Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 500, № 1, стр. 18-26
Редкие и редкоземельные элементы в латеритизированных бокситах Чадобецкого поднятия (Сибирская платформа)
Н. М. Боева 1, *, А. Д. Слукин 1, Е. С. Шипилова 1, М. А. Макарова 1, Ф. В. Балашов 1, Е. А. Жегалло 2, Л. В. Зайцева 2, академик РАН Н. С. Бортников 1
1 Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии Наук
Москва, Россия
2 Палеонтологический институт им. А.А. Борисяка Российской академии наук
Москва, Россия
* E-mail: boeva@igem.ru
Поступила в редакцию 24.03.2021
После доработки 26.05.2021
Принята к публикации 27.05.2021
Аннотация
Минеральный и химический состав бокситов Чадобецкого поднятия Сибирской платформы является суммарным продуктом латеритов на алюмосиликатных породах (источник алюминия) и на щелочных породах и карбонатитах (источник редкоземельных элементов, Nb, Ta, Th, U и др.). Латеритизация этих пород и последующая денудация привели к образованию уникальных месторождений бокситов с высоким содержанием редких и редкоземельных элементов. Гипергенные минералы латеритных кор выветривания находятся в дисперсном микрокристаллическом и аморфном состоянии, что затрудняет их изучение и выбор способов извлечения полезных компонентов. Прецизионными методами были установлены формы, составы главных гипергенных минералов, биоминеральных пленок, биоморфоз, распределение в них редких и редкоземельных элементов.
ВВЕДЕНИЕ
Латеритные коры выветривания (ЛКВ) являются источниками месторождений многих полезных ископаемых: железа, марганца, золота, бокситов, редких и редкоземельных элементов (РЗЭ). Латериты – продукты высшей степени выветривания – характеризуются полной (или почти полной) потерей кремния, щелочных и щелочноземельных элементов и относительным остаточным накоплением элементов-гидролизатов: Al, Fe, Mn, Th и др., оксидов и фосфатов. Кроме того, в процессе образования латеритов слагающие их минералы непрерывно проходят стадии возникновения коллоидов и сорбции химических элементов как из просачивающихся вниз растворов, так и из растворов, поднимающихся при эвапотранспирации из нижних зон коры выветривания КВ. Таким образом, они обогащаются вышеперечисленными элементами, а также в них многократно увеличивается содержание Ti, Th, U, Pb, Zn, REE, Y, Ba, Sr, Co, Ni и др.
Месторождения редкометальных КВ хорошо изучены [1–4]. Редкие и РЗЭ использовались в качестве показателя для определения природы материнской породы и химических процессов при изменении профиля в результате выветривания, связи их с гипергенными минералами [5–8]. Изучение поведения РЗЭ в бокситах КМА позволило уточнить зональность КВ и оценить степень преобразований, связанных с наложенными процессами [9]. В хлоритовых сланцах на юге Камеруна обогащение РЗЭ в основании залежей бокситов объясняется увеличением pH вокруг материнской породы, а также присутствием минеральных лигандов во время бокситизации [10].
Нашей целью является исследование редкометальных и РЗЭ в бокситах Чадобецкого поднятия. Бокситы Центрального месторождения образовались по кварц-мусковит-полевошпатовым сланцам, пронизанным комплексом щелочных ультраосновных пород, в том числе в виде карбонатитовых тел различной морфологии. Карбонатиты Чадобецкого поднятия имеют промышленные концентрации редких и РЗЭ [4]. В процессе латеритизации в бокситах, представляющих собой алюминиевое сырье не самого высокого качества, образовались уникально высокие концентрации титана, редких и РЗЭ, фосфора и стронция, что позволяет рассматривать их как комплексное сырье. При правильно подобранной схеме обогащения, месторождения данного типа могут быть высокорентабельными. Представляется, что полученные результаты детального изучения морфологии и состава гипергенных минералов редких и РЗЭ, присутствующих в бокситовых рудах, будут иметь прикладное значение в выборе наиболее рациональных методов обогащения низкокачественных бокситов, в подготовке схемы попутного извлечения полезных компонентов (Fe, Ti, Ga, V), в том числе микроэлементов (REE, Y, Ba, P, U, Th, Nb, Ta). Завершение строительства железной дороги Карабула-Ярки, ввод в эксплуатацию построенного в 120 км от него Богучанского алюминиевого завода, недавно открытая Богучанская ГЭС являются предпосылками для решения проблемы освоения и предполагают начало эксплуатации этих месторождений.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ЧАДОБЕЦКОГО ПОДНЯТИЯ
Чадобецкое поднятие находится в юго-западной части Сибирской платформы на междуречье Ангары и Подкаменной Тунгуски. Оно представляет собой брахиантиклинальную структуру с размерами осей 46 и 35 км. Ее осложняют два выступа-ядра: северный с месторождением Центральным и южный с Чуктуконом. Они сложены докембрийскими отложениями, прорванными щелочными ультраосновными породами в виде штоков, даек, силлов, кимберлитовых трубок и тел карбонатитов [4].
В меловом периоде в условиях тропического жаркого переменно-влажного климата на Сибирской платформе протекали процессы латеритизации. Их продукты сохранились в виде многочисленных, частично размытых ЛКВ на траппах и ассоциирующих с ними мелких осадочных месторождений бокситов. На Центральном месторождении бокситов в КВ имеются проявления железомарганцевых охр по карбонатитам и мощные (8.5 м) останцы гиббситовых бокситов по сланцам. Последние по своим текстурно-структурным особенностям, минеральному и химическому составу главных породообразующих компонентов идентичны латеритным бокситам на подобных породах Индии, Австралии и Гвинеи [11–14]. Центральное месторождение, сложенное бобово-обломочными бокситами, находится в эрозионных депрессиях на поверхности северного купола. В обломках находятся псевдоморфные латериты по всем подстилающим породам.
Псевдоморфные бокситы Центрального месторождения и присутствие гиббсита в латеритизированных карбонатитах Териновского и Чуктуконского выступов Чадобецкого поднятия являются надежными индикаторами того, что они представляют собой продукты единого процесса выветривания.
Было установлено, что латеритные бокситы, образованные по кварц-мусковит-полевошпатовым сланцам, состоят из гиббсита (до 62 мас. % Al2O3), бемита, корунда, гетита, гематита, маггемита, анатаза, каолинита, кварца. Латериты по щелочным ультрабазитам содержат 3–13 мас. % Al2O3 и до 32 мас. % TiO2 в форме псевдоморфоз гипергенного анатаза по октаэдрическим кристаллам перовскита. Латериты по карбонатитам сложены Fe-Mn-охрами с обильными гнездами порошковатого гипергенного монацита с содержанием лантаноидов до 14.4 мас. %. На южном куполе преобладают КВ карбонатитов с монацитом, рабдофаном, черчитом, флоренситом и вторичным, гипергенным пирохлором (-Ce, -Y, -Sr и -Ba). Денудация этих латеритов привела к образованию уникальных месторождений осадочных бокситов с высоким содержанием РЗЭ, Sr, Ba, P, U, Th и Ti. По краям поднятия распространены известняки верхнего кембрия, где в карстовых депрессиях залегают переотложенные латеритизированные долериты (месторождения Пуня, Ибджибдек, Верхне-Теринское и другие). Обломки латеритов состоят из гиббсита, местами с примесью нордстрандита. Бобовые бокситы сложены гиббситом с примесью бемита, диаспора, корунда и нордстрандита. На Чуктуконе выветривание достигло высшей стадии, вплоть до полного выноса Si, Ca, Mg, Na и K [1, 11].
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Исследования проводились с помощью сканирующих (СЭМ) CamScan 4 (“Cambridge”) и TESCAN VEGA IIXMU (“Tescan”) микроскопов с энергодисперсионной приставкой (ЭДС). Синхронный термический анализ (СТА) выполнялся на приборе (STA 449 F1 Jupiter “Netzsch”). Съемка производилась со скоростью 10°/мин в атмосфере Ar в тигельках с закрытыми крышками до температуры 1050°С. Масса навески составляла ~40 мг. Химический состав бокситов определен с использованием рентгенофлуоресцентного спектрометра Axios “RANalytical”.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
По данным РФА (табл. 1), содержание SiO2 в бокситах изменяется от 1.11 до 9.55 мас. %. Содержание TiO2 варьирует в широких пределах – от 3 до 10 мас. %, Al2O3 от 27.19 до 49.73 мас. %, Fe2O3 от 0.84 до 45.82 мас. %, Na2O и K2O находятся в примерно одинаковых диапазонах от 0.02 до 0.1 мас. %, P2O5 от 0.49 до 15.5 мас. %.
Таблица 1.
Компонент | Бокситы | |||||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
2152 | 2150 | 2147 | 2145 | 2143 | 1530 | 2382 | 2381 | 1535 | 1411 | |
SiO2 | 2.68 | 3.76 | 2.05 | 2.63 | 1.35 | 9.55 | 0.78 | 1.11 | 1.86 | 2.28 |
TiO2 | 8.1 | 8.29 | 8.86 | 9.58 | 9.42 | 10 | 5.64 | 3 | 9.24 | 7.31 |
Al2O3 | 49.73 | 40.18 | 36.75 | 43 | 45.62 | 38.78 | 38.36 | 33.89 | 31.96 | 27.19 |
Fe2O3 | 10.89 | 7.21 | 24.94 | 18.18 | 13.56 | 0.86 | 28.19 | 40.58 | 35.26 | 40.1 |
FeO | нет | нет | нет | нет | нет | 1.54 | не опр. | не опр. | 3.16 | 0.22 |
MnO | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. | нет | 0.21 | 0.07 | не опр. | 0.32 |
MgO | 0.28 | 0.44 | 0.42 | 0.28 | 0.29 | 0.71 | 0.3 | не опр. | 0 | 0.68 |
CaO | нет | 2.94 | 0.5 | 0.3 | 0.42 | 0.83 | 0.28 | не опр. | 0.34 | 0.68 |
Na2O | 0.05 | 0.07 | 0.05 | 0.04 | 0.04 | 0.06 | не опр. | 0.07 | 0.1 | 0.2 |
K2O | 0.03 | 0.05 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.07 | не опр. | не опр. | 0.03 | 0.06 |
BaO | нет | 2.42 | 0.42 | нет | нет | 1.68 | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. |
SO3 | нет | 0.66 | 0.22 | нет | не опр. | 0.87 | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. |
K2O3 | 0.08 | 0.09 | 0.13 | 0.11 | 0.13 | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. |
P2O5 | 3.28 | 15.5 | 2.39 | 2.34 | 2.32 | 6.96 | 0.91 | 0.49 | 1.17 | 0.5 |
TR2O3 | 2.27 | 1.13 | 1.13 | 2.22 | 2.12 | 2.05 | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. |
CO2 | 0.89 | 0.46 | 1.16 | 0.58 | нет | 0.43 | не опр. | не опр. | не опр. | не опр. |
ППП | 21.45 | 16.94 | 20.69 | 21.33 | 24.67 | 21.84 | 24.11 | 20.64 | 17.04 | 20.22 |
Сумма | 100.18 | 100.14 | 99.73 | 100.44 | 99.96 | 100.18 | 98.78 | 100.25 | 100.41 | 99.85 |
В бокситах выявлены гнезда и слойки различных минералов с повышенным содержанием РЗЭ и редких металлов, изученных нами с помощью электронных микроскопов, которые позволили увидеть морфологию кристаллов большинства минералов и обосновать их генезис.
Крандаллит CaAl3[PO4]2(OH)5 · H2O обнаружен в прожилках и гнездах размером 2 × 3 см на границе латеритизированных карбонатитов и кварц-мусковит-полевошпатовых сланцев. Несомненно, его генезис обусловлен наличием обильных источников Al из латеритизированных алюмосиликатов, слагающих сланцы, а также Ca и P, освобождающихся при выветривании апатита и карбонатов. Кроме того, крандаллит часто содержит Ce (до 0.08 мас. %) и сопровождается другими минералами той же группы алунита, в которых катионы представлены Ba (горсейксит), Sr (гойяцит) и Pb (плюмбогуммит). Крандаллит имеет вид белых прозрачных радиально-лучистых агрегатов, состоящих из тонких пластинок, покрытых искрящимися пирамидальными кристалликами (рис. 2б). Этот минерал диагностирован с помощью СТА. На кривых дифференциальной сканирующей калориметрии (ДСК) наблюдается три эндотермических эффекта с максимумами при 349, 457.5 и 527.7°С, связанных с дегидроксилизацией крандаллита. При этом потеря массы составляет 13.64%. Потеря гидроксильных групп сопровождается разрушением структуры минерала. Экзотермический эффект с максимальной температурой 834.7°С связан с его рекристаллизацией. Эндотермический эффект с максимумами при температуре 886 и 920.6°С отражает диссоциацию карбоната (рис. 2б).
Пирохлор (Na, Ca…)2(Nb,Ti…)2O6[OH,F] присутствует в латеритах в виде октаэдрических кристаллов размером до 90 мкм, их двойников и сростков с другими минералами (рис. 3а). В полированных шлифах видно, что кристаллы пирохлора полые, многие из них имеют зональное строение и трещиноваты. Трещины в кристаллах пирохлора заполнены гетитом и другими минералами. Химический состав первичного и вторичного пирохлора меняется в широком диапазоне. Максимальное содержания Nb2O5 наблюдаются в первичном пирохлоре – 72.02 мас. %, минимальное соответствует вторичному пирохлору – 58.97 мас. %. Содержание TiO2 в пирохлоре увеличивается в процессе латеритизации. Во вторичных кристаллах пирохлора CeO2 варьирует от 1.86 до 20.13 мас. %. La2O3 обнаружен также во вторичных минералах – от 0.04 до 4.67 мас. %. Содержание Cr2O3 во вторичных кристаллах пирохлора составляет от 0.08 до 0.84 мас. %. Fe2O3 достигает максимума – 2.57 мас. % и минимума – 0.12 мас. %. Максимальное значение CaO наблюдается в первичных кристаллах пирохлора – 20.01 мас. %, а минимальное – во вторичных – 0.13 мас. %.
В процессе выветривания Na и Ca были вынесены и замещены Ce, La, Pr, Nd, Y, Ba, Sr, в результате чего образовались гипергенные кристаллы пирохлора с преимущественной фиксацией LREE: Ce (пирохлор-Сe), Sr (пирохлор-Sr), Ba (пирохлор-Ba), Y (пирохлор-Y), суммарное количество которых доходит до 20–25 мас. % (табл. 2, рис. 3б), а также их разновидности смешанного состава, соотношение которых показано на трехкомпонентной диаграмме (рис. 3б). Вторичный пирохлор полностью сохраняет облик первичных кристаллов, но становится пористым и рыхлым (рис. 3в).
Таблица 2.
Химический состав (мас. %) кристаллов пирохлора | ||||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|
63/1 | 63/2 | 94/5 | 17 | 50 | 94/3 | 95/6 | 95/8 | |
Первичный пирохлор | Вторичный пирохлор | |||||||
Nb2O5 | 69.01 | 72.02 | 63.02 | 69.9 | 68.71 | 58.97 | 68.09 | 66.13 |
TiO2 | 7.44 | 4.62 | 9.43 | 0.47 | 5.44 | 7.48 | 4.55 | 6.77 |
CeO2 | нет | нет | 12.35 | 1.86 | 5.67 | 20.13 | 17.01 | 15.48 |
La2O3 | нет | нет | 0.04 | не опр. | не опр. | 0.61 | 2.7 | 4.67 |
Y2O3 | 0.69 | 2 | 0.91 | не опр. | не опр. | нет | 1.62 | 1.85 |
Cr2O3 | нет | нет | 0.09 | не опр. | не опр. | 0.84 | 0.33 | 0.08 |
Fe2O3 | 0.44 | 0.4 | 0.79 | 0.12 | 0.91 | 2.57 | 0.65 | 0.76 |
CaO | 20.01 | 17.58 | 2.56 | 0.13 | 0.52 | 4.75 | 0.45 | 0.32 |
MgO | 0.02 | нет | 0.39 | не опр. | не опр. | 0.001 | 0.07 | нет |
SrO | 1.03 | 1.83 | 0.81 | 2.17 | 13.02 | 0.07 | 4.53 | 3.93 |
BaO | нет | нет | 9.18 | 18.24 | 5.46 | 4.44 | не опр. | не опр. |
Na2O | 1.34 | 1.15 | нет | нет | нет | 0.11 | нет | нет |
Сумма | 99.98 | 99.6 | 99.57 | 92.89 | 99.73 | 99.98 | 100 | 99.99 |
На кривой ДСК при нагревании минерала наблюдается один эндоэффект, в температурном интервале 100–300°С, отвечающий за его дегидратацию, и два экзоэффекта (300–400 и 400–500°С), связанных с переходом из метамиктного в кристаллическое состояние. Из-за непостоянного состава пирохлора температуры максимумов в этих интервалах варьируют.
Подобные преобразования пирохлора исследованы и на месторождении Томтор [15, 16], где предполагается участие гидротермальных процессов. Не отрицая такой возможности на Томторе, отметим, что на Чуктуконе и Центральном, эти преобразования являются результатом исключительно гипергенных процессов в условиях климата “латерита” [17], что подтверждается сохранностью анхимономинеральных псевдоморфных латеритных бокситов по кварц-мусковит-полевошпатовым и другим сланцам.
Биопленки в ЛКВ образуются в условиях обильного водообмена и массового развития биоты. В биопленке, обволакивающей кристалл гиббсита, в составе которой преобладает Al, присутствуют примеси Fe и Ce (рис. 4а). В результате процесса латеритизации возникают биоминеральные пленки, состоящие из C, F, P, Ca, Mn, Fe, La, Ce, Nd (рис. 4б).
По пленкам образуются скопления микрокристаллического вещества с примесью сферических тел размером 0.5–1.2 мкм (рис. 5). В его составе преобладают P, Ce, La, Nd, общее содержание РЗЭ в породе достигает 14.7 мас. %.
Псиломелан (Ba,H2O)2Mn5O10 находится в осадочных бокситах в виде рассеянных охристых зерен, натеков, подобных “черной стеклянной голове” и их обломков (рис. 6а). На свежих сколах видно их ритмично-полосчатое строение (рис. 6б). Минерал состоит из гидроксида марганца с типичными примесями K, Ca, Zn и Ba (рис. 6б). Состав слоев отличается друг от друга, местами они чередуются с гиббситом, встречаются локальные участки, обогащенные сорбированным на поверхности церием. На кривой ДСК наблюдается три эндоэффекта с максимумами при 120, 620 и 780°С, связанных с последовательным удалением гидроксильных групп при нагревании. Псиломелан может служить индикатором при поисках месторождений РЗЭ.
Гетит FeOOH обнаружил многообразие форм: от гладких и смятых биопленок, покрытых биоморфозами до сноповидных (рис. 7а), крестообразных, радиально-лучистых и игольчатых кристаллов (рис. 7б). Между кристаллами гетита по микротрещинам концентрируются в виде биопленок следующие элементы: Ca, Mn, Zn, Ba, La. В бокситах, даже маложелезистых, кристаллы гиббсита усеяны единичными или многочисленными идиоморфными пластинчатыми кристаллами размером до 0.8–0.4 мкм. Гетит не является концентратором редких земель, но тонкодисперсные охры механически включают редкоземельные минералы и общее содержание РЗЭ при этом достигает 10–20 мас. %.
Каолинит Al4[Si4O10](OH)8 в бокситах спорадически рассеян в виде отдельных чешуек и реликтов червеобразных сростков с несовершенной структурой (рис. 8а). Чем больше корродированна поверхность кристаллов, тем больше он сорбирует химических элементов из окружающего пространства (рис. 8б, врезка). На кривой ДСК в температурном интервале 400–600°С с максимумом при 497°С происходит дегидроксилизация каолинита. Индекс асимметрии составляет 2.7, что соответствует весьма несовершенной структуре минерала (рис. 8в) [18]. Экзотермический эффект незначительный и его пик приходится на температуру 870°С, что подтверждает разупорядоченность в структуре каолинита [19]
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Месторождения бокситов Российской Федерации в силу климатических условий формирования немногочисленны и характеризуются относительно низким содержанием полезных компонентов. Месторождения бокситов Чадобецкой группы приняты на государственный баланс только как алюминиевое сырье с попутным извлечением галлия и ванадия [20]. Установленные нами в бокситах Центрального месторождения высокие концентрации редких металлов и РЗЭ позволяют рассматривать их как комплексное минеральное сырье. Изучение геологического строения месторождения, морфологии рудообразующих минералов бокситов и их состава дало возможность обосновать их генезис и определить источники рудного вещества. Бокситы являются суммарным продуктом латеритного выветривания всех горных пород, слагающих северный купол Чадобецкого поднятия, их частичной денудации и аккумуляции в эрозионных депрессиях. Выявленные формы редких металлов и минералов РЗЭ характеризуют их гипергенную природу, их хрупкость и дисперсность затрудняют механическое извлечение полезных компонентов, заставляет отдать предпочтение гидрометаллургическим методам передела руд. Источником редких и РЗЭ являются карбонатиты, с которыми связано ниобий-редкометальное месторождение Чуктукон. Латеритизация этих пород совместно с кварц-мусковит-полевошпатовыми сланцами и последующая денудация и привели к образованию уникальных месторождений бокситов с высоким содержанием REE, Ti, Sr, Ba, P, U, Th.
Список литературы
Лапин А.В., Толстов А.В. Месторождения кор выветривания карбонатитов. М.: Наука, 1995. 208 с.
Лапин А.В., Куликова И.М., Левченко Е.Н. Апатит-пирохлоровые метасоматиты экзоконтактового ореола карбонатитов – перспективный тип фосфатно-редкометалльных руд месторождения Чуктукон на Чадобецком поднятии // Новые данные по минералогии и геохимии редкометалльных месторождений. М.: ИМГРЭ, 2017. С. 102–114.
Кузьмин В.И., Кузьмин Д.В., Жижаев А.М. Изучение вещественного состава и технологических свойств редкометальных руд Чуктуконского месторождения // Journal of Siberian Federal University. Chemistry. 2013. № 3. С. 303–312.
Слукин А.Д. Коры выветривания и бокситы Чадобецкого поднятия. М.: Наука, 1973. 127 с.
Monsels D.A. Bauxite Formation on Tertiary Sediments and Proterozoic Bedrock in Suriname // Utrecht Studies in Earth Sciences: 147. 2018. 178 p.
Wang X., Jiao Y., Du Y., et al. REE Mobility and Ce Anomaly in Bauxite Deposit of WZD Area, Northern Guizhou, China. // Journal of Geochemical Exploration. 2013. V. 133. P. 103–117. https://doi.org/10.1016/j.gexplo.2013.08.009
Braun J.J., Page M., Herbilln A., Rosin C. Mobilization and Redistribution of REEs and Thorium in a Syenitic Lateritic Profile: A Mass Balance Study // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1993. V. 57. Iss. 18. P. 4419–4434. https://doi.org/10.1016/0016-7037(93)90492-F
Mordberg L.E., Stanley C.J., Germann K. Mineralogy and Geochemistry of Trace Elements in Bauxites: The Devonian Schugorsk Deposit, Russia // Mineralogical Magazine. 2001. V. 65. № 1. P. 81–101.
Сиротин В.И. Шатров В.А., Войцеховский Г.В. и др. Редкие и редкоземельные элементы в корах выветривания Курской серии КМА // Литология и полезные ископаемые. 2005. № 3. С. 250–266.
Onana V.L., Ntouala R.F.D., Tangc S.N. Major, Trace and REE Geochemistry in Contrasted Chlorite Schist Weathering Profiles from Southern Cameroon: Influence of the Nyong and Dja Rivers Water Table Fluctuations in Geochemical Evolution Processes // Journal of African Earth Sciences. 2016. V. 124. P. 371–382. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2016.09.026
Слукин А.Д., Бортников Н.С., Новиков В. М., Бое-ва Н.М., Жухлистов А.П., Жегалло Е.А., Зайцева Л.В. Формы нахождения и закономерности распределения Al, Ti, REE, Nb, U, и Th в месторождениях бокситов различного возраста / Месторождения стратегических металлов: закономерности размещения, источники вещества, условия и механизмы образования. Мат. Всероссийской конф. М.: ИГЕМ РАН, 2015. С. 241–242.
Mamedov V.I., Chausov A.A., Okonov E.A., Makarova M.A., Boeva N.M. The World’s Largest Fouta Djallon–Mandingo Bauxite Province (West Africa): Part I. Background // Geology of Ore Deposits. 2020. V. 56. № 2. P. 163–176. https://doi.org/10.1134/S1075701520020026
Mamedov V.I., Makarova M.A., Boeva N.M., Slukin A.D., Shipilova E.S., Bortnikov N.S. The Main Processes and Stages in the Formation of the Unique Sangaredi Deposit of Bauxites (West Africa) // Doklady Earth Sciences. 2020. V. 492. №. 1. P. 291–296. https://doi.org/10.1134/S1028334X20050128
Slukin A.D., Bortnikov N.S., Zhegallo E.A., Zaytseva L.V., Zhukhlistov A.P., Mokhov A.V., Boeva N.M. Biomineralization in Bauxitic Laterites of Modern- and Paleotropics of Earth // Biogenic - Abiogenic Interactions in Natural and Anthropogenic Systems / Editors: Frank-Kamenetskaya O.V., Panova E.G., Vlasov D.Yu. 2015. Springer. P. 67–75.
Novikov V.M., Boeva N.M., Bortnikov N.S., Zhukhlis-tov A.P., Krupskaya V.V., Bushueva E.B. Chai Mat Kaolin–Bauxite Deposit (South Vietnam): Typomorphic Features of Kaolinite and Formation Mechanism of the Zonal Profile of the Bauxite-Bearing Weathering crust of Granites // Geology of Ore Deposits. 2018. V. 60. № 6. P. 513–526. https://doi.org/10.1134/S107570151806003X
Bortnikov N.S, Novikov V.M., Savko A.D., Boeva N.M., Zhegallo E.A., Bushueva E.B., Krainov A.V., Dmitriev D.A. Structural-Morphological Features of Kaolinite from Clayey Rocks Subjected to Different Stages of Lithogenesis: Evidence from the Voronezh Anteclise // Lithology and Mineral Resources. 2013. V. 48. № 5. P. 384–397.
Добрецов Н.Л., Жмодик С.М., Лазарева Е.В., Брянская А.В., Пономарчук В.А., Сарыгоол Б.Ю., Кириченко И.С., Толстов А.В., Карманов Н.С. Структурно-морфологические признаки участия микроорганизмов в формировании богатых Nb–REE-руд Томторского месторождения (Россия) // ДАН. Науки о Земле. 2021. Т. 496. № 2. С. 150–154.
Лазарева Е.В., Жмодик С.М., Добрецов Н.Л., Толстов А.В., Щербов Б.Л., Карманов Н.С., Гераси-мов Е.Ю., Брянская А.В. Главные рудообразующие минералы аномально богатых руд месторождения Томтор (Арктическая Сибирь) // Геология и геофизика, 2015. Т. 56. № 6. С. 1080–1115. https://doi.org/10.15372/GIG20150603
Синицын В.М. Климат латерита и боксита. Л.: Недра, 1976. 152 с.
Шибистов Б.В. Бокситы и железоалюминиевые руды Нижнего Приангарья и проблемы их комплексного использования // Журнал Сибирского федерального университета. Техника и технологии. 2013. Т. 8. № 6. С. 995–1002.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Доклады Российской академии наук. Науки о Земле