Методика проведения полевых исследований

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Геология является составной частью подготовки студентов 2 курса по специальностям «География» и «География, биология». Геологическая полевая практика позволяет получить всестороннюю характеристику многих геологических особенностей, геологического строения района Синюхинского месторождения, проявления интрузивного магматизма, связанных с ним разнообразных полезных ископаемых скарнового, грейзенового, жильного типов, геоморфологических элементов, обусловленных самыми последними этапами формирования рельефа Северного Алтая.

Цель полевой практики по геологии - конкретизировать теоретические представления, получаемые в ходе обучения на естественно - географическом факультете, выработать навыки диагностики горных пород и минералов, ознакомиться с месторождениями золота, меди. Полиметаллов, флюорита.

Задача практики:

1)научиться диагностировать горные породы, минералы скарнов, грейзенов, жильных месторождений, встречающихся в районе проведения практики;

2) систематизировать геоморфологические элементы рельефа, описывать их и составлять отчет по полевой практике;

3) проанализировать литературу, раскрывающую развитие данного месторождения.

Проведённые на практике наблюдения могут служить основой для исследовательской работа и войти составной частью в курсовые, а возможно, и дипломные работы.

1. Методика проведения полевых исследований

1.1 Выбор места проведения полевой практики по геологии

Практика студентов второго курса по геоморфологии проходит в окрестностях сел. Весёлая Сёйка, где прекрасно обнажены различные фазы Синюхинского и Саракокшинского массивов гранитоидов, проявлены разломы, распространены различные типы месторождений полезных ископаемых: золота, меди, полиметаллов, флюорита, а также жильного кварца с горным хрусталём. Выбор места проведения полевой практики обусловлен комплексом объективных причин:

- приуроченностью к среднегорной области Алтайского горно-складчатого сооружения, отличающейся специфическими элементами рельефа;

- широким развитием различных геологических образований: тел интрузивных магматических пород, различных по составу даек, месторождений полезных ископаемых, связанных со скарнами грейзенами, пегатитами и жилами гидротермального происхождения; в районе имеются россыпи золота по рекам Синюха, Ынырга, Сёйка;

- распространением геоморфологических элементов в крупных долинах рек Чоя, Сёйка, Ыныргаи развитием овражной эрозии, что даёт возможность выбора геоморфологических элементов и их доступностью для наблюдений;

-разнообразием геоморфологических объектов (поверхностей выравнивания, террас, пойм, конусов выноса и т.д.), влияющих на разнообразие экосистем;

- многочисленными выходами подземных вод;

- многообразием антропогенной деятельности, осложняющей природный рельеф и геоморфологические элементы.

Стратиграфия

Наиболее древние породы, которые интрудирует Синюхинский массив, представляют терригенные образования убинской и терригенно-карбонатные отложения сийской свит.

Убинская свита (Є1 ub) распространена к северу от Синюхинского массива. Она представлена зелено-и сероцветными глинистыми сланцами, алевролитами, кварц-полевошпатовыми, полимиктовыми, граувакковыми и кварцевыми песчаниками, иногда отмечаются кремнисто-глинистые сланцы, известковистые алевролиты, известняки, гравелиты и конгломераты с галькой базальтов, долеритов, плагиориолитов, плагиогранит-порфиров, плагиогранитов венд-раннекембрийского сарысазского вулканического комплекса, к которым примешано то или иное количество кремнистых пород, алевролитов и известняков (в некоторых случаях количество осадочной кластики играет существенную роль). Состав свиты в ряде разрезов осложняется появлением туфопесчаников, туфоалевролитов и туффитов основного состава. Верхний и нижний контакты её тектонические.

Для разрезов свиты характерна многопорядковая ритмичность, выраженная в чередовании ритмичных флишевых (турбидиты) и неритмичных (большей частью алевритовые и алевритово-пелитовые гемипелагиты) пачек. Элементарные ритмы в флишевых пачках, как правило, двухчленные, когда в нижних членах сочетаются песчаники - алевролиты, редко гравелиты и конгломераты, а в верхних - песчаники-алевролиты-глинистые сланцы, редко кремнисто-глинистые сланцы. На участках, где сохраняются третьи члены ритмов, в последних сочетаются алевролиты-глинистые сланцы или известковистые алевролиты-известняки. Мощности элементарных ритмов от первых сантиметров до 2-3 м, редко более. Характерным элементом в разрезах свиты являются существенно кварцевые песчаники и связанные с ними гравелиты и конгломераты (осадки песчаных потоков). Они образуют отдельные пласты (3-10 м), редко до (50 м) или серии пластов (до 470 м), при этом мелкие пласты имеют массивное строение, а более крупные характеризуются грубой градационной и линзовидной слоистостью. Вулканогенно-обломочные породы располагаются в разрезах свиты неравномерно в виде отдельных прослоев и пачек мощностью до 10-50 м, часто с градационной слоистостью. По всему разрезу встречаются редкие разновозрастные (чаще раннекембрийские; иногда докембрийские) аллохтонные глыбы и линзы массивных и слоистых известняков, обычно приуроченные к мощным пластам кварцевых песчаников. Особое место занимают известняки с различными фаунистическими комплексами от верхнего рифея до раннего кембрия, развитые по левым притокам р. Мал. Иша в виде полосы шириной до 1,5 км. Суммарная мощность свиты более 2100 м.

Сводный разрез сийской свиты в стратотипической местности имеет следующее строение снизу вверх:

Переслаивание гравелитов, песчаников, алевролитов, глинисто-кремнистых сланцев, в подошве крупногалечные конгломераты (220-250 м). В юго-западном направлении мощность пачки уменьшается до 100-120 м.

Известняки серые, темно-серые, до черных слоистые и полосчатые в нижней части, участками с прослоями известково-кремнистых сланцев. В известняках выявлены неопределенные остатки археоциат (90-150 м).

Известняки светло-серые, серые массивные, участками полосчатые и оолитовые с остатками археоциат плохой сохранности Coscinocyathus sp.,"Ajacicyathus" sp., Archaeocyathus sp., Ladaecyathus? sp.; водорослями Epiphyton cf. phemosum Korde, Renalcis sp. (450-450 м).

Известняки серые, светло-серые массивные с остатками трилобитов: Milaspis cf. martychinaensis Rep., M. cf. erbica Sivov., M. citata E. Roman., Erbiopsis quadriceps Rep., E. coangustus E.Roman., Paleofossus sp., Bonnia sp., Botomella cf., convexa Rep., Kootenia sp., Sanaschtykgolia semisphaerica Polet.; археоциат: Clathricoscinus vassilievi (Vol.), Loculicyathus membranivestites Vol., L. tolly Vol. и др.; брахиопод Kutorgina sp.; многочисленным водорослевым комплексом, представленным родами Epiphyton, Razumovskia, Renalcis. (400 м).

Состав приведенных органических остатков характерен для санаштыкгольского горизонта раннего кембрия.

Известняки светло-серые массивные с остатками трилобитов: Granularia obrutchevi Pol., G. cf. grandis Lerm., Kooteniella slatkowskii (Schm.), Erbia sibirica (Schm.), E. granulosa (Lerm.), Alokis-tocare sparsum E.Roman., Onchocephalina sp., Kootenia cf. magnaformis Jegor., Solenopleura sp. и др.; археоциат: Erbocyathus obrutchevi Vol., Tegerocyathus aff. abacanensis Vol., Archaeocyathus cf. kuzmini Vol., A. cf. radiathus и др.; брахиопод Nisusia sp.; водорослей: Epiphyton fruticosum Vol., E. fasciculatum Ch., Renalcis halisitiformis Krasn., R. granosus Vol., Razumovskia sp. (400 м).

Состав палеонтологических остатков из этой пачки типичен для обручевского горизонта раннего кембрия. Мощность разреза в целом 1550-1750 м.

До последнего времени традиционно считалось, что рудовмещающими породами в Синюхинском рудном поле являются терригенно-вулканогенные образования верхнеыныргинской свиты (ленский ярус нижнего кембрия). Стратотип последней описан А.В. Кривчиковым (1962) на правобережье р. Верхняя Ынырга по водоразделу р. Тургузень и руч. Болотного. В состав свиты А.В. Кривчиковым были включены лавы андезибазальтов и диабазовых порфиритов. Стратотип был распространён и на площадь рудного поля. В результате проведения последних геолого-съёмочных работ теригенно-вулканогенные образования рудного поля были отнесены к усть-семинской свите среднего кембрия, а верхнеыныргинская свита оставлена лишь там, где был описан стратотип.

Верхнеыныргинская свита (Є1vy) сложена конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами и известняками. Преобладают в разрезе грубообломочные разности пород, а известняки составляют 38% от объёма разреза. Фаунистические находки (археоциаты, трилобиты) датируют возраст свиты ленским подъярусом нижнего кембрия (уровень санаштыгольского и обручевского горизонтов). Мощность свиты оценивается в 1240 м. Песчаники, преимущественно крупнозернистые, реже средне- и мелкозернистые, массивные, иногда слоистые. Окраска их варьирует от серой до зеленовато- и светло-серой. По составу обломков песчаники классифицируются от олигомиктовых до полимиктовых; они слагают 42% разреза. Известняки образуют пласты мощностью от первых метров до 50 м и более. Это массивные, реже грубослоистые породы с оолитовой и органогенной микроструктурами. Преобладают разности серой окраски с розоватым и зеленоватым оттенком. Конгломераты и гравелиты образуют слои и пласты мощностью от 15 до 70 м. Обломки пород представлены известняками, кварцем, алевролитами, порфиритами среднего и основного составов. Грубопсефитовые породы слагают 18 % разреза свиты.

Усть-cеминская свита (Є2 us) слагает центральную часть Синюхинского рудного поля, выходит на северном обрамлении Синюхинского массива и является рудовмещающей толщей золото-медно-скарновых рудных тел (ранее отложения свиты относились к верхнеыныргинской). Отложения свиты датируются амгинским ярусом нижнего кембрия. Наиболее детально она изучена и расчленена в пределах Синюхинского рудного поля. В её составе выделяются 3 подсвиты.

Нижняя подсвита (Є2 us1) распространена на левобережье р. Верхняя Ынырга и сложена зеленовато-серыми конгломератами с галькой андезитов, трахиандезитов, базальтов, трахибазальтов и известняков. Среди конгломератов отмечаются прослои и линзы алевролитов и песчаников. В скважине №26 в гальках известняков из конгломератов обнаружена нижнекембрийская фауна. Мощность подсвиты более 100 м.

Средняя подсвита (Є2 us2) распространена почти повсеместно в междуречье Верхняя Ынырга-Сейка. Она состоит из переслаивающихся и варьирующих по объёму лав андезитов, трахиандезитов, базальтов, трахибазальтов, андезидацитов, туфов среднего состава, песчаников, известняков. Мощность подсвиты оценивается в 760 - 1000 м.

Средняя подсвита расчленена на три пачки, сложенные лавами базальтов, андезитов, дацитов, трахибазальтов, трахиандезибазальтов, трахиандезитов, туфами такого же состава и горизонтами известняков в различных соотношениях. Ранее петрографический и петрохимический состав вулканитов подсвиты определялся как типовая известково-щелочная ветвь. Впервые на существенную роль субщелочных разностей базальтов, андезитов, андезибазальтов в 1993 году указали А.И. Гусев, О.С. Корольченко после передокументации скважин и штолен и проведения анализов пород.

Нижняя пачка средней подсвиты усть-семинской свиты представлена переславиванием лав андезидацитов, дацитов, андезитов, трахиандезитов, трахиандезидацитов, туфов литокристаллокластических среднего состава, реже - песчаников лититово-полевошпатовых, алевритистых глинистых сланцев и агломератовых андезитовых кластолав. В кровле пачки находятся мрамора и мраморизованные известняки. Последние образуют несколько сближенных горизонтов мощностью от 8 до 250 м. Подошва пачки не зафиксирована. Общая мощность её более 400 м. Упомянутые горизонты мраморизованных известняков являются непосредственными рудовмещающими металлотектами Западно-Файфановского, Нового, Полушахтного, Фафановского участков.

Средняя пачка средней подсвиты усть-семинской свиты согласно перекрывают нижнюю и сложена существенно эксплозивным материалом. В ней отсутствуют мраморизованные известняки. Пачка представлена переслаиванием туфов литокристаллокластических, реже лав базальтов, андезибазальтов, андезитов, андези-дацитов, трахибазальтов, трахиандезибазальтов, трахиандезитов, реже кластолав андезитов, дацитов, песчаников лититово-полевошпатовых и кварц-полевошпатовых. Кровля пачки не известна. Общая мощность её более 500 м. Породы околожерловой фации (кластолавы, лапиллиевые туфы) зафиксированы между Файфановским и Тушкенекским участками. Породы средней пачки, по-существу, представляют собой надрудную толщу, в которой развиты метасоматиты эпидотового, кварц-ортоклаз-кальцитового, тремолит-миццонитового и альбит-тремолитового составов. Местами в них отмечаются вкрапленность сульфидов (пирита, пирротина, халькопирита, борнита) и магнетита.

Верхняя пачка средней подсвиты усть-семинской свиты распространена на севере, северо-западе и западе рудного поля. Подошва и кровля пачки не известны. Подошва срезается разломами, а кровля - интрузией гранитоидов синюхинского комплекса. Пачка вмещает мощный горизонт (более 100 м) известняков, подстилаемых и перекрываемых переслаиванием туфов, туфопесчаников, песчаников полевошпат-лититовых и лититово-полевошпатовых, лав базальтов, андезитов, андезидацитов, дацитов, редко игнимбритов. Мощность верхней пачки более 500 м. Породы пачки вмещают рудные залежи участков Первого Рудного, Рудной Сопки, Ыныргинского, Промежуточного, Надежды, Западного.

Базальты усть-семинской свиты образуют линзовидные потоки мощностью от нескольких метров до сотен метров. Внешне это массивные, реже трахитоидные породы чёрной окраски с зеленоватым оттенком. Структура пород- порфировая, реже - сериально-порфировая, а основной массы - апоинтерсертальная, как правило, флюидальная. Вкрапленников в породе от 10 до 25%. Некоторые разности базальтов миндалекаменные. В составе интрателлурической фазы преобладает плагиоклаз, образующий призматические индивиды, часто с повторяющейся зональностью, что подчёркивается полосовидным характером изменения плагиоклаза. Деанортитизированный плагиоклаз диагностируется как лабрадор № 51-55. Он корродирует фенокристы клинопироксена. Последний также образует идиоморфные кристаллы призматической и таблитчатой форм. По оптике близок к авгиту. Основная масса породы перекристаллизована и представлена редкими лейстами плагиоклаза, ксеноморфными зёрнами пироксена и хлорита, погружёнными в войлок вулканического стекла и продуктов его девитрификации. Миндалины редки, образуют округлые выделения размерами 0,5-2 мм, выполненные кварцем, карбонатом и хлоритом. Некоторые миндалины зональны с ядром из карбоната и кварцем по периферии.

Андезиты дают обычно линзовидные лавовые потоки мощностью от 2 до 3 м. Часто миндалекаменные. Структуры пород порфировые, реже - сериально-порфировые. Микроструктура основной массы - микролитовая, апогиалопилитовая, пилотакситовая. Количество вкрапленников варьирует от 15 до 40%. Фенокристы плагиоклаза отмечаются в виде призматических и длиннопризматических индивидов размером от 0,1Ч0,5 до 0,3Ч2,5 мм. Некоторые кристаллы зональны по реккурентному типу. В целом деанортитизорованный плагиоклаз отвечает андезину № 34 - 36, замещается карбонатом, хлоритом, клиноцоизитом. Местами нацело соссюритизирован. Редкие вкрапленники гипидиоморфного пироксена размером 0,3-0,5 мм определены разностью, близкой к диопсиду. Базис породы характеризуется, как правило, преобладанием микролитов плагиоклаза игольчатой и длиннопризматической форм от 0,5 до 1,2 мм в длину, имеющих местами простые двойники. Базисный плагиоклаз относится к олигоклазу № 28-29. Он замещён пелитом, хлоритом, карбонатом, но слабее, чем фенокристы. Местами в интерстициях микролитов отмечаются ксеноморфные зёрна клинопироксена, близкого по оптическим характеристикам к диопсиду. Последний замещается хлоритом и эпидотом. Эти же минералы участвуют в сложении редких миндалин размером 0,5-2 мм.

Трахибазальты пироксен-порфировые чёрной окраски с чертами флюидальности. Приуроченности трахибазальтов к какой-то одной части разреза подсвиты не отмечается. Мощности лав колеблются от 0,5 до 1,5 м. Структуры пород порфировая и гломеропорфировая, основной массы - интерсертальная и трахитоидная. Состав (%): вкрапленников пироксена - 30, основной массы - 70. Интрателлурические индивиды пироксена идиоморфные, часто дающие вытянутые восьмиугольники, характерные для диопсида (CNg?=46?). По периферии слабо замещён хлоритом. Нередки гломеропорфировые скопления индивидов диопсида (0,5-1 мм) размером до 2 мм в поперечнике. Местами внутри таких гломеропорфировых скоплений клинопироксена отмечаются правильные кубики пирита размерм 0,5- 1мм. Основная ткань породы интерсертальная. Вулканическое стекло почти не перекристаллизовано. Местами оно слабо замещено хлоритом. Среди вулканического стекла то многочисленные, то редкие лейсты плагиоклаза длиной 0,1-0,2 мм. Часто вблизи порфировых выделений клинопироксена лейсты плагиоклаза ориентированы с образованием трахитовой структуры.

Из пирокластолитов преобладают кристалловитрокластические туфы среднего-кислого состава, реже отмечаются витрокластические разности среднего и литокристаллокластические туфы кислого состава. Все они отчётливо слоистые. По зернистости варьируют от псаммитовых до алевропелитовых. В кристаллокластах присутствуют плагиоклаз и кварц, реже хлоритизированные и эпидотизированные фрагменты темноцветного минерала.

Характер распределения литологических разностей вулканогенно-осадочных пород приведен на литологических колонках по скважинам с запада на восток (рис.2).

Для ряда скважин вычислен коэффициент эксплозивности (Е). Почти по всем скважинам он превышает значение 75 и отражает характер формирования вулканогенно-осадочной толщи, указывая на Вулканский тип извержения. И лишь по скважине 329 коэффициент эксплозивности составил 32,3. Рассмотрение состава изверженного материала по этой скважине свидетельствует о близжерловой фации формирования средней пачки средней подсвиты усть-семинской свиты. На это также указывают обилие лавовых потоков, наличие кластолав андезитов и андезидацитов, мощных горизонтов лапиллиевых туфов. Следует отметить, что в соседней скважине (с-328) лапиллиевые туфы также присутствуют, но не зафиксированы кластолавы, а коэффициент эксплозивности увечился до 84,6.

Мраморы имеют гетерогранобластовую структуру и анхимономинеральный состав. На долю кальцита приходится от 90 до 97%. Незначительную примесь составляют сидерит, хлорит, пирит, участками тонкодисперсный углистый материал. Каркас пород сложен ксенобластами изометричных зёрен кальцита 1 генерации размером от 0,1 до 3 мм. Судя по составу мраморов, первичные известняки представляли собой автохтонные рифогенные породы, относящиеся к группе биолититов. Из сингенетичных образований в них присутствует углистый материал. Раннедиагенетические формы ограничены тонкодисперсной фазой рассеянного пирита, близкого по формам выделения к колломорфным разностям. Из ксеногенных компонентов следует указать на поздние прожилковидные, линзовидные выделения сидерита, явно секущие кальцит и поздние прожилки кальцита 2 генерации, импрегнирующие сидерит. К ксеногенным гидротермальным образованиям также следует отнести чешуйки и скопления хлорита делессит-диабантитового ряда, приуроченные к тонким трещинкам в мраморах.

Верхняя подсвита усть-семинской свиты (Є2 us3) развита в западной части Синюхинского рудного поля и представлена небольшими выходами пирокластических образований кислого состава. Она согласно перекрывает верхнюю пачку средней подсвиты. Мощность её не превышает 200 м.

2. Геологическое строение эталонных интрузивных массивов синюхинского комплекса

К синюхинскому комплексу относится несколько крупных интрузивных массивов, среди которых следует указать Синюхинский, Элекмонарский, а также несколько более мелкий Чойский шток (рис.1).

Синюхинский массив образует тело удлинённой в широтном направлении формы (на 20 км) общей площадью более 120 км2. В юго-западной части массив интрудирован Цыганским штоком лейкогранитов кызылташского комплекса (D2) площадью 12 км2, который также вытянут в широтном направлении (рис.5). Каждый массив сопровождается дайковыми образованиями. Интрузивные массивы прорывают вулканогенно-осадочные и терригенные породы от нижнего кембрия до среднего девона. Массив интрудирует вулканогенные образования усть-семинской, терригенные чойской и еландинской свит кембрия.

В целом в пределах Синюхинского массива наблюдается специфическая особенность распределения разнофазовых пород. Южная краевая часть массива характеризуется асимметричным строением, где над крупным провесом кровли в благоприятных лиитологических условиях (контакты контрастных по химизму силикатных пород и мраморов) сформировалось золото-медно-скарновое оруденение Синюхинского рудного поля. В северной части провеса с крутым падением контакта, осложнённого разломами, отмечаются габброиды ранней фазы внедрения, а также всех остальных фаз от диоритов до гранитов. В керне многих скважин этого участка фиксируются интрузивные пересечения габброидов и диоритов более поздними фазами гранодиоритов и гранитов. Здесь же нередки ксенолиты более ранних фаз среди поздних. В южной части провеса с более пологим контактом, падающим на север, проявлены гранодиориты и гранит-порфиры заключительной фазы внедрения. В западной части рудного поля среди вулканитов усть-семинской свиты наблюдается осложняющий выступ гранодиоритов субмеридиональной ориентировки, вблизи которого выявлено несколько скарновых золоторудных участков (Первый Рудный, Ыныргинский, Перевальный, Контакотвый). В районе обширного провеса кровли массива, а также в области осложняющего выступа наблюдается наибольшее число даек синюхинского комплекса. Местами по объёму разреза дайки составляют 60-70%.

Большая часть массива сложена тоналитами и преобладающими кварцевыми диоритами. В приконтактовой части северного контакта Синюхинского массива вновь появляются диориты редко - габброиды (район Кутерьбушки, Югалы и мелких притоков Ини и Иши). Здесь вновь фиксируются интрузивные взаимоотношения дифференциатов различной кремнекислотности. В этой части массива также сформировалось золото-медно-скарновое оруденение потенциального Ишинского рудного поля.

Контактовое воздействие пород массива на вмещающие породы наиболее значительны вблизи пологих контактов и проявлено в образовании зональных роговиков от пироксеновых до биотитовых. По мощности пироксеновые и амфиболовые роговики уступают биотитовым. Ширина зоны ороговикования варьирует от десятков до сотен метров.

В составе Синюхинского массива выделяется 4 фазы внедрения: 1) габбро роговообманковые, кварцевое габбро; 2) диориты, кварцевые диориты; 3) гранодиориты, тоналиты; 4) граниты.

2.1 Минерагения района, полезные ископаемые и прогнозная оценка

Пространственно с массивами синюхинского комплекса связано золото-медно-скарновое Синюхинское, Оюкское и золото-теллуридно-скарновое Чойское месторождения.

В Синюхинском ареале локализуются два массива: Синюхинский и Чойский, сформировавшие магмо-рудно-метасоматические системы, объединяемые в Синюхинский рудный узел.

Синюхинский медно-золоторудный узел включает 2 таксона: Синюхинское и Ашпанакское золоторудно-россыпное поля.

Синюхинское рудное поле располагается в надинтрузивной позиции. Сложено вулканогенно-терригенными образованиями усть-семинской свиты, содержащей пакеты и линзы мраморов. Рудовмещающие металлотекты инъецированы роями даек «второго этапа» пёстрого состава: габбро, долеритов, диоритов, гранодиоритов. Рудогенерирующие магматиты интрузива и даек только в рудном поле характеризуются оптимальным сочетанием параметров флюидного режима с ведущей ролью фугитивности соляной кислоты. Анализ распределения РЗЭ и микроэлементов в дифференциатах Синюхинского массива не противоречит модели фракционирования интрателлурических фаз клинопироксена, роговой обманки, плагиоклаза, осложнявшейся ассимиляцией корового материала, обогащённого рубидием и другими элементами.

В пределах Синюхинского рудного поля выявлено несколько типов оруденения: золото-медно-скарновое, жильное золото-сульфидно-кварцевое, скарново-редкометалльное, при ведущей роли первого.

Золото-медно-скарновый тип оруденения наиболее изучен в пределах Синюхинского рудного поля. Скарны образовались в контактах контрастных по составу карбонатных и алюмосиликатных пород (рис.9). Они принадлежат к известковистыми инфильтрационным скарнам с наложенным золото-сульфидным оруденением. По вертикали оруденение распространено на нескольких уровнях. Вертикальный размах оруденения в рудном поле превышает 1 км. Скарны формировались в несколько стадий. Наблюдается несколько генераций гранатов, пироксенов, волластонитов. Преобладают маложелезистый диопсид (Gd=3,8-13,5) и гранат с варьирующим грандитовым миналом.

Рудные тела в скарнах образуют залежи, гнёзда, ленты, рудные столбы. Мощности рудных тел от 1 до 20 м, протяжённости по простиранию от 10 до 400 м, по падению от 5 до 200м. Средние содержания золота в рудных телах варьируют от 3,9 до 36,7 г/т.

Наложенная золото-сульфидная минерализация включает пирит, золото и халькопирит нескольких генераций, борнит, халькозин. Самородное золото образует плёнки, пластинки, неправильные зёрна, редко кристаллики октаэдрического габитуса. Размеры выделений от 0,01 до 8 мм. Ранняя генерация выявлена в Первом рудном теле Файфановского месторождения, где оно ассоциирует с пирротином и халькопиритом 1. Пробность медистого золота 1 генерации 620-650‰. Вторая высокопробная генерация (920-999‰) ассоциирует с борнитом, халькозином, тетрадимитом, алтаитом. В полиметаллической ассоциации с халькопиритом 3, сфалеритом, галенитом обнаружена третья генерация средней пробности (890-910‰). Инверсионным вольтамперометрическим анализом высокие концентрации платиноидов, достигающие промышленных значений, определены в скарнах с борнитом и борнит-халькозиновой руде. Ещё более высокие содержания платиноидов обнаружены во флотоконцентратах (от 4,4 до 54 г/т Pt и от 5,5 до 40 г/т

Соотношения изотопов серы в сульфидах варьируют от -3,1 до +3,1, указывающие на однородный источник серы. В наиболее крупных рудных залежах величина д34S близка к метеоритному стандарту, а в мелких содержание тяжёлого изотопа увеличивается.

Запасы золота Синюхинского месторождения категорий С1+2 - 33,7 т (+16 тонн извлечённого металла) и меди категории С2 - 28,3 тыс.т подсчитаны на известных месторождениях, занимающих площадь 13 км2. Прогнозные ресурсы золота категории Р1 оценены в 32,2 т.

Помимо золото-медно-скарнового оруденения в рудном поле выявлено и жильное оруденение.

Жильное золото-сульфидно-кварцевое оруденение. Золото-сульфидная минерализация в кварцевых и кварцево-кальцитовых жилах за пределами скарновых тел изучена гораздо хуже, чем в скарнах, хотя в генетическом отношении это производные одного процесса. Менее всего исследованы кварцевые жилы в гранитоидах. Визуально в них устанавлены халькопирит, пирит, редкие мелкие зерна магнетита. Минералогический анализ тяжелой фракции проб-протолочек из этого кварца свидетельствует о наличии в нем пирита (до 700 г/т), халькопирита (до 290 г/т), редких зерен магнетита, единичных зерен золота, арсенопирита, борнита, халькозина, циркона, сфена, шеелита. Отмечается также редкая вкрапленность граната и волластонита. Промышленная значимость кварцево-сульфидных жил в гранодиоритах до сих пор не оценена. В канавах и шурфах, пройденных более 30 лет назад, содержания золота не превышали первых граммов на тонну. Как показывает опыт разведки таких жил на других месторождениях, золото в них локализуется в виде достаточно компактных рудных столбов, не всегда выходящих на дневную поверхность. Поиски и оценка таких участков концентрирования золота в жилах является задачей ближайшего будущего.

Кварцевые и кварцево-кальцитовые жилы и жильные зоны среди вулканитов изучены лучше. Примером такой жильной зоны с промышленным золото-сульфидно-кварцевым оруденением является рудное тело № 2а Файфановского месторождения, приуроченное к зоне Сквозного разлома, на участке его сочленения с Западным разломом. Жильная зона представлена то одной, то несколькими жилами, сопровождаемыми параллельными прожилками. Мощность зоны варьирует от нескольких десятков сантиметров до 1,5 м. Длина по простиранию более 100 м, по падению изучена на 100 м. Среднее содержание золота 12 г/т. Предварительно оценены запасы золота категорий С1 (110 кг) и С2 (100 кг). Разведка рудного тела на глубину продолжается. Жильная зона контролируется Сквозным разломом, классифицируемым как правый взбросо-сдвиг. По сути дела жильная зона являлась флюидоподводящим каналом для формирования стратиформных рудных залежей Фаифановского месторождения (№№ 1, 2, 4 и 7). Жильная зона имеет сложный вещественный состав. По текстурным особенностям и на основе пересечений жил и прожилков различного состава выделяются следующие агрегаты: 1) хлорит-пирит-кварцевый; 2) кварц-пирротиновый или кварц-пиритовый; 3) анкеритовый; 4) золото-сульфидно-кварцевый; 5) хлоритовый; 6) кальцитовый. Следует указать, что жильное золото-сульфидно-кварцевое оруденение распространено не только в рудном теле № 2а Файфановского месторождения. Оно зафиксировано во всех флюидоподводящих разломах: Югалинском, Ыныргинском, Центральном, Западном, Сквозном и других.

Молибден-вольфрамовое оруденение в скарнах выявлено на Карлагинском участке. Этот участок находится на юге Синюхинского рудного поля и характеризуется развитием редкометалльных скарнов, связанных со слепым штоком гранитов, относимых ранее к турочакскому комплексу. Мощность скарнов варьирует от 1 до 20 м. Скарны имеют субмеридиональную ориентировку. Скарны гранатовые и гранат-пироксеновые с волластонитом и везувианом. Наложенная минерализация представлена прожилками и линзами кварца нескольких генераций, карбонатов с вкрапленностью шеелита, молибденита, молибдошеелита, пирита, пирротина, висмутина, редко - касситерита, берилла. Содержания вольфрама варьируют по керновым пробам от 0,1 до 1,8 %, молибдена - от 0,01 до 0,1 %.

К Карлагинскому участку с молибденит-шеелитовым скарновым оруденением приурочена крупная аномальная структура геохимического поля, имеющая также зональное строение. Ядерная зона концентрирования её включает максимальные концентрации олова, молибдена, вольфрама, бериллия. Во фронтальной зоне спорадически отмечаются вольфрам, молибден, серебро, висмут, медь. По р. Большой Тушкенек выявлен ореол шеелита с весовыми содержаниями последнего.

Золото в коре выветривания изучено слабо. Оно проявлено в районе Ыныргинского участка, где сближенные субширотные Ыныргинские разломы во взаимодействии с геоморфологическими и климатическими факторами создали благоприятные условия для формирования линейной остаточной коры выветривания над золотоносными скарнами. Кора выветривания выявлена несколькими скважинами на глубинах 14-18 м и представлена глинами бурой окраски, в которой местами отмечены остатки первичных скарнов гранатового состава с эпидотом в виде обломков размерами от 0,5 до 4 см, реже округлые фрагменты (0,5-5 см) магнетита с корками лимонита. Мощность коры выветривания до 20 м. Содержания золота в ней варьируют от 0,05 до 0,8 г/т, меди от 0,1 до 1%. Размеры коры выветривания в плане не оконтурены.

Аналогичная кора выветривания зафиксирована в районе Западно-Файфановского участка. Здесь кора выветривания представлена глинами пёстрой и бурой окрасок с фрагментами первичных скарновых обломков размерами от 1 до 6 см. Мощность коры выветривания от 10 до 30 м. Концентрации золота в коре выветривания на глубинах 12-19 м варьируют от 0,1 до 4 г/т. Максимальные концентрации 0,5 и 4 г/т зафиксированы в коре выветривания на участке, тяготеющем к Северо-Файфановскому разлому (северный фланг Западно-Файфановского участка). Это обстоятельство указывает на то, что вблизи Северо-Файфановского разлома возможно обнаружение неизвестного коренного оруденения золота в северном и южном бортах разлома.

Золотоносная россыпь р. Синюхи относится к аллювиальной долинной шириной 25-70 м. Прослеженная длина россыпи более 4,5 км. Мощность торфов 4 м, песков - 2 м. Запасы золота в россыпи по категории А+Б+С1 составили 315 кг и по категории С2 - 46,5 кг. Россыпь неоднократно эксплуатировалась рудником «Весёлый» с 1951 по 1976 г. с перерывами. По материалам рудника с 1952 по 1954 г. гидравлическим способом добыто 102,9 кг золота при среднем содержании металла 2844 мг/м3, а с 1966 по 1976 г. драгой добыто 230,7 кг золота при среднем содержании металла 491 мг/м3. Артелью «Кайчак» в 1996-1997 гг. с использованием промприбора ПГШ-30 добыто 11 кг золота. На 01.01 98 г. по россыпи балансоые запасы золота категорий А+Б+С1 - 53 кг и категории С2 - 46 кг.

По Синюхинскому рудному полю предварительно апробированы (2003 год) прогнозные ресурсы золота категории Р1 в объёме 0,879 т.

Ашпанакское золоторудно-россыпное рудное поле находится к востоку от Синюхинского и локализуется в правом и левом бортах р. Ынырга. Имеет много сходных рудоконтролирующих факторов с Синюхинским рудным полем. В его пределах обильны рои даек синюхинского комплекса и благоприятное сочетание разнонаправленных рудоподводящих разломов, вдоль которых известны небольшие тела гранодиоритов и гранитов синюхинского комлекса. Площадь рудного поля 35 км2. В пределах рудного поля давно были известны золотоносные россыпи по р. Ашпанак, а также по Первому и Второму Аксару. Небольшие линзы скарнов пироксен-гранатового состава отмечены в левом борту р. Ынырги, в верховьях р. Второй Аксар, в левом борту р. Тулата, в левом борту р. Ашпанак. В последнем случае в скарнах, вскрытых шурфом, отмечена минерализация с халькопиритом, где содержание золота составляют 9 г/т.

На Ашпанаке обнаружены также кварцевые жилы мощностью от 0,5 до 2,5м. Так в кварцевой жиле, расположенной в 500м южнее слияния Котловского и Малинового ручьёв, мощностью от 0,3 до 0,7 м, вскрытой шурфом, отмечаются две генерации кварца с вкрапленностью пирита, халькопирита, реже - арсенопирита размерами от 0,4 до 3 мм. По жиле содержания золота варьируют от 4 до 12 г/т. Наибольший интерес представляет кварцево-штокверковый тип оруденения, аналогичный таковому Черёмуховой Сопки Синюхинского рудного поля. Здесь развиты метасоматиты кварц-альбит-турмалинового состава, характерные для надрудной части гидротермальной колонны. В штокверке по Второму Аксару содержания золота колеблются от 1,8 до 2,3/т, а в штокверке на левом борту р. Ашпанак содержания металла варьируют от 0,5 до 3 г/т. Площадь штокверка на Котловском участке с золото-сульфидным оруденением составляет 250 000 м2 (1000250 м). Удельная продуктивность оруденения на Черёмуховой Сопке 0,62 кг/м2. По методу аналогии с эталоном при коэффициенте подобия 0,2 прогнозные ресурсы золота категории Р2 Котловского участка Ашпанакского рудного поля составят 31,0 т при среднем содержании золота 2 г/т. Следует обратить внимание, что аналогичные по вещественному составу кварцевые штокверки известны в верховьях ручьёв Первый и Второй Аксар. Но по ним не проводилось опробования. Такие руды могут отрабатываться рудником Весёлый для извлечения золота по технологии кучного выщелачивания.

От штокверковой зоны начинается «голова» Ашпанакской аллювиальной долинной россыпи протяжённостью 4 км при ширине от 7 до 44 м. Мощность «песков» колеблется от 0,9 до 2,2 м, мощность торфов 2,6 м. Распределение золота неравномерное, среднее содержание 356 мг/м. Запасы для гидравлической добычи по категориям С1+С2 82,7 кг. Нами проведен пересчёт запасов применительно к методу отработки открытым способом с раздельной выемкой торфов и песков. Всего по россыпи р. Ашпанак в результате персчёта получено 179,7 кг золота со средним содержанием шлихового золота 772мг/м.

3. Геоморфологические особенности района

Согласно геоморфологическому районированию площадь прохождения практики входит в состав области Северо-Восточный Алтай, занимая западные части Лебедского и Телецкого районов, граница между которыми проходит в субширотном направлении, разделяя лист примерно на две равные части. Северная часть, входящая в состав Лебедского района, представляет собой денудационно-эрозионное низкогорье с реликтами древнего пенеплена на плоских выравненных водоразделах и располагается в пределах переходной зоны. Абсолютные отметки с 500-700 м на севере повышаются к югу до 1000 м. Пологонаклонную вершинную поверхность осложняют купольные морфоструктуры - отпрепарированные тела интрузий и палеовулканы с высотами от 1005 м (г. Цыган) до 1471 м (г. Чептоган). Южная половина, относящаяся к Телецкому району, - денудационно-эрозионное среднегорье с широко развитыми эрозионными, ледниковыми и криогенными морфоскульптурами. Центральная часть листа в пределах этого района занята крупными отпрепарированными морфоструктурами с максимальными отметками 2371 м и 2385 м - Кылайско-Саганская палеовулканическая постройка и Кубинская горст-антиклиналь. Эти структуры интенсивно расчленены эрозией и экзарацией, а их выравненные вершинные поверхности в значительной мере переработаны ледниковыми и криогенными процессами. В пределах обоих районов широко развиты различные генетические типы структурного, денудационного и аккумулятивного рельефа, рассматриваемые ниже.

Структурный рельеф отражает неотектонические и унаследованные разрывные нарушения, выраженные протяжёнными крутыми прямолинейными и дугообразными в плане склонами речных долин и хребтов, разделяющими блоки с различной тектонической активностью. Структурные склоны имеют преимущественно север - северо-западное и субмеридиональное направление, и реже субширотное и северо-восточное, представляя собой неотектонические сдвиги, сбросы, взбросо-надвиги. Формирование этого рельефа связывается с неотектоническим этапом активизации территории, начавшегося во второй половине позднего олигоцена, а максимальные дифференцированные движения проявились в неоген-четвертичное время. Этим временем мы и определяем возраст структурного рельефа.

Структурно-денудационный рельеф представляет крутые и средней крутизны отпрепарированные денудацией склоны интрузивных тел и их приконтактовых зон, древних палеовулканических построек и ядер антиклиналей, располагаясь на высотах от 600 м до более 2000 м. Эти отпрепарированные геологические тела образуют чётко выраженные в рельефе купольные морфоструктуры овальной и изометричной формы диаметром от 4 до 25 км, с превышениями над окружающим полем высот от 400 до 700 м. Сравнительно однородный петрографический состав и высокая денудационная устойчивость пород, по сравнению с окружающими, обусловили формирование этого рельефа. Вершинные поверхности крупных структур представляют фрагменты древнего пенеплена, в значительной степени переработанного ледниковыми и криогенными процессами, а нижние части структурно-денудационных склонов, в результате интенсивно проявившейся в четвертичное время регрессивной эрозии и ледниковой экзарации, сильно расчленены, особенно Кылайско-Саганская палеовулканическая постройка. Возраст этого типа рельефа принимается палеоген-четвертичным.

Экзарационный рельеф в низкогорье в пределах приподнятых отпрепарированных купольных морфоструктур представлен ледниково-нивальными карами с крутыми стенками и наклонными днищами, которые приурочены, в основном, к склонам северной и северно-восточной экспозиции, и располагаются на высотах 800-1200 м. Наиболее широко этот тип рельефа развит в приподнятой части среднегорья, где в склоны Кылайско-Саганского палеовулкана и Кубинской горст-антиклинали врезаны многочисленные ледниково-нивальные и ледниковые кары и цирки, а сами структуры прорезаны многочисленными узкими и глубокими корытообразными троговыми долинами. Долины в верховьях имеют вид широких пологосклонных логов, вниз по течению, сужаясь, они приобретают чётко выраженный троговый характер. Глубина экзарационного вреза от первых десятков метров возрастает до 200-300 м, а ширина плоских днищ не превышает 250 м, лишь в долине р. Уймень местами расширяется до 1 км. На бортах часто встречаются скопления курчавых скал и эрратические валуны. Ширина каров изменяется от 0,3-0,5 км до 2 км, а высота стенок 15-200 м. Во многих карах сохранились каровые озёра. В южной, наиболее приподнятой части площади отмечается ступенчатое расположение каров в интервале высот 1840-2200 м. Возраст этого рельефа датируется средним-поздним неоплейстоценом.

Эрозионный рельеф представлен крутыми и субвертикальными склонами высотой 5-300 м, протяжённостью от первых десятков и сотен метров до десятков километров, развитыми в нижней части бортов речных долин. Особенностью размещения эрозионных склонов в долинах второго-третьего порядков является их приуроченность к бортам южной и западной экспозиций. Это следствие интенсивного осадконакопления на подветренных склонах долин, постоянно отжимавшего водотоки к противоположным бортам, вызывая боковую эрозию последних. В долинах более высоких порядков экспозиционная закономерность размещения эрозионных склонов не проявляется. Свежие эрозионные подмывы размещены согласно меандрированию рек. Сужения долин несут следы подмыва на обоих бортах. Особенно широко эрозионные склоны развиты при пересечении блоков с различной амплитудой неотектонических движений. Эрозионные склоны испещрены рытвинами, нишами отрыва вторичного гравитационного обваливания и осыпания, а у подножия зачастую прикрыты маломощными обвально-осыпными шлейфами. В долинах рек Бия, Каракокша, Юзеля отмечаются эрозионные останцы палеозойских пород обтекаемой формы, возвышающиеся на 10-70 м над аккумулятивными днищами. Денудационно-эрозионный рельеф представлен склонами, занимающими не менее 50% площади листа, и определяющими основной морфологический тип рельефа. Диапазон развития этих склонов изменяется от 400 до 2200 м. Крутизна их варьирует от 5° до 30°, иногда больше. Подветренные склоны, особенно в низкогорье, накрыты чехлом склоновых отложений. Глубина эрозионного расчленения составляет 80-350 м в низкогорье и 450-1200 м в среднегорье. Существенные различия поперечных профилей свойственны склонам южной и северной экспозиций. Денудационно-эрозионные водосборы верховьев долин на склонах северной и северо-восточной экспозиций отличаются слабым внутренним расчленением, циркообразной формой, большими площадными размерами, крутой задней стенкой, выраженной приводораздельной бровкой, пологим широким днищем. Всё это указывает на значительное преобразование водосборов ледово-фирновыми скоплениями. Возраст этого типа рельефа ограничивается, с одной стороны, возрастом поверхностей выравнивания и структурно-денудационных склонов, а с другой - врезом в него эрозионных склонов, и принимается как неоген-четвертичный.

Поверхности денудационного выравнивания, срезающие древнее складчатое основание, наиболее широко, хотя и фрагментарно, сохранились в низкогорье. В среднегорье они имеют небольшие площадные ареалы и, в основном, уничтожены неоген-четвертичными денудационно-эрозионными процессами, а в пределах границ распространения оледенения в значительной степени преобразованы древними и современными ледниковыми и криогенными процессами. В низкогорье ширина сохранившихся участков, выравненного рельефа изменяется от 100-500 м до 1 км, образуя комплекс древнего пенеплена, включающего водоразделы и предельно выравненные верхние участки склонов. Крутизна выравненных поверхностей не превышает 4-5°. Основная часть их перекрыта чехлом эоловых лёссовидных суглинков с отдельными останцовыми выходами коренных пород. На северо-восточных и северных склонах в приводораздельной части они осложнены нивальными нишами. Высотный диапазон развития фрагментов поверхности выравнивания в низкогорье 600-900 м, в среднегорье - 1200-1700 м. Формирование пенеплена, начавшееся в меловое время, продолжалось до позднего олигоцена, когда в результате начавшихся неотектонических движений территория стала воздыматься. Поэтому возраст денудационных поверхностей выравнивания определяется мел-палеогеном.

Техногенный рельеф представлен дорожными насыпями высотой до 3 м и выемками глубиной 1-5 м; небольшими карьерами на днищах речных долин и вдоль дорог глубиной 3-5 м, редко больше, и шириной первые десятки метров; силосными ямами и отвалами возле них. В долинах, на участках отработанных золотоносных россыпей, наблюдаются отвалы в виде округлых бугров и узких валов высотой 1-3 м и протяжённостью первые десятки метров. На месторождениях и проявлениях полезных ископаемых техногенные формы рельефа представлены карьерами, штольнями, шурфами, канавами и отвалами возле них.

Поверхности высоких (до 170 м) террас развиты лишь в долинах Катуни и приустьевых участках её притоков и являются наиболее спорными образованиями. По Н.А. Ефимцеву они сложены аллювием раннего-среднего неоплейстоцена. Другие исследователи полагают, что эти террасы сложены ледниковыми, водно-ледниковыми и озёрно-ледниковыми отложениями с участием аллювиальных и озёрно-аллювиальных образований среднего неоплейстоцена, а имеющийся местами на их поверхности грядовый рельеф считают ребристой основной мореной. Третья группа исследователей рассматривает Катунские террасы как поверхности, сформировавшиеся в результате неоднократных катастрофических сбросов вод ледниково-подпрудных озёр из долин и котловин Центрального и Юго-Восточного Алтая по долине Катуни, и являющихся гигантскими аналогами прирусловых валов и террас “теневой” аккумуляции, а грядовый рельеф на их поверхности считают гигантской рябью течения. Нами генезис и возраст этих террас принят в соответствии с действующей Унифицированной стратиграфической схемой 1979 года (см. главу “Стратиграфия”).

Поверхности ледниковых образований выделены в южной, наиболее приподнятой части территории во многих долинах и склонах Кылайско-Саганского палеовулкана и Кубинской горст-антиклинали [278], где фрагментарно развиты в интервале высот 720-2000 м. На днищах долин и пологих склонах они представлены бугристо-западинными телами основных морен, осложнённых термокарстовыми воронками и другими криогенными микроформами рельефа. По периферии их ограничивают валы боковых и конечных морен высотой 15-50 м и длиной от первых сотен метров до нескольких километров. Возраст этих образований определяется поздним неоплейстоценом.

Озёрные и озёрно-аллювиальные поверхности занимают незначительные площади в долинах р. Чойки и левых притоков Саракокши в её низовьях. В конце позднего неоплейстоцена сейсмогенный обвал, обрушившийся с правого борта, перегородил долину Чойки. Выше этой подпруды в котловинообразном понижении образовалось озеро площадью 4 км2, в котором накапливались озёрно-аллювиальные отложения. В эпоху деградации последнего оледенения произошёл катастрофический сброс вод из Телецкого озера, в результате чего устьевая часть долины Саракокши была перекрыта валунно-галечной подпрудой высотой 45 м, выше которой образовалось озеро. Кроме того, начиная со среднего неоплейстоцена р. Саракокша могла неоднократно подпруживаться как в результате подобных сбросов озёрных вод, так и непосредственно Бийским долинным ледником. Озёрные отложения сохранились в логах и приустьевых участках долин притоков, где образуют субгоризонтальные террасовидные поверхности, обрывающиеся в долину Саракокши уступом высотой 20-25 м. Вверх по течению они, постепенно сужаясь и понижаясь, плавно переходят в днища долин.

Делювиально-солифлюкционные шлейфы широко развиты в среднегорье, где сплошным чехлом мощностью до 15 м покрывают выравненные поверхности, склоны крутизной 3-200 и днища ледниково-нивальных каров. На высотах более 1600 м их поверхность осложняет криогенный микрорельеф - солифлюкционные языки и терраски, пятна-медальоны, термокарстовые воронки. Возраст их определяется поздним неоплейстоценом - голоценом.

Пролювиально-делювиальные шлейфы имеют практически повсеместное площадное развитие в низкогорье, достигая наибольшей мощности в нижних частях склонов и на днищах долин, где, перекрывая террасы, образуют террасоувалы и погребают древние долины. В среднегорье условия для их формирования менее благоприятны. Здесь значительное развитие они имеют в нижних частях склонов преимущественно южной экспозиции. Возраст определяется поздним неоплейстоценом - голоценом.

Геоморфологическое строение речных долин в значительной мере объясняется их положением в пределах одного или нескольких тектонических блоков с разной интенсивностью вертикальных движений, полной или частичной приуроченностью к разрывным нарушениям и простираниям геологических структур, их пересечением и временем развития. В низкогорье в пределах слабо и умеренно поднятых блоков долины притоков основных рек района секут вкрест простирания структуры палеозойского фундамента. В верховьях они имеют вид широких циркообразных пологосклонных логов, выполненных суглинками. В результате длительного развития регрессивной эрозии их характер вниз по течению меняется. Долины сужаются до 50-200 м, борта представляют эрозионные уступы, глубина эрозионного расчленения в приустьевых частях достигает 80-350 м. Падение рек от 40-80 м/км в верховьях долин I порядка уменьшается до 6 м/км в долинах III-IV порядков, где продольный профиль близок к равновесному. На субширотных участках проявляется ассиметрия долин. Склоны южных экспозиций крутые и короткие; северных - пологие и длинные, покрыты чехлом щебнистых суглинков, образующих на днищах долин мощные террасоувалы, перекрывающие аллювий террас и отжимающие русла к противоположному борту. Мощность аллювия, выполняющего современные днища долин изменяется от 2 до 10 м, достигая максимальных значений в карстовых западинах, осложняющих продольный профиль коренного плотика на участках развития карстующихся пород.

В среднегорье в пределах интенсивно поднятых блоков долины I - III порядков с отметками днищ более 700 м имеют невыработанный продольный профиль с крутым падением (80-120 м/км). Глубина эрозионного расчленения до 500 м и более. Долины узкие V-образные и корытообразные с эрозионными и экзарационными бортами. Днища их зачехлены грубообломочным материалом различного генезиса. Интенсивная глубинная эрозия, преобладающая над боковой, способствует выносу материала и не создаёт условий для формирования террас. Все эти факторы неблагоприятны для россыпеобразования в долинах среднегорья даже при наличии богатых коренных источников.

Крупные реки района: Майма, Малая Иша, Уймень, Саракокша и другие являются наиболее древними, заложившимися, вероятно, ещё в миоцене. Они частично пересекают блоки с различной интенсивностью поднятий, но, в основном, приурочены к блокоразделяющим нарушениям, и формируют длительно развивающиеся эрозионные долины. После выхода в низкогорье продольные профили этих рек резко выполаживаются, приближаясь к равновесным, уклон не превышает 6 м/км. Участки долин, расположенные между двумя блоками, образуют грабенообразные структуры с крутыми бортами и плоским днищем шириной 0,6-2 км и протяжённостью 8-20 км. На стыке нескольких блоков долины приобретают котловинообразный характер шириной от 2-3 км до 6 км. Мощность аллювия, выполняющего днища долин, в обоих случаях изменяется от 10-15 м до более 25 м, в 3-10 раз превышая нормальную. В этих же расширениях долин отмечаются фрагменты первой и второй надпойменных террас, перекрытых (особенно вторая) ледниковыми и склоновыми отложениями.