Приенисейской части междуречья Енисея и Ангары, в бассейне руч.Разгарный найдено проявление алунита [36]. Полоса развития КВ протягивается на 18 км при ширине 2-4 км. Алунитизированные породы развиты на наиболее приподнятых участках рельефа и залегают преимущественно в зоне дезинтеграции сланцев. Гнезда, желваки и линзы почти мономинеральных светло-серых фарфоровидных алунитов имеют мощность 0,3-1,5 м. Они содержат (в %): 22,9-32,0 Al₂O₃, 10,1-27,6 SO₃, 14,4-48,6 SiO₂, 2,7-3,7 Fe₂O₃. В пестроцветных глинах КВ вскрыта также небольшая залежь бурых железняков (Fe₂ O₃ 40-43 %).

На Енисей-Тасеевском междуречье, в бассейне р. Ягодкина, под миоценовыми отложениями, выполняющими приконтактовую карстовую депрессию на доломитах джурской свиты, отдельными скважинами на глубинах 60-70 м вскрыта кровельная часть профиля элювиальных глин по эффузивам и сланцам. Состав глин монтмориллонит-гидрослюдистый.