Минералого-петрохимические черты ассоциации кислых гипабиссальных пород Берикульского рудного поля

(Томинско-Мичуринский рудный узел, Урал) //Доклады РАН. - 2002. - Т. 383. - № 5. - С. 668-671.

5. Беневольский Б.И., Зубатарева Л.И., Мишиева Н.В. Благородные металлы в комплексных рудах зарубежных месторождений. - М.: ВИЭМС, 1991. - 47 с.

6. ОрловА.М., Борбыш В.Ф., Гедгагова H.H. Производство металлов платиновой группы за рубежом. - М.: ЦНЙИЦВЕТМЕТ, 1975. - 64 с.

7. Коваленкер В.А., Мызник И.К., Кочетков А.Я., Наумов В.Б. Платиноносное золото-сульфидное оруде-нение Рябинового щелочного массива (Центральный Алдан, Россия) // Геология рудных месторождений. - 1996. - Т. 38. - № 4. - С. 345-356.

8. Нетрадиционная платиноидная минерализация Средней Сибири / А.М. Сазонов, О.М. Гринев, Г.И. Шведов, В.И. Сотников. - Томск: Изд. ТПУ, 1997. - 148 с.

9. Бадалов С.Т., Терехович C.JI. К геохимии элементов платиновой группы в Алмалыкском рудном районе (УзбССР) //Доклады АН СССР. - 1966. - Т. 168. -№ 6. - С. 1397-1400.

10. Калинин С.К., Файн Э.С., Егизбаева К.Е. Стабильный изотоп осмий-187. - Алма-Ата: Наука, 1975. -95 с.

11. Фармазян A.C., Калинин С.К., Терехович С.Л. Особенности геохимии элементов группы платины в рудах медно-молибденовых месторождений Армении // Доклады АН СССР. - 1970. - Т. 190. - № 6. -С. 1455-1457.

12. Тодоров Т.А. Минералы и минерализация платиновых металлов в Болгарии: состояние изученности проблемы // VII Международный платиновый симпозиум: Тезисы докл. - М., 1994. - С. 111.

13. Кунаев A.M., Калинин С.К., Ли И.Е. Распределение изотопа 1870s в продуктах Джезказганского и Балхашского медеплавильных заводов // Химия и технология осмия. - Алма-Ата, 1985. - С. 195-200.

14. Лазаренков В.Г., Петров С.В., Таловина И.В. Геохимия элементов платиновой группы. - СПб, 2001. -С. 207-212.

15. Туресебеков А.Х., Каширский С.А. Технологическая минералогия и оценка руд в связи с комплексным освоением медно-молибденовых и других месторождений Республики Узбекистан // Тез. докл. ВМО. -СПб, 2001.-С. 104-106.

16. Werle J.L., Ikzamuddin М., Mutscheer ЕЕ. Allard stock, La Plata Mountains, Colorado-analkaline rock-hosted porphyry copper-precious metal district // Canad. J. Earth. Sci. - 1984. - V. 21. - № 6. - P. 630-641.

17. Tarkian M., Coopmar G. Platinum-group minerals in the Santo-Tomas II (Philex) porphyry copper-gold deposit, Luson-Island, Philippines // Mineral Deposits. - 1995. - V. 30. - P. 39-47.

18. Колпакова H.A., Иванов Ю.А., Коробейников А.Ф. Определение платиновых металлов в рудах и концентратах методом инверсионной вольтамперометрии // Платина России. Проблемы развития минерало-го-сырьевой базы платиновых металлов. - М.: АОЗТ "Геоинформмарк", 1995.-Т. II.-Кн. 1.-С. 181-184.

19. Авдонин В.В. Принципы геолого-промышленной типизации рудных месторождений. - М.: ЗАО: "Геоинформмарк", 1999. - 40 с. (Геология, методы поисков, разведки и оценки твердых полезных ископаемых: Обзор).

УДК 552.322+553.411.071

МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ АССОЦИАЦИИ КИСЛЫХ ГИПАБИССАЛЬНЫХ

ПОРОД БЕРИКУЛЬСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ

И.В. Кучеренко

Томский политехнический университет E-mail: lev@tpu.ru

Приведены результаты изучения минерального и химического составов кислых гипабиссальных пород Берикульского рудного поля. Установлены три вида гранитоидов: низкощелочных, нормальных, лейкократовых гранитов. Каждый вид представлен аплитовидной, порфировидной, пегматоидной структурными разновидностями и одной биотитовой минеральной разновидностью. Все виды гранитоидов относятся к весьма высокоглиноземистым и преобладающе к калиево-натриевой петрохими-ческой серии при эпизодическом участии пород калиевой серии. По совокупности признаков, в частности, с учетом пространственно-возрастной близости, сходства составов плутонических гранитоидов мзртайгинского времени и кислых гипабиссаль-ных пород рудного поля сделан вывод об образовании последних в составе Мартайгинского комплекса, вероятно, на заключительных этапах его становления.

Введение

Ранее [1] было показано структурное и возрастное положение даек кислых пород Берикульского рудного поля. Они представляют автономную от более поздних основных гипабиссальных пород ассоциацию, что следует из фактов пересечения их более многочисленными хорошо раскристаплизо-ванными дайками долеригов, в эндоконтактах или

в маломощных (до 5...20 см) телах - в полном объеме сложенными афанитовой породой. Афанитовое строение долеритов, свидетельствующее об относительно быстром застывании расплавов, зафиксировано и в участках пересечения долеритами даек кислых пород. Во вскрытом объеме рудного поля задокументировано около 300 даек основных пород и около 150 даек гранитоидов, при этом не обнару-

жено ни одного случая пересечения вторыми первых. Те и другие дайки известны в габброидах восточной и южной окраин рудного поля, а также на юго-восточной его периферии среди гранодиоритов и адамеллитов штоковидного тела в скальных обнажениях правого борта ручья Сухой Берикуль.

Все гипабиссальные кислые и основные породы, в отличие от вмещающих дайки и руды покровных вулканитов берикульской свиты, не несут признаков контактового метаморфизма (ороговикова-ния) и контактового метасоматизма (скарнирова-ния), но, за исключением внутри- и позднерудных даек долеритов, в контактах с золоторудными кварцевыми жилами березитизированы. Интрузивное происхождение даек доказывается морфологией вмещающих трещин (отрыва) и наличием в них обломков ороговикованных вулканитов, особенно заметных в телах гнездовой формы.

Приведенными и некоторыми другими фактами обеспечивается реконструкция последовательности геологических событий в занятом рудным полем блоке земной коры, включая процесс рудообразо-вания.

1. Петрохимия кислых пород

В качестве предварительных замечаний отметим, во-первых, что количественный минеральный состав кислых пород одного вида, определенный в шлифах на интеграционном столике, демонстрирует значительные вариации содержаний минералов и не всегда строго согласуется с более усредненными данными химических анализов проб обычной массой 1,0...1,5 кг. Очевидно, это обусловлено существенной неравномерностью распределения мине-

ралов в объеме породы и малыми размерами шлифов. Поэтому, при диагностике классификационного положения пород целесообразно в первую очередь ориентироваться на петрохимические показатели с учетом их минерального состава.

Во-вторых, корректность петрохимических выводов зависит от степени сохранности начального химического состава пород. Все изученные дайки (111), как отмечалось, дорудные, залегают внутри рудного поля и некоторые подверглись околорудному гидротермальному калиево-сернисто-углекис-лотному метасоматизму с образованием березитов. Поэтому, в соответствии с целями данной работы подбирались пробы из даек, наиболее удаленных от рудных тел и наименее измененных. Учитывалось также, что наиболее чуткий показатель степени изменений пород в этих условиях - содержание карбонатов и сульфидов, поскольку при околорудной березитизации наиболее масштабные преобразования химического состава изверженных не содержащих карбонатов и относительно высококалиевых бессульфидных пород связаны с привносом углекислоты и серы. В таблице видно, что поступление обоих компонентов незначительно, а слабая степень изменений пород на уровне до 1...6 объемных % эпигенетических минералов фиксируется в шлифах. На петрохимической диаграмме (рис. 1) также можно видеть отсутствие тенденций в изменении химических составов пород в зависимости от содержания углекислоты - породы с разным ее содержанием представляют все семейства. Не следует ожидать и существенного удаления натрия и кремнезема, обычного для березитов, но не свойственного слабо измененным породам в обрамлении березитов. Неко-

Таблица. Химические составы кислых гипабиссальных пород Берикульского рудного поля, мае. %

Номера проб Компонента аГ

S¡02 А1А КгО ЫагО СаО MgO Fe20, FeO MnO Ti02 PA CO, ^сульфид. H20' ППП E

316 68,00 16,60 2,20 3,74 3,84 0,89 0,38 2,76 0,06 0,43 0,22 0,22 0,13 1,22 - 100,69 4,12

148 68,86 15,09 3,58 2,78 3,01 1,21 1,41 2,20 0,05 0,35 0,14 0,78 0,01 1,18 100,65 3,13

1326 67,92 15,24 3,60 4,05 2,26 0,89 1,20 2,14 0,05 0,42 0,23 0,45 0,24 - 1,05 99,74 3,60

1330 68,08 15,78 4,00 4,23 2,26 0,81 1,31 1,86 0,09 0,39 0,20 0,58 0,14 - 0,61 100,34 3,96

223 69,60 16,60 2,85 4,40 2,25 0,81 0,88 1,80 0,09 0,20 0,07 0,00 0,00 1,36 _ 100,91 4,76

317 69,75 14,65 3,75 4,10 1,81 0,60 0,99 1,66 0,05 0,24 0,07 0,76 0,00 1,04 _ 99,47 4,51

218 70,00 15,00 1,80 4,75 3,66 0,40 1,15 0,69 0,04 0,20 0,46 0,31 0,00 0,92 _ 99,38 6,70

278 71,50 13,21 5,50 2,70 2,69 0,48 0,00 1,93 0,06 0,27 0,15 1,42 0,08 0,62 - 100,61 5,48

48 71,77 13,94 6,25 1,68 1,96 0,62 0,55 1,59 0,05 0,28 0,07 0,18 0,01 0,58 _ 99,53 5,05

154 71,82 12,96 5,80 2,00 2,96 0,30 1,02 1,04 0,03 0,14 0,03 0,40 0,07 0,92 - 99,49 5,49

107 71,82 13,58 3,30 4,50 1,41 1,02 0,70 2,02 0,05 0,20 0,40 1,12 0,06 0,20 - 100,38 3,63

256 72,96 13,67 3,73 3,48 0,15 1,53 0,72 0,65 0,03 0,90 0,00 1,05 0,02 0,70 - 99,59 4,71

274 73,17 14,70 3,88 3,70 1,65 0,32 0,31 1,02 0,05 0,15 0,08 0,07 0,02 0,82 - 99,94 8,91

1327 73,71 12,91 4,60 3,58 1,47 0Д4 1,52 1,14 0,04 0,14 0,07 0,67 0,04 - 0,10 100,23 4,45

276 74,00 14,28 4,56 3,65 1,55 0,16 0,30 1,11 0,05 0,20 0,01 0,08 0,06 0,86 _ 100,87 9,09

639 74,16 13,70 4,14 3,66 1,18 0,25 0,32 2,31 0,05 0,17 0,00 0,36 0,03 0,00 - 100,33 4,76

630 74,69 13,63 4,15 3,12 1,10 0,50 2,08 0,41 0,09 0,17 0,03 0,25 0,00 0,00 - 100,22 4,56

635 75,13 12,82 4,65 3,12 0,69 0,30 1,12 1,35 0,04 0,15 0,05 0,00 0,01 0,00 - 99,43 4,63

272 75,90 12,67 4,46 3,50 1,14 0,24 0,00 1,24 0,05 0,12 0,12 0,62 0,03 0,43 - 100,52 8,56

41 75,89 1233 3,27 3,72 1,20 0,78 0,56 0,89 0,05 0,20 0,07 0,81 0,01 0,42 - 100,20 5,53

Примечания:

1) Пробы 316,148 - аплитовидные низкощелочные граниты; пробы 1326,1330, 223,317, 278,48,154,107, 256 - аплитовидные граниты; пробы 274,1327,276,639,630,635,272 - аплитовидные лейкограниты; проба 218 - пегматоидный низкощелочной гранит; проба 41 -пегматоидный лейкогранит.

2) - не определялось.

3) э1* - коэффициент глиноземистости.

4) Полные химические анализы пород выполнены в Центральной лаборатории Западно-Сибирского геологического управления МГиОН РСФСР под руководством И.А. Дубровской

Дар+КДмас.Х

амейстбо кбариебих

саехитоб

семейспбб

гСаНО-Зисритоб

Тн1—,-

----------------© _

се*ейст$с умеренно

-л-

1 семейапЬо граниты

1

I „ +

I щглоекыо: Лвйкосра*итс8

------------

Ф ©

i-eMCUCrr.be Л£Сжо! __________

семейство низяощелын&х грзчи/поЯ

N Г

77

Рис. 1.

Химические составы кислых пород даек Берикульс-кого рудного поля в координатах 5Ю2 ~ (Ыа20+К20). 1) фигуративные точки химических составов аплито-видных гранитов и лейкогранитов с содержанием С02 менее 0,25 % (а), 0.25...1.0 % (б), более 1,0 % (в), 2} ~ пегматоидных низкощелочных гранитов и лейкогранитов; 3) фигуративные точки химических составов аплитовидных гранитов и лейкогранитов с преобладанием калия над натрием. Граничные значения петрохимических параметров заимствованы из [21

<и 1

4

« •

4--

а€'=А1Д /

структура, массивная текстура с элементами такси-товой, внешне выраженной слабо и обусловленной неравномерным, пятнообразным и/или неясно полосчатым распределением в одной дайке пород с варьирующими соотношениями количества типо-морфных минералов. Породы каждого семейства светло-серые, серые, розово-серые, розовые, имеют аплитовидный облик. Цвет пород изменяется нередко в пределах одной дайки, что согласуется с неравномерным распределением розовых щелочных и серых, светло-серых известково-щелочных полевых шпатов. Все перечисленные признаки следует иметь в виду, но из дальнейшего употребления представляется целесообразным исключить во избежание многочисленных повторений, ограничившись указанием вида породы и ее петрохимической индивидуальности.

Исключение составит достаточно редкая пегма-тоидного облика порода, которая иногда занимает небольшие объемы в гнездообразных телах аплитовидных гранитоидов, имеет с последними постепенные переходы, а минералого-химический состав ее соответствует таковому заполняющей тело аплито-видной породы (рис. I). Очевидно, здесь мы имеем дело со структурными разновидностями гранитоидов.

Дайковые кислые породы рудного поля представляют три семейства и, соответственно, три вида: низкощелочных гранитов с пегматоидной разновидностью, гранитов и лейкогранитов с разновидностью пегматоидных лейкогранитов в области перехода к низкощелочным гранитам (рис. 1). Можно предполагать существование пегматоидных гранитов, однако они не были обнаружены. Поздняя из выявленных двух генерация даек гранитоидов представлена более лейкократовой породой.

Породы перечисленных видов относятся к весьма высокоглиноземистым, а несколько даек лейкогранитов обособляются от других наиболее высоким (около 9) коэффициентом глиноземистости (рис. 2). Вместе с тем, большинство пород принадлежит к калиево-натриевой петрохимической серии, лишь в двух пробах (№№ 48, 154) из всего массива - к калиевой.

Рис. 2. Химические составы кислых пород даек Берикульс-кого рудного поля в координатах а1т=А1203/ (Ре0+Ре203+Мд0)-№20/К20. Условные обозначения см. на рис. 1

торые тела сложены совершенно свежей породой (пробы №№ 223,274,276,635, таблица), и они также представляют разные семейства (рис. 1). На основании приведенных фактов и соображений представляется справедливым заключение о соответствии в определяющих выводы чертах используемых результатов химических анализов первичному составу пород.

В третьих, породы всех изученных даек несут признаки сходства. Для них свойственна мелкозернистая, разнозернистая, нередко порфировидная

2. Минеральный состав кислых пород

В породах каждого вида минеральный состав содержит признаки межвидового сходства и различий. Последние, в основном, касаются особенностей состава полевых шпатов, количественных соотношений полевых шпатов и кварца, содержания темноцветного минерала. В остальном породы сходны, в связи с чем целесообразно во избежание повторений дать сводное описание минерального состава, подчеркивая особенности, свойственные каждому виду.

Совокупность типоморфных минералов всех пород включает кварц, известково-щелочные и щелочные полевые шпаты. Статус существенного иногда, прежде всего в низкощелочных гранитах,

приобретает биотит, содержание которого достигает в них 10 %, оставаясь в гранитах на уровне 0...2 %, а в лейкогранитах опускаясь до 0... 1 %. В качестве редчайших микровключений (десятые доли мм) в низкощелочных гранитах и гранитах обнаружены авгит и обыкновенная роговая обманка. Набор акцессориев включает апатит, циркон, магнетит, сфен в форме редких мелких вкрапленников. К эпигенетическим относятся серицит, кальцит, хлорит (преобладают), эпидот, рутил, лейкоксен, магнетит, пирит.

Кварц, полевые шпаты и биотит присутствуют в двух формах, представляющих, по-видимому, два этапа кристаллизации расплавов: крупных, до 1...3 мм, в редких порфировых выделениях - до 5 мм, в пегматоидных разновидностях - до 20 мм, и агрегатов мелких (сотые-десятые доли мм) кристаллов и зерен.

Идиоморфные таблитчатые и более или менее изометричные кристаллы плагиоклазов в реакционном срастании с замещающими их ксеноморфны-ми зернами щелочных полевых шпатов и кварца определяют гипидиоморфнозернистую структуру пород. Характерные включения кварца в кристаллах щелочных полевых шпатов и в межзерновом пространстве придают породам, особенно в пегматоидных разностях, также элементы пегматитовой (письменной) структуры.

Содержание плагиоклазов, не считая альбита в пертитовых вростках щелочного полевого шпата, по данным подсчетов на интеграционном столике в низкощелочных гранитах изменяется в пределах 30...35 %, иногда снижается до 25 %, в гранитах - в пределах 20...30 %, в лейкогранитах - в пределах 15...30 %. Кристаллы нередко зональны: в ядрах кристаллов в низкощелочных гранитах состав их отвечает андезину (АП35.45), в гранитах - кислому андезину (Ап30_40), в периферийных зонах в обеих породах - олигоклазу при широких вариациях. В лейкогранитах зональных кристаллов не замечено, но крупные кристаллы I этапа кристаллизации имеют более основной состав вплоть до основного олигок-лаза, а мелкие кристаллы II этапа представлены кислым олигоклазом. В незональных кристаллах мы имеем дело в низкощелочных гранитах с основным олигоклазом - кислым андезином, в гранитах и лейкогранитах - с олигоклазом (Ап15.30). Плагиоклазы обычно слабо замещены серицитом на уровне редкой, иногда существенной вкрапленности, содержат мельчайшие включения кальцита.

Щелочные полевые шпаты, как правило, количественно преобладают над плагиоклазами, лишь в низкощелочных гранитах несколько уступая им. Содержания их по отдельным замерам достигают 40...45 %. В составе щелочных полевых шпатов участвуют ортоклаз и решетчатый микроклин; первый в разной степени, в том числе существенно, политизирован.

Заметно преобладает ортоклаз, в крупных зернах, как правило, насыщенный (до 20...30 %) пер-

титовыми вростками альбита нитевидной, чечеви-цеобразной, неправильно линзовидной форм. Содержит мелкие вростки таблитчатого плагиоклаза с коррозионными очертаниями, в свою очередь замещается мелкими зернами ксеноморфного кварца в агрегатах.

Кварц обнаруживает значительные вариации в содержании, которые укладываются в интервал 21...40 %. Количества его увеличиваются от низкощелочных гранитов к лейкогранитам. В крупных зернах наряду с ксеноморфизмом ему свойственны кристаллографические ограничения и срастания с другими минералами по прямолинейным границам. Содержит пойкилитовые включения плагиоклазов, ортоклаза, биотита. Мелкие зерна имеют сложные ограничения с взаимопроникновением одних в другие, реакционные соотношения с другими минералами.

Бурый биотит в крупных и мелких чешуйках, часто изогнутых, определяет принадлежность к био-титовой разновидности всех трех видов гранитов. Он либо свежий, либо замещен вдоль спайности бледно-зеленым хлоритом частично, иногда полностью. Кроме хлорита, в составе продуктов замещения образованы кальцит, эпидот, рутил, лейкоксен, магнетит, пирит, серицит. Последний в крупных чешуйках разрастается до мусковита - конечного продукта замещения, очищаясь от перечисленных минералов, которые скапливаются по периферии его чешуек или вдоль направлений спайности.

Заключение

Таким образом, по минералого-химическому составу кислые гипабиссальные породы Берикуль-ского рудного поля, наиболее ранние из послеплу-тонических магматических производных, представлены тремя видами: низкощелочных, нормальных, лейкократовых гранитов с аплитовидной, порфиро-видной и пегматоидной структурными разновидностями в каждом семействе. Вместе с тем, по составу существенного (второстепенного) темноцветного минерала все они принадлежат к биотитовой разновидности, редко авгит- или амфиболсодержащей. Важнейшие петрохимические параметры их, - коэффициент лейкократовости, Иа/К - отношение, обычны для гранитоидов каждого вида. Видовое разнообразие пород, вероятно, обусловлено эволюционным развитием магматизма в направлении увеличения кремнекислотности поздних расплавов, уменьшения их известковистости и магнезиально-сти.

Обсуждаемые гипабиссальные породы образованы в возрастном интервале между становлением плутонов Мартайгинского комплекса (Центрального, Солгонского, Дудетского) и формированием ме-зотермального золотого оруденения в объеме Центрального, Комсомольского, Берикульского и других рудных полей. Как было показано [1], по меркам длительности геологических событий возраст тех и других близок. Отсюда должен следовать вы-

вод о незначительном перерыве или отсутствии такового при образовании плутонических и гипабис-сальных пород, близких по видовому составу, сходных по схеме эволюции составов от более мезокра-товых к более лейкократовым, что вообще свойственно гранитоидным магматическим комплексам.

С учетом приведенных фактов представляется

наиболее вероятным образование ассоциации ранних кислых даек рудного поля как производных заключительных фаз функционирования глубинных гранитоидных очагов мартайгинского времени и, следовательно, принадлежность этой ассоциации к Мартайгинскому комплексу.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Кучеренко И.В. Малые интрузии Берикульского рудного поля (Кузнецкий Алатау) // Известия Томского политехнического университета. - 2003. - Т. 306. -№ 4. - С. 28-33.

2. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография. Часть 1 / Е.Д. Андреева, В.А. Баскина, O.A. Богатиков и др. - М/. Наука, 1985. - 367 с.

УДК 550.831.05

СТАТИСТИЧЕСКАЯ ПАРАМЕТРИЗАЦИЯ СИММЕТРИЧНЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ОБЪЕКТОВ

В.Н. Устинова, И.Г. Устинова

Томский государственный университет E-mail: ustinova@ggf.tsu.ru

В строении и иерархической согласованности дискретных геолого-геофизических объектов выявляется определённая закономерность и упорядоченность в их размерах. Она обнаруживается в форме структур, в их пространственном расположении и временном следовании. Повторяемость форм проявляется и достаточно легко типизируется в морфологии поверхностей и морфологических сочетаниях геофизических полей. Математическая идентификация типового облика структур эффективно выполняется с использованием автокорреляционного анализа и фильтров Винера.

Геолого-геофизические объекты на любом из изучаемых уровней организации есть система систем и могут рассматриваться как упорядоченное множество дискретных элементов [1-3]. Любая геолого-геофизическая моносистема представима как двух, трёх и более компонентная с эмерджентными свойствами. В вертикальном разрезе дискретность и вложенность геолого-геофизических систем обнаруживается в наличии разнопорядковых циклитов [4]. На поверхности земных оболочек она проявляется в мозаичной, но закономерно построенной совокупности геологических объектов [5]. Дискретность оболочечных объектов имеет прямоугольную симметрию [6, 7], которая осуществляется через систему ортогональных трещин; либо - квазиконцентрическую [8,9], связанную со структурами центрального типа. Прямоугольные и концентрические блоки структурно согласованы и являются составными частями дискретно-иерархической [10] блоковой системы.

Вещественно-структурные комплексы осадочных нефтегазоносных бассейнов, формирующиеся в длительной истории геологического развития, имеют ряд устойчивых форм пространственно-морфологического проявления, в близких морфологических конфигурациях обнаруживаются в геофизических полях. Типовые морфологические сочетания в нефтяной геофизике достаточно надёжно выявляются в палеоповерхностях, строящихся по сейс-

мическим данным, картах геофизических параметров (структурные карты, карты энергий отражений и др.).

Устойчивые морфологические типы рельефа и потенциальных полей характеризуются: кольцевым; вихревым; спиральным; симметрично-сигмоидным [11] (взаимодополняемым по положительным и отрицательным формам); двух-, трёх-, четырёх-, се-милучевым сочленением [5] и т.д. основных элементов морфологии.

Для выявления и истолкования аномалий цент-рально-зонального типа могут использоваться различные методы. Среди них, в силу наличия типических сочетаний аномальных проявлений, наиболее эффективны вероятностно-статистические методы, методы классификации и др.

В рамках эргодичной и стационарной модели анализируемого поля (будь то геофизическое поле или рельеф поверхности) важные сведения о свойствах аномалий можно получить по автокорреляционной функции (АКФ), энергетическому спектру, математическому ожиданию. Наиболее информативными для оценки свойств составляющих потенциальных полей и полей сейсмических параметров являются функция автокорреляции и энергетический спектр. Среди параметров автокорреляционной функции, характеризующих форму и поперечные размеры изучаемых объектов, выделяются дисперсия, радиус нулевой корреляции [12] и др. Радиус