НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕННАЯ ФИРМА «СИБДАЛЬМУМИЕ»

На правах рукописи

УДК: 553.6.04 (557.151)

САВИНЫХ Михаил Ильич

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ, УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ, ТИПИЗАЦИЯ И ПРОГНОЗ РЕСУРСОВ МУМИЕ В ГОРНОМ АЛТАЕ

Специальность 25.00.11 - геология, поиски и разведка

твердых полезных ископаемых, минерагения

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени

1. Горноалтайская мумиеносность закономерно размещается в нескольких ареалах, совпадая с рядом геологических структур (купола, разломы, батолиты и др.), геохимических (месторождения, рудопроявления, ореолы и др.) и геофизических полей (магнитные поля, строение земной коры, эпицентры землетрясений и др.).

2. На формировании скоплений мумие Горного Алтая сказываются условия: геологические (обнаженность коренных пород, характер тектонической трещиноватости и др.), географические (обязательность южной экспозиции склонов, высотно-климатическая зональность и др.), биологические (биогеоценотическая зональность, животные-браконьеры и др.).

3. Количественная и качественная типизация скоплений мумие Горного Алтая выявляет: провинцию, ареалы, месторождения (от мелких до очень крупных), мумиепроявления и точки мумиеносности, а также рудные тела природных типов мумие: первичного и вторичного, «горного воска» и смешанного типов, а также промышленные сорта руд.

4. Вышеизложенный комплекс характеристик позволил прогнозировать геологические ресурсы мумие Горного Алтая.

Объём и структура работы. Диссертация содержит 228 страниц текста, состоит из введения, 5 глав, заключения, 8 приложений, сопровождается 59 рисунками, 25 таблицами, списком литературы из 110 источников.

Работа обсуждалась с руководителями ГГП «Запсибгеология» Г.Н. Шаровым, И.И. Сычевым, Л.П. Топольником. Постоянный интерес к материалам и результатам работы проявляли академики Н.Л. Добрецов, А.Э. Канторович, П.Н. Кропоткин, член-корреспондент М.И. Кузьмин, профессора В.И. Бгатов, П.В. Ивашов, И.Ф. Романович, В.А. Соловьев, Н.Н. Соловьев. Материалы диссертации обсуждались со многими сотрудниками Геохи им. В.И. Вернадского РАН, геологами Республики Алтай, Красноярского и Алтайского краев, Монголии. Начальное финансирование работы состоялось только благодаря личному решению бывшего в то время министром геологии СССР Е.А. Козловского. Обработка на ЭВМ по программам Автоматизированной Системы Прогнозной Оценки (АСПО-8) стала возможной только благодаря помощи Я.М. Грицюка.

Всем им, а также упомянутым выше и соавторам публикаций моя искренняя признательность и благодарность.

Глава 1

Основной трудностью выявления указанных закономерностей в Горном Алтае явилось практически полное отсутствие каких либо предшествующих исследований по этой тематике. Более того, это исследование выявило и многие несовершенства фактического материала, неполноту его, так же собранного впервые по региону. Стало ясно, что обработать этот массив информации обычными приемами эвристики более полно невозможно. Поэтому напрашивалась машинная обработка формально-логическими методами, разгружающими исследователя от рутинных операций мысленных сопоставлений объектов, ручных расчетов статистических связей и прочего. Таким условиям ответила машинная база данных, сформированная в масштабе 1 : 1000000 для западной части Алтае-Саянской складчатой области (территория деятельности «Запсибгеологии») в среде Автоматизированной Системы Прогнозной Оценки (АСПО-8) [18]. Эта база данных в границах Горного Алтая была существенно пополнена соискателем ландшафтными, геоботаническими, териографическими и другими характеристиками территории [58, 72, 74]. Содержание базы признаков приведено в Приложении № 1 к диссертации.

Автоматизированная Система Прогнозной Оценки (АСПО-8), созданная на базе ЕС ЭВМ, предназначена для хранения числовой и дискретно-кодированной картографической информации, стандартной математической и логической обработки данных и для решения задач металлогенического анализа и прогноза. Она обеспечивает, в частности: выявление важнейших рудоконтролирующих факторов и признаков оруденения; целенаправленный синтез разнородных характеристик территории в едином показателе перспективности; ограничивает влияние субъективных геологических концепций на конечные результаты и другое.

Отбор элементов типовых моделей в АСПО-8 проводится с помощью анализа матрицы признаков эталонных объектов [см. формулу (1)].

где:

L₀ - количество эталонных объектов,

k - количество признаков,

n_j - количество градаций в j-ом признаке.

Для оценки i-ой градации j-го признака используется смешанное отношение условных вероятностей [см. формулу (2)].

где:

P (H_i / Х_ij) и P (H / Х_ij) - вероятности появления рудных объектов в случае реализации оцениваемой и любой другой градации. Условные вероятности оцениваются по формулам Байеса с использованием обучающей выборки из числа эталонных объектов.

Численное решение функции имеет вид:

где:

m _ij и s _ij - количество объектов обучения и исследования, обладающих признаком

(Х_ij / л = M₀/ M₀ + S₀),

M₀ - количество объектов изучения,

S₀ - количество объектов исследования.

Оценка информативной значимости признака определяется как сумма значений градаций признака:

Информативная совокупность признаков формируется из числа признаков, обладающих существенной (Q > 0) информативной значимостью. Для формирования оптимальных моделей для признаков, включенных в информативную совокупность, отбирались десять градаций с максимальной значимостью. В нижеприведенных схемах интерпретации признаков структурно- вещественных моделей размещения скоплений мумие признаки сгруппированы согласно известной иерархии природных тел [74].

Далее приводится содержательный анализ формальных результатов логико-математической обработки собранных материалов по мумиеносности Горного Алтая [62, 74] (рис. 2).

Рис. 2. Формализованная схема мумиёносности Горного Алтая:

сплошной внешний контур - границы Алтае-Саянской складчатой области, сплошной внутренний контур - область аналогий, пунктирный контур - границы мер сходства, залитые кружки - координированные в сети АСПО скопления мумие, цифры - номера участков в тексте.

1.1. Горноалтайская мумиеносная провинция

В пределах западной части Алтае-Саянской складчатой области, включающей мумиеносные территории восточного склона Кузнецкого Алатау, Хакассии, Тувы, Монгольского Алтая и Восточного Казахстана, горноалтайская мумиеносность сразу же выделяется как обособленное поле, которое, подчиняясь принятой геологической терминологии, и, соотнеся с территорией как "геосинклиналью", следует выделить минерагенически как Горноалтайская мумиеносная провинция (рис. 3).

Географические границы провинции определяются контурами полосы в 200 500 км юго-восточного простирания (см. также рис. 1). Она охватывает Бащелакский хребет на северо-западе, Чулышманское нагорье - на северо-востоке, далее под снеговой линией хребтов административно-государственной границы юго-запада и юга с очевидным продолжением в Туву и Монголию. Крайнее северо-западное зарегистрированное скопление мумие расположено близ с. Майорка (№ 81) в гранитах одноименного магматогена; крайнее северное - район с. Манжерок (№ 257), также - в гранитах; северо-восточное - на берегу оз. Джулукуль (№ 40); юго-восточное - оз. Богуты (№ 284); южное - в северном борту Берткемской впадины (№ 326). Мумиеносность практически неизвестна в Улаганской и Чуйской впадинах и в ряде других мест: нагорье водораздела рр. Тархата, Джазатор, Калгуты, верховья Катуни, в вершине р. Бугузун и др.

Рис.3. Геолого-тектоническая схема Горноалтайской мумиеносной провинции. Условные обозначения: 1 - впадины, 2 - гранитоиды, 3 - палеозойские осадочно-вулканогенные толщи, 4 - выступы докембрийских метаморфитов (гнейсы, кристаллические сланцы, мраморы), 5 - стратиграфические и тектонические границы. Контуры: 6 - куполов; ареалов: 7 - Сарлыкского, 8 - Белухинского, 9 - Оюмского, 10 - Чарышскотерехтинского.

В геологическом отношении провинция принадлежит мезо- кайнозойской поверхности выравнивания (признак 93 в табл.1 - низкогорный рельеф Горного Алтая на палеогеографической карте ложбин древнего стока в раннечетвертичную эпоху).

Таблица 1

Схема интерпретации признаков структурно-вещественных моделей размещения скоплений мумие в Горноалтайской мумиеносной провинции (выделены прямые геологические признаки)

Это - древнейший элемент современного горного рельефа, сформировавшегося за мезо-кайнозой в увалистую поверхность с абсолютными отметками в 500-700 м в составе глобального пенеплена [24]. Последующее воздымание носило дифференцированный характер, причем конформно древнему плану: по активизированным швам глубинных разломов, наследуя элементы геологического строения. Унаследованность неотектонического плана сказывалась и в развитии морфоструктур центрального типа. Считается, что в орографическом рисунке осей увалов и ложбин того времени наверняка находили отражение элементы позднепалеозойского рельефа [47]. А мумиеносность того времени, видимо, могла находить свое место чаще всего в скальных останцах палеожерл, эндо- и экзоконтактов интрузивов, как это можно наблюдать на современном педименте юго-востока провинции (палеовулканическая постройка Сар-Гобо участков Уландрык, Калгуты и др.), так как современные склоны до сих пор сохраняют «неэрозионный» облик: чрезвычайно слабая расчлененность, почти полное отсутствие высоких террас, наличие уступов и неровностей тектонического происхождения. Начиная с юрского времени, особенно в течение палеогена и неогена в формировании рельефа стало преобладать воздымание. На мумиёносности это сказывается двумя группами факторов: геолого-геоморфологических и климатических. Так, высокогорные хребты (Катунский, Южно- и Северо-Чуйский, Курайский, Шапшальский и др.) находятся в климатических условиях избыточного увлажнения или даже переувлажнения [39]. Подножия хребтов в пределах морозно-солифлюкционных зон залесены. Высокогорные впадины также занимают значительную часть Горноалтайской провинции: Чуйская, Курайская, Улаганская, Берткемская и др. Они также малоинтересны с точки зрения мумиеносности, поскольку заполнены рыхлыми отложениями. Эрозионно-денудационные же ландшафты являются самыми значительными и по площади и по степени мумиеносности, причем высоко- и среднегорные участки их отличаются слабой залесенностью, широким развитием скальных стенок, обрывов по долинам современных водотоков, где в основном и сосредоточиваются находки скоплений мумие.

Отражением ближайших по времени причин этого воздымания могла быть послекарбон-пермская активизация интерферирующих сводов Рудного Алтая и Западного Саяна радиуса 250-300 км, за западными и восточными (соответственно) пределами провинции (рис.4).

Рис. 4. Схема дешифрирования линеаментов Рудноалтайского и Западносаянского сводов (космоснимок). В рамке - границы Горноалтайской мумиеносной провинции и разломы.

Центральная вершина Рудноалтайского свода г. Королевский Белок, 2299 м сложена калиевыми гранитоидами Тигирецкого массива. В массиве преобладают порфировидные биотитовые граниты, причем в граничащем с провинцией экзоконтакте граниты приобретают гнейсовидную структуру. Для химического состава этих гранитов характерно преобладание калия над натрием, акцессорные элементы в гранитоидах Тигирецкого массива находятся в количествах, близких к кларковым, однако сверхкларковые содержания установлены для Sn, Ga, Ni, Sc, Pb. В то же время все породы массива обеднены Sr и Ва.

Восточная, ядерная часть Западносаянского свода г. Шаман, 3201 м, почти целиком сложена нерасчлененными разгнейсованными гранитоидами ряда массивов шапшальской зоны метаморфизма, в которых калий преобладает над натрием, содержится мало извести и оксидов железа [2]. По другим данным эту часть страны предложено относить к крупной (радиусом 400-420 км) кольцевой Кузнецкоалатауско-Саянской морфоструктуре центрального типа с центром в Западном Саяне в правобережье р. Енисей в районе г. Арадан [108].

На мелкомасштабных космоснимках своды выделяются перемежаемостью фототона: от светлого - относительно плоских водоразделов, осложненных в горных областях конформными хребтами (Семинский, Чергинский, Куминский, Курайский, Шапшальский и др.) до темного - линеаментов, по которым заложены, увлажняющие их, крупные отрезки водотоков Алея, Бии, Катуни, Чулышмана. Следует заметить, что мумиеносны только горноалтайские дуги концентров сводов (симметричные им линеаменты Западносаянского свода слабо мумиеносны). Однако мумиеносность относительно резко увеличивается в зонах интерференции сводов. Особенно это относится к среднему, субмеридиональному отрезку Катуни: Ануйско-Чуйскому синклинорию, - который считается веером растяжения дугообразных субмеридиональных разломов, разграничивающих поля среднедевонских и раннекембрийских вулканитов [108]. В то же время есть зоны интерференции практически немумиеносные (восточная окраина провинции - бассейны Пыжи, Саракокши). Это позволяет предполагать, что мумиеносность Горного Алтая напрямую не связана с природой указанных сводов.

Следующей высокоинформативной структурой Горноалтайской мумиеносной провинции является Горноалтайское ранне- среднедевонское полифокальное поднятие радиусом до 120-150 км, занимающее всю площадь провинции. (признак 136 в таблице 1) и входящее в более крупное - Катунское сводовое поднятие радиуса 250 км [17]. Вершина Горноалтайского поднятия расположена в междуречье рр. Сумульта и Кадрин. Оно охватывает почти всю ширину ГорногоАлтая и вытянуто овалом с северо-запада на юго-восток также почти во всю длину региона, являя собой Ануйско-Чуйский синклинорий (рис.5).

Рис. 5.Схема дешифрирования линеаментов полифокального

Горноалтайского свода (космоснимок) и схематичный геологический разрез по линии А - Б в рамках Горноалтайской мумиеносной провинции

В пределах сравнительно небольших, но многочисленных полей развиты терригенно-карбонатные отложения среднего и верхнего ордовика и силура, а в мелких грабенах среди более древних пород и пестроцветные песчанистые осадки нижнего девона. Более значительные площади занимают эйфельские вулканические породы кислого и отчасти среднего состава. Местами они приурочены к наложенным впадинам, где залегают на более древних отложениях. На крайнем юго-востоке провинции Юстыдский прогиб заполнен песчано-глинистыми (на отдельных горизонтах - известковистыми) породами средне- верхнедевонского, возраста. Венчают стратиграфический разрез провинции молассовые отложения среднего- верхнего карбона, сохранившиеся в небольших грабенах Курайского хребта.

Достаточно сложен интрузивный магматизм провинции. Это - верхнепротерозойский(?) Тургундинский гранитогнейсовый комплекс, нижнекембрийский Чаганузунский гипербазитовый, девонские габбро и субвулканиты разного состава, карбон-пермский Чарышский малых интрузий пестрого состава и Яломанский, Юстыдский гранитоидный, мезозойские Терехтинский диабазовый и Чуйский лампрофировый. Наибольшим же распространением пользуются гранитоидные плутоны с окружающими их вулканитами: Шебалинский, Кадринский, Яломанский, Чемальско-Сумультинский, Кубадринский, Байлюгемский, Уландрыкский, Рахмановский и другие, - формировавшиеся на разных глубинах и внезонально, то есть приуроченных к зонам метаморфизма in situ самого разного возраста. Причем для магматитов характерно направленное увеличение содержаний кремнезема и оксида калия от абиссальной фации к гипабиссальной и та же направленность содержаний для Nb, La, Yt, Yb, Be, Sn, Rb, U, Th и уменьшение концентраций других элементов. По последним данным [51] эволюция магматитов региона протекала с постоянным увеличением доли кислых пород от одного возрастного уровня к другому. Так, если среди кембрийских магматитов доля кислых пород, в общем, не более 20-25%, то в ордовикских объем их достигает 40%, а в девонских - их более половины. В процессе эволюции неуклонно увеличивается общая лейкократовость пород, т. е. кембрийские базальтоиды - это базальты, мезобазальты, реже - лейкобазальты; ордовикские и девонские - мелаандезиты; кембрийские кислые вулканиты - высокомеланократовые дациты; ордовикские и девонские - лейкократовые дациты, либо - липарит-дациты. В кислых вулканитах значительно увеличивается содержание калия. Следует обратить внимание, что в пределах геоантиклинальных поднятий (куполов) резко повышается щелочность, калиевость и меланократовость магматитов. Возрастает щелочность и по латерали: с запада на восток. Более того, этот показатель участвует в разграничении структур Рудного Алтая и Горного Алтая.

На мелкомасштабном космоснимке Горноалтайское поднятие дешифрируется по дендритовидной, центробежной густой сети водотоков, причем эта густота в центральной части образует многовершинную поверхность. С юго-запада структура срезана по долине Катуни линеаментом более позднего Западносаянского свода, что может указывать на слабую активизацию этого поднятия, неспособную подновлять структуру, то есть эта структура - стабилизировалась. Сведения о мумиеносности центральной части свода имеют косвенный характер (труднодоступная территория), более того - противоречивы. Периферия же свода по северной и северо-восточной окраинам провинции и в ряде других мест явно не мумиеносна (рр. Уймень, Пыжа). На северо-западе мумиеносность ограничивается Мугутинским тыловым разломом (фас Горного Алтая).

Геохимической (металлогенической) особенностью провинции является ясно выраженная меденосность (признак 197), проявляющаяся как наличием собственно месторождений и рудопроявлений меди в тектонических зонах смятия, так и повышенными содержаниями её в почвах и растительности. Следует знать, что по структурно-вещественной модели Я.М. Грицюка [18] геологической среде медных месторождений Горного Алтая присущи проявления магнезита и сурьмы, а также низкие значения теплового поля в складчатых системах каледонид. Свойственна всей площади Горноалтайской мумиеносной провинции и рудная ртутоносность (признак 199), в геологической среде которой, по Грицюку, имеются рудопроявления сурьмы, очаги калиевой гранитизации, а локализуются месторождения ртути чаще всего в концентрах кольцевых структур регионального и локального классов венд-раннепалеозойского и раннедевонского возрастов. Отмечаются в провинции и месторождения W, Mo, Fe, редких земель.

В геофизических полях Горноалтайская мумиеносная провинция отделяется по северо-восточной границе сменой знака с положительного на отрицательный регионального магнитного поля (Н = 80 км), что, видимо, отражает границу Ануйско-Чуйского прогиба. В аномальном гравитационном поле провинция входит в интенсивную отрицательную аномалию. Плотность подкорового слоя провинции незначительно уменьшается в сторону высокогорных районов Тувы. Мощность земной коры при этом увеличивается с северо-запада от 35-41 км до 57-63 км - на юго-востоке. Мощность «гранитно-метаморфического» слоя изменяется в пределах 16-26 км в виде узких полос на отдельных прогибах. Мощность «базальтового» слоя варьирует от 9 до 33 км, что отражает общую для зон мезо-кайнозойской активизации закономерность: увеличение мощности земной коры за счет указанного слоя в пределах сводового поднятия.

Функциональные надрегиональные признаки (центры которых расположены за пределами провинции) соотносятся с геологической средой Горного Алтая, как правило, отсутствием сходства (признаки 33, 29, 39). Так, отсутствует сходство с абиссальным устьбеловским типом гранитоидов, относящихся к змеиногорскому комплексу с повышенной основностью. По имеющейся структурно-вещественной модели этого типа гранитов, наиболее типичный эталон их - центральная часть Алейского массива (Рудный Алтай) - отчетливо не сходен со средой миогеосинклинальных горноалтайских массивов яломанского комплекса: Талицкого, Бутачихинского, Асхатинского, Чикетаманского, Кадринского, Мюштуайринского, Иолго, Чибитского, Шебалинского и ряда других. Аналогично, отсутствует сходство с гранитоидами ольгинского и тельбесского (Кузнецкий Алатау), а также с тигертышскими (Кузнецкий Алатау) типами. Общим для них является эвгеосинклинальный, океанический (или переходный) тип коры, базальтоидность петрохимического состава. Миогеосинклинальный, континентальный характер земной коры Горного Алтая подтверждается и значимостью удаления от сред (по структурно-вещественным моделям
Я.М. Грицюка) проявлений платины в офиолитах Салаира и Кузнецкого Алатау (признак 193), от месторождений и рудопроявлений цинка рудноалтайского типа (признак 196), а также значимостью отсутствия сходства с вулканитами островодужными берикульского типа (признак 33), с породами дорифейского фундамента, с глубоководными океаническими отложениями (черные сланцы) (признак 39), с породами кембро-ордовика Салаира и Кузнецкого Алатау. Попросту, геологических образований такого типа на территории Горноалтайской мумиеносной провинции нет. Все вышеизложенное позволяет предполагать надрегиональный геологический контроль Горноалтайской мумиеносной провинции тектонически проницаемой корой сиалического типа с определенной металлогенией: меде- и ртутоносность, - и активизированной в раннечетвертичное время.

1.2 Ареалы Горноалтайской мумиеносной провинции

Машинная детализация мумиеносности провинции в рамках полученной области аналогий и характеристического признакового пространства выявила несколько естественных мумиеносных площадей, которые определены нами как Сарлыкский, Белухинский, Оюмский и Чарышскотерехтинский ареалы, минерагенически отчасти соответствующими некоторым принятым [12, 13] структурно-формационным зонам Горноалтайской геосинклинали: Ануйско-Чуйской, Северо-Холзунской, Южно-Холзунской, Юстыдской, Чарышско-Терехтинской, Бийско-Катунской, Телецко-Чулышманской и другим. В построениях О.И. Никонова [51] на петрохимической основе, структурно-формационные зоны оказались тектоно-структурным элементом, ограничивающим пространственное распространение магматических комплексов.

В свою очередь, указанные структурно-формационные зоны включают в себя грабены (прогибы) и горсты (массивы, поднятия). Границами этих подразделений приняты давно выявленные разными методами региональные тектонические разломы, на сегодня установленные по аэрокосмической информации как линеаменты или части линеаментов сводовых или купольно-кольцевых структур: Чарышско-Терехтинский, Юго-Восточно-Алтайский, Чемальский, Курайский, Чаган-Бургазинский и другие разломы.

В ряде случаев все эти подразделения приобретают значение рудных формаций: редкометальная, свинцово-цинковая, ртутная и другие.

1.2.1 Сарлыкский ареал

Свое название ареал получил по центральной вершине г. Сарлык (2507 м). Территориально ареал ограничивается с севера - левым бортом бассейна
р. Сема, с востока - правобережьем Катуни, с юга - северо-западным подножием Терехтинского хребта, с запада - траверсами Ябоганской и Абайской впадин.

В основании центральной части ареала обнаруживаются гранитоиды яломанского типа (признак 22 в таблице 2), точнее: Шебалинский массив в Ануйско-Чуйской структурно-формационной зоне вблизи Сарасинско-Курайского разлома [34].

Таблица 2

Схема интерпретации признаков структурно-вещественных моделей рамещения скоплений мумие Сарлыкского ареала

В плане Шебалинский магматоген имеет вид вулкано-плутонической постройки, вытянутой в меридиональном направлении на 20-22 км при ширине 6-7 км (рис.6).

Рис.6. Схема геологического строения Шебалинского гранитоидного массива (по А.Н. Кононову,1969 [34]) - ядра Сарлыкского ареала мумие, с изменениями и дополнениями: 1 - куратинская свита: риолиты, туфобрекчии, туфы, конгломераты, песчаники; 2 - риолиты, андезиты,тцфы, конгломераты, известняки; 3 -горноалтайская серия: алевросланцы, песчаники; 4 - яломанский комплекс: 5 - аляскиты, 6 - адамеллиты, 7 - гибридные гранодиориты; 8 - тектонические разломы; 9 - рудопроявления.

Массив сложен в основном адамеллитами (75% площади массива), гранодиоритами (13%), и аляскитами (12%). Остальные породы представлены гранодиорит-порфирами, гранитными аплитами, дайками основного и среднего состава. Залегает от среди вулканитов среднего и кислого составов, а также - пестроокрашенных алевропелитов горноалтайской серии. Среда магматогена и вмещающих его пород полностью отлична от схожих обстановок (гнейсов, мраморов и других метаморфитов горстов и поднятий) дорифейского фундамента Алтае-Саянской складчатой области (признак 41). Обычно граница шебалинских гранитоидов с вмещающими осадочно-вулканогенными породами проходит согласно напластованию в последних в виде крутопадающего обрамления, омолаживающегося к периферии. Наличие отчетливо выраженных структур просвечивания и участков с незавершенной гранитизацией позволяло всем исследователям массива рассматривать гранитоиды его (и вообще яломанского комплекса) в качестве продуктов процесса гранитизации in situ. Причем наличие аляскитов указывает на спокойную обстановку кристаллизации в условиях затухающих тектонических движений, при которых образовался этот самостоятельный интрузив. Среднедевонский возраст пород массива показывает, что в массиве были локальные условия для накопления избыточного аргона, причем массив дважды - в триасе и в юре - претерпевал, по мнению [95] тектономагматическую активизацию, что подтверждают и геодинамические построения: признак 13 - неоднократное тектоническое скучивание на каледонском этапе. Послемагматическая деятельность проявлялась в хлоритизации, микроклинизации, грейзенизации пород массива.

Петрографически адамеллиты, плагиограниты и граниты массива не всегда отличимы макроскопически, имеют розовато-серую окраску, плотные, средне- и крупнозернитые, иногда с крупными (4-8 мм) порфировидными выделениями зонарного андезина, реже кварца и микроклина. Именно в шебалинских гранитоидах наблюдается наибольшее количество кварца и биотита. Калиевый полевой шпат представлен мелкими зернами ортоклаза и более крупными табличками микроклина с характерной и ясной решеткой, причем в адамеллитах чаще присутствует ортоклаз, в гранитах - микроклин.

Петрохимически Шебалинский массив (по О.И. Никонову [51]) является типично калиевым, причем петрохимические составы лейкогранитов массива и вулканитов периферии его весьма близки друг другу и относительно всех пород яломанского комплекса более всего богаты кремнеземом, щелочами, Рb, Ва, Gа, Ве.

В экзо- и эндоконтактовых зонах массива зафиксированы рудопроявления меди (признак 199), что отражается и меденосностью фитоценозов - зола растений содержит 0,1-10 кг/га меди (признак 173), а также рудопроявления железа и олова, на южном окончании массива установлены скопления магнетита.

Подтверждаются выводы петрологов [57.], что наличие аляскитов в центральной части таких массивов и ряд других геологических характеристик их указывают на типичность кристаллизации их на поздних этапах и на небольших глубинах развития кольцевых структур. И действительно, массив, как составная часть площади ареала, принадлежит кольцевой структуре радиуса 100-120 км (признак 134), которая на космоснимках дешифрируется (рис.7) куполом: на фоне серого однородного тона денудационного высокогорья (признак 91) ячеисто-концентрический овал юго-восточной ориентровки с комплексом веерообразных орографических и центробежных гидро-графических узлов, заложенных по тектонически обусловленным формам (уступы склонов,оси хребтов,каньоны, поймы и русла водотоков и др.), видимо, подновляющихся и ныне по периферии и за пределами ареала (признак 98), что указывает на опережающий характер развития новейших структур в более жестких частях купола и что заложение и рост купола происходило и происходит не на консолидированном основании.

Геодинамически ареал вместе с куполом значимо принадлежит понятным образом восточной периферии Рудноалтайского сводового поднятия (признаки 124 и 125) и запад- северо-западным склонам Горноалтайского сводового поднятия (признак 136).

Помимо мумие и вышеуказанных руд, купол ареала контролирует и размещение рудопроявлений ртути (признак формально не включен в схему интерпретации), причем эпитермальность этого рудного процесса подчеркивается информационно-значимой удаленностью купола от высокотемпературных бериллиевой и платиновой минерализаций (признаки 194 и 193). Меденосность купола отражается таковой фитоценозов - зола растений содержит 0,1 - 10 кг/га меди (признак 173). Не исключено, что и катионная часть повышения гидрокарбонатно-кальциевой минерализации речных вод (признак 217), дренирующих купол, обязана металлоносности последнего. Так, минерализация речных вод на р. Сема достигает 270 мг/л, в то время как на периферии его по реке Чарыш - 1670 мг/л.

Рис.7. Схема дешифрирования линеаментов Сарлыкского купола (космоснимок): залитые кружки - интенсивность мумиеносности, -
и схематичный геологический разрез по линии А - Б.

Есть менее информационно-значимый геофизический признак (не включен формально в схему интерпретации ареала) принадлежности купола к области низких значений регионального магнитного поля.

Перепад высот в базисном и вершинном полях купола составляет около 800 м, относительная высота купола достигает 2000 м (признаки 146 и 163). Высотно-климатическое положение поверхности купола не препятствует развитию суглинисто-щебнистых почв на породно-силикатном субстрате купола (признак 237).

Доминирующей растительностью, покрывающей купол, являются лиственничные леса (признак 185). Существенно, что обособленность купола отражается и конценотически - практически полным совпадением с серией определенных контуров районов Центральноалтайской геоботанической провинции (признак 220): Усть-Канско-Катунский горнотаежно-степной округ разнотравно-ковыльных, типчаково-тырсовых и мелкодерновиннозлаковых степей, березово-лиственничных и лиственничных травяных лесов и горных лесостепных сочетаний с Чергинским, Верхнечарышским, Усть-Коксинским, Урсульским, Семинским районами. Нивальный пояс тундр с несомкнутыми сообществами развит значительно в привершинной части купола.

Теоретическая продуктивность ареала оценивается от 38 до 1887 кг руды.

1.2.2 Белухинский ареал

Выявленный формальным образом промысловый контур следующего ареала оказался северным сектором некоей кольцевой структуры, которая при дешифрировании космоснимков обозначилась как сложно построенный полифокальный купол с сильно расчлененной поверхностью (признак 177 в таблице 3) по названию центральной вершины - г. Белуха (4506 м).

Таблица 3

Схема интерпретации признаков структурно-вещественных моделей размещения скоплений мумие Белухинского ареала

В среднегорной части он хорошо просматривается по смене фототонов массивных плоских ступеней водоразделов с пунктирами ущелий и глубоких каньонов долин водотоков. В высокогорной части эти особенности маскируются снежно-ледниковым покровом, но препарируются фототоном освещенности. Относительная высота купола около 4000 м (рис.8).

Рис.8. Схема дешифрирования линеаментов Белухинского купола (космоснимок) и схематический геологический разрез по линии А - Б.

Южная часть купола расположена за пределами административных границ Горного Алтая. Промысловые контуры ареала отражают лишь фрагмент купола ниже снеговой линии (из-за водорастворимости агрегатов мумие, не сохраняющихся выше линии увлажнения): с севера узлы Сумультинского, Тонгошского, Тонгулакского хребтов, с востока - Курайская впадина, западные части Северо- и Южно-Курайского хребтов, с юга ареал ограничен южным правобережьем бассейна Джазатора-Аргута, охватывает Уймонскую впадину и замыкается на северо-западе через середину Терехтинского хребта по руслам Каракола, Сумульты на Куминских Белках.

Древнее ядро купола слагают калбинского комплекса мезабиссальные средне- и верхнепалеозойские гранитоиды Рахмановско-Акалахинского плутона-лакколита со сложными очертаниями, отдельные части которого выходят на поверхность в виде разрозненных массивов под разными названиями: Рахмановский, Ак-Алахинский, Чиндагатауйский, Орочаганский и др. [2]. Эти массивы сложены главным образом порфировидными биотитовыми гранитами с крупнозернистой структурой за счет преобладающего плагиоклаза, и редкими вкрапленниками микроклина. Текстуры гранитов массивные, редко гнейсовидные. В гранитах присутствуют минералы редких и редкоземельных элементов - ильменорутил, ортит, монацит, тантало-ниобаты, торит, ксенотим. Главной особенностью химического состава этих гранитоидов является преобладание весового содержания оксида калия над натрием, причем этот элемент кроме микроклина и биотита входит в олигоклаз, что указывает на повышенную щелочность позднемагматических растворов (стадия микроклинизации гранитов). Так, в биотите Ак-Алахинского массива оксида калия 9,1 - 10,6%, что близко к верхнему пределу (11,4%) содержания его в биотитах вообще. Отмечается повышенное содержание фосфора, превышающее его количество в среднем граните в два-три раза (0,3 - 0,5%).

Примечательно, что в окраинных частях Белухинского купола, особенно пересекающихся с Сарлыкским, как информационно значимо, так и картографически, наблюдаются массивы гранитоидов и субвулканитов яломанского комплекса (признак 31), принадлежащихк Сарлыкскому куполу.

Состав вмещающей среды описываемого плутона как бы «просвечивается» в составе гранитоидов его (как и в Шебалинском массиве), что свидетельствует об образовании их на месте их залегания за счет преобразования субстрата с привносом кремния и щелочей, в итоге которого появляются расплавы. Кристаллизация последних приводит к образованию нормальных магматических пород. В тех же частях, где процесс «не дозрел», наблюдаются разнообразные гранодиорит-, диорито- и даже габброподобные породы, часто принимаемые за продукт ассимиляции расплавом вмещающих пород [2].

Вмещающими породами плутона явились кембро-ордовикские метапелиты горноалтайской серии (признак 1) и рифейские гранито-гнейсы терехтинской свиты (признак 14). Ряд признаков формально подчеркивает их отличительные особенности (признаки 8, 39, 45, 69, 158 - указывают на фактическое отсутствие сходств со средой Кузнецкого Алатау).

Во всех случаях следует отметить альпинотипность (признак 177), юность купола, которая, видимо, кроется в энергетике карбон-пермских кольцевых структур, имеющих радиус до 60 км (признак 129). Видимо, они развиваются унаследованно по кольцевым разломам средне-позднедевонским (сопряженным с Сарлыкским), региональным-III класса и локальным-I класса, отличающихся размерами(последние два в расшифрованную часть информативной совокупности не включены). В то же время почти не просматривается унаследованность венд-раннепалеозойских структур.

Купол сформирован в области нормальных значений регионального магнитного поля (признак 151).

Помимо мумие купол контролирует проявления свинца (признак 195), а меденосность отражается таковой фитоценозов (0,1 - 0,6 мг/га) в золе представителей светлохвойных лесов (признак 173). Помимо этого в пределах купола известны Калгутинское вольфрам-молибденовое, Карагемское кобальтовое, Чаган-Узунское и Акташское ртутные, Акалахинское редкометальное и ряд других месторождений.

Теоретическая продуктивность ареала составила от 18 до 5044 кг руды.

1.2.3 Оюмский ареал

Полукольцевой контур этого ареала, подобно Белухинскому, подсказал принадлежность его к сектору средне- позднедевонской бифокальной купольной структуры радиуса 120-170 км (признаки 1234 и 138 в таблице 4), заложенной по периферии Горноалтайского свода (признак 135) и имеющей центром г. Оюм (3048 м), давшую названию и куполу и ареалу (рис.9).

Таблица 4

Схема интерпретации признаков структурно-вещественных моделей размещения скоплений мумие Оюмского ареала

Рис.9. Схема дешифрирования линеаментов Оюмского купола и схематический геологический разрез по линии А - Б.

Территориально полоса этого ареала шириной 60-100 км ограничена на северо-востоке траверсом оз. Джулукуль, на востоке и юге - административными границами по хребтам Чихачева и Сайлюгем, на западе она включает Берткемскую котловину, верхнее течение рр. Джазатор и Карагем, Курайскую впадину; на севере полоса ареала замыкается через
р. Ильдугем по среднему течению Башкауса на Чулышманском нагорье в окрестностях истоков рр. Карагем, Богояш. Большая часть ареала находится в пределах Монголии, а рассматриваемая часть купола по большей своей части скрыта под мезо-кайнозойскими отложениями Чуйской впадины на поверхности выравнивания (признак 93) со следами оледенения (признак 236), что находит свое отражение и в минимальной плотности распространения линеаментов (признак 105). Пустынный характер рельефа находит свое отражение и в низких запасах зольных элементов в растительности остепненных тундр (признак 169). Средние значения базисного поля изменяются в пределах 1600-2400 м (признак 166), соответствующее вершинное поле изменяется от 2300 до 3300 м (признаки 146, 157), относительная высота купола достигает 2000 м. Останцовый характер рельефа находит свое отражение и в резкой изменчивости поля расчлененности (признак 183).