13. Методика комплексного прогнозирования рудоносности площадей тектономагматической активизации на примере Орловско-Спокойненского редкометального рудного поля

Вводные замечания. В практике геологоразведочных работ для оценки перспективности рудоносных площадей используется структурно-геоморфологический анализ, основанный на пространственно-временной связи рельефа с геолого-структурными особенностями территории. В процессе развития геоморфологической структуры происходит формирование современного облика рельефа и вывод месторождений в денудационный срез. Поэтому для получения прогнозной оценки рудоносных площадей обычно ставят следующие две задачи: 1 – выявление структурно-геоморфологического плана исследуемого района и 2 – определение величины денудационного среза как критерия оценки перспективности оруденения исследуемой территории. Но в геологоразведочной практике изучения рудных площадей районов тектономагматической активизации встречаются варианты, когда в пределах рудного поля нужно выявить погребённые продуктивные магматические тела, скрытые в толще вмещающих пород, физические параметры которых такие же, или почти такие же, как и у этих толщ. В этом случае геолого-геофизические методы сами по себе малоэффективны, а вторая задача, означенная выше, теряет свою актуальность. На первый план выступает другая задача – определение геолого-геоморфологических следов-индикаторов погребённых тел. Ими могут быть системы открытых (водоносных) и закрытых (минерализованных) трещин и разрывных нарушений, сложно фиксируемых поднятий поверхности рельефа и др. Они могут возникать в результате подвижек дискретных тел внутри вмещающих пород под воздействием стресс-напряжений, вызванных землетрясениями или даже малоконтрастными новейшими дислокациями. Все сопутствующие им формы при генерализации должны укладываться в образы, фиксируемые картометрическими и дистанционными методами исследования. Такие индикаторы отображают как криптоморфные геоморфологические структуры, так и морфосируктуры разной степени выраженности. Но все они представлены ансамблями малых форм рельефа, выявляемых в процессе крупномасштабного геоморфологического картографирования. Методика изучения таких образов должна отличаться от той, которая принята в морфоструктурном анализе, так как должна обеспечивать решение следующих задач: 1 – получение общих представлений о закономерностях морфолитогенеза, 2 – выявление структурно-геоморфологического плана рудной площади, 3 – создание точнейшей геоморфологической карты, обеспечивющей индикационное структурно-геоморфологическое дешифрирование, 4 – генерализацию данных этой карты солгласно выявленным структурно-геоморфологических признакам рудоносных тел, 5 – построение комплексных структурно-геоморфологических моделей рудномагматических тел, 6 - корреляционный анализ последних с глубинным строением на основе геофизических методов, рудно-геохимической специализации и построение на этой основе геодинамических моделей, 7 – создание системы прогнозирования погребённых рудоносных тел. Весь комплекс задач решается в процессе нижеследующих операций:

1. Получение общих представлений о закономерностях строения рельефа региона.

2. Изучение физико-географических условий рельефообразования.

3. Экзодинамические условия дифференциации рельефа рудного поля.

4. Изучение структурно-геоморфологических условий строения рудного поля.

5. Построения полевой геоморфологической карты рудного поля.

6. Геоморфологическая классификация рельефа и построение легенды.

7. Выявление основных структрно-геоморфологических закономерностей при генерализации данных геом. картографирования.

8. Выявление геоморфологических признаков рудоконтролирующих структурных форм.

9. Комплексный линеаментный анализ геоморфологической карты.

10. Структурное дешифрирование АФС крупных масштабов.

11. Выявление структуры линеаментного поля по данным картометрии.

12. Составление карт блокового деления рудного поля.

13. Составление карт плотности линеаментов.

14. Выявление элементов прогноза оруденения по всем аспектам геоморфологического анализа.

15. Составление и анализ необходимых морфометрических карт.

16. Составление карты мощностей рыхлых образований.

17. Осуществление комплексного прогноза рудоконтролирующих структурных форм по геоморфологическим данным.

18. Совместный анализ прогнозных элементов по геоморфологическим данным с данными геофизических и геохимических съёмок.

19. Выделение прогнозных площадей и точек под разведочное бурение.

Общие представления о закономерностях строения рельефа Юго-Восточного Забайкалья и геолого-структурная характеристика региона. Орловско-Спокойнинский редкометальный рудный узел расположен в краевой зоне Агинского рифей-вендского консолидированного массива. В позднем мезозое эта область подверглась интенсивной гранитизации, в результате чего возникла гигантская центрозональная тектоно-магматическая криптоморфная структурная форма центрального типа (около 200 км в диаметре). Внешняя её часть представлена кольцевой зоной разуплотнения (до – 500 мГал), которая тяготеет к краевой части Агинского срединного рифей-вендского массива. С малыми очаговыми структурами центрального типа внутри неё связаны автохтонные кисло-гранитные тела кукульбейского комплекса. В геометрическом центре наблюдается слабо разуплотнённая область кольцевой формы (от - 50 до - 150 мГал), соответствующая гранитоидам среднего состава шахтаминского комплекса с гипотермальным рядом промышленных редкометально-вольфрамовых местрождений. Кольцевое распределение интрузивных кислогранитных массивов внешней кольцевой зоны осложняется и радиальным рисунком разрывных нарушений. Орловско-Спокойнинский рудный узел расположен в северной части внешней кольцевой зоны. Геодинамическая и металлогеническая модели Агинской центрозональной структуры в региональном плане и представлены на рис. 13-1 - 13-7.

Физико-геогафические условия рельефообразования Юго-Восточного Забайкалья. В пределах изучаемого района общих крупномасштабных физико-географических и специальных геоморфологических работ не проводилось. Лишь в некоторых фондовых материалах и ранних литературных источниках содержаться общие сведения о рельефе Ага-Хилинского междуречья. В большинстве случаев они носят случайный характер. Имеющиеся в геологических отчётах геоморфологические карты схематичны, не имеют целенаправленного назначения и в настоящее время не соответствуют современному уровню развития науки и поисковой практики. Поэтому приводимые далее характеристики рельефа основаны на авторских исследованиях рельефа, физико-географических условий его образования и геоморфологическом картографировании масштаба 1:10000 (на площадь 374 км²), проводимого на основе морфодинамического принципа с использованием аэросъёмки масштабов от 1:5000 до 1:47000, картометрии, структурно-геоморфологического анализа по различным типам аналитических карт и схем, построенных по разным методам морфометрических построений.

Длительность и многочисленность эпох орогенеза в Восточном Забайкалье привело к тому, что около 80-90% территории занято выходами коренных пород гранитного состава. Семиаридный континентальный климат данного региона возник здесь на ранних этапах развития природной среды в позднем кайнозое и был устойчив длительное время, поскольку Забайкалье удалено от океанических пространств. Эти обстоятельства способствовали образованию специфичных геоморфологических структурных и осложняющих их малых форм экзогенного рельефа, в той или иной мере отражающих формационную структуру субстрата. Наличие линейных хребтов и разделяющих их котловин усиливает континентальность климата и способствует развитию здесь криогенного морфогенеза в условиях Сибирского антициклона установившегося в неоплейстоцене. Специфическими климатическими особенностями Восточного Забайкалья следует считать сухость, низкие температуры зимнего периода, повышенную солнечную радиацию, сопровождающиеся интенсивной дефляцией. Эти факторы обусловили высокую интенсивность морозного и температурного выветривания.

Ограниченную роль в рельефообразовании и выносе рыхлого материала играют постоянно действующие эрозионные процессы. Решающая роль в разрыхлении и транспортировке обломочного материала принадлежит криогенным, пролювиальным процессам, плоскостному смыву, массовому и эоловому переносу физической коры выветривания. Колебание годовых температур здесь охватывает слой в 10-17м, а глубина сезонного промерзания и оттаивания колеблется от 2 до 8м. Глубина проникновения суточных колебаний температур здесь тоже весьма значительна и составляет 179-181см. Но наибольшее разрушение пород происходит в слое до 0,5м. Преобладающими процессы физического выветривания являются фрактолизация, сапролитизация, псаммитизация и алевритизация. Интенсивность ливневой эрозии в короткое лето, криогенная планация обусловливают или обусловливали в недалёком прошлом широкое развитие здесь таких специфичных форм рельефа как водосборные воронки первично нивального происхождения, педименты, курумы, долины-мари, различные формы водораздельных гребней и скальных останцов, конусы выноса и коллювиально-пролювиальные подгорные шлейфы, формы плоскостного смыва, мерзлотных явлений, дефляции и др.

В результате действия этих геоморфологических агентов в Агинских степных ландшафтах, расположенных между Эрмановским, Даурским и Борщёвочным горными хребтами, образовалась структурно-денудационная равнина с островным крупносопочным рельефом вдоль малоконтрастных линейных орогенов. Структурно-денудационный рельеф постепенно сменяется аккумулятивной аллювиально-делювиально-пролювиальной равниной .

Экзодинамика и характеристика основных комплексов рельефа. В процессе крупномасштабного геоморфологического картографирования установлено, что в вертикальном гипсографическом ряду Ага-Хилинского междуречья было выделено 3 морфодинамические пояса: вершинный, донный и склоновый.

В вершинном морфодинамическом поясе были выделены следующие формы рельефа: гребневые линии (гребневидные, валообразные, куполовидные, конусовидные островершинные точки схождения граней), отдельные скальные точки вершин, килевые - седловины нескольких морфологических разновидностей, включая и педиментные проходы. Отдельно картировались субгоризонтальные выровненные поверхности и курумы на них, участки линейного, бугристого и структурного микрорельефа в их пределах.

Гребневидные водоразделы на территории рудного поля Ага-Хилинского междуречья отмечаются редко. Они характерны для центральных его частей, где на поверхность выходят массивы гранитов Тымон-Худульского островного остаточного крутосклонного поднятия (Белая гора), и для междуречий юго-западной части характеризуемой площади (массив Хухэ-Челотуй). Этот тип водоразделов лишён покрова рыхлых отложений, ширина их поверхностей не превышает 30-35м. В плане они имеют прямолинейную форму с чередой скалистых гребней. В образовании этих форм ведущая роль принадлежит морозному и температурному выветриванию, приводящему к возникновению скальных останцов и разрушению их до матрацевидных останцовых форм и развалов глыб фрактолитовой коры выветривания.

Валообразные водоразделы распространены повсеместно и имеют сглаженные очертания. Рыхлые отложения физических кор выветривания отсутствуют или маломощны и не превышают 1-2м.

Куполовидные вершины наблюдаются в различных частях площади, но больше всего их в районе выхода гранитных массивов и в юго-западной части района. Именно к таким формам рельефа, возвышающимся над вершинной поверхностью Хангилай-Шилинской сводовой геоморфологической структурной формы, приурочены разрабатываемые Орловское и Спокойненское месторождения. Склоны этих вершин имеют наибольшие уклоны с падением 10-20°.

Редко отмечаются и конусовидные островерхие вершины, размещающиеся в осевых частях сводового поднятий Барун-Килькинда, Булактуй и Барун-Убжигой. Ряд конусовидных вершин приурочен к субмеридиональной Наринской зоне основных интрузий палеозоя, протянувшихся вдоль глубинного разлома северо-западного простирания, сохраняющего свою активность (Рис. 13-8).

Скальные денудационные останцы располагаются на водораздельных педиментах и редко на очень крутых гравитационных склонах (правый борт Тымон-Худульского блокового поднятия). Останцы лаколизуются за счёт селективной денудации. Их высота составляет 3-5м, но иногда на водоразделах они достигает 10-15м. Больше всего их наблюдается в осевых частях редких локальных сводовых поднятий. В целом же для района останцы не характерны.

Седловины и седловинные педименты характерны для всей площади. Тыловые швы этих субгоризонтальных поверхностей чёткие, прилегающие к ним склоны близлежащих вершин крутые; бровки же обращённые к склонам долин - сглажены. Большинство седловин на водоразделах располагается на продолжении тальвегов пролювиальных логов, что подтверждает их связь с зонами тектонической трещиноватости. Общая площадь седловинных педиментов в юго-восточных частях рудного поля, прилегающих к долине р. Хилы, достигает 2,0-2,5км².

В пределах рассматриваемой территории отмечаются фрагменты древних вершинных выровненных поверхностей (педипленов), которые линейно вытянуты вдоль северо-западных водоразделов и достигают в ширину 1,0-1,5км и до 2,0-3,0км в длину. Коры глубокого химического выветривания на них не найдены. С другой стороны, в ходе маршрутных исследований выяснилось, что большинство этих фрагментов приурочены к поверхностям сундучных складок.

Курумы развиты локально и располагаются исключительно на водораздельных поверхностях выравнивания. Небольшие их "пятачки" наблюдаются в районе выхода на поверхность интрузивных массивов: Орловского, Спокойнинского, Барун-Убжигойского, Наринского, Барун-Килькиндинского, Ундурского и у горы Орциг. Следует заметить, что курумы района исследований мелкообломочны, часто заросшие кустарниками и полузадернованы. Это обстоятельство свидетельствует о затухании процессов криогенного выветривания и курумообразования в настоящее время.

Участки аккумулятивного бугристого и линейного структурного микрорельефа развиты на остепнённых водоразделах юго-восточного крыла сводового поднятия отрогов Борщёвочного хребта и связаны с зонами окварцевания, приуроченными к осевым частям складчатых структур. Покров рыхлых отложений на этих участках обычно почти полностью отсутствует, так как здесь наиболее активны агенты выветривания и процессы смещения обломочного материала под влиянием делювиальных и дефлюкционных процессов. Бугристый аккумулятивный микрорельеф сопровождает гравитационные склоны, в местах тектонических смещений выровненных поверхностей водоразделов.

Педименты в пределах Ага-Хилинского междуречья имеют повсеместное распространение, особенно большие площади они занимают на юго-восточных крыльях сводового поднятия, Булактуй, Барун-Убжигой и Спокойный. Максимальный наклон их поверхности достигает 3-5°. Обычно они лишены покрова рыхлых отложений, имеют слегка выпуклый профиль и ярусное строение. Почти всегда на их поверхности наблюдаются террасовидные уступы и участки структурного микрорельефа. Разновысотное положение педиментов может быть обусловлено тем, что данные формы денудационного рельефа могли образовываться одновременно в различных высотных ярусах, но под действием различного набора экзогенных факторов и в зависимости от экспозиции. Их облик находится в прямой зависимости от длительности однонаправленного развития территории, разломной тектоники и степени эрозионно-денудационного расчленения. Основными ведущими рельефообразующими процессами формирования педиментов в степном и лесостепном Забайкалье являются плоскостной смыв, медленное вековое течение каменистых почвогрунтов (крип) и иные мерзлотные процессы. В вершинном поясе островных сопок Ага-Хилинского междуречья, по-видимому, представление о типичных педиментах и нагорных террасах по морфологии очень близки.

Склоновый морфодинамический пояс. В Ага-Хилинском междуречье преобладают (более 60%) пологие (7-12°) склоны обычно прямого или слегка выгнутого профиля. Крутые (более 12°) склоны занимают около 20% площади и имеют прямой или выпуклый профиль. Оставшиеся 20% площади занимают субгоризонтальные поверхности педиментов и днищ долин. Типичная для Забайкалья дисимметрия склонов, связанная с экспозицией, на Ага-Хилинском междуречье не наблюдается.

Данный пояс представлен сложными склоновыми формами рельефа, элементарными однородными поверхностями, различающимися ориентировкой, углами наклона и динамическими процессами на них, «пятнами» аккумуляьтвных микорформ, а также линиями раздела между ними, представленными килевыми перегибами, бровками положительных перегибов и уступов.

Водосборные воронки характерны для склонов массивных куполообразных и конусовидных вершин, а также для крутых дефлюкционных и конжелифлюкционных склонов южной экспозиции. Эти формы рельефа обычно приурочены к участкам повышенной трещиноватости и подтока грунтовых вод. По внешнему виду они напоминают кары. Их днище пологонаклонно, округло, имеет диаметр от 50 до 400 м, и ограничено крутыми вогнутыми склонами. Оно часто прорезано промоиной и окаймлено делювиальным шлейфом, что может свидетельствовать о том, что эти формы реликтовые, вероятно нивального происхождения, в настоящее время неустойчивы и подвергаются процессам деструкции.

Уступы в пределах изученного района встречаются довольно редко и связаны, с разрывными нарушениями, «оживающими» в периоды тектонической активности соседних регионов Прибайкалья и Приморья.

Отрицательные и положительные перегибы склонов отмечаются повсеместно. Их длина по простиранию достигает 800-1500м, а плотность находится в прямой зависимости от степени тектонической раздробленности территории, насыщенной литологическими контактами, дайками и жилами.

Солифлюкцияонная деятельность не играет ведущей роли на склонах (за исключением днищ долин-марей), хотя и проявлена широко. Преобладают формы медленной солифлюкции, проявляющейся в "массивном" течении грунтов с образованием пологих натёчных террасовидных форм без нарушения сплошности дернового покрова. Натечные формы имеют вид валиков и "склоновых бугров пучения" высотой до 1м и до 3-5м в поперечнике. В плане они имеют каплевидную или серповидную форму (в зависимости от крутизны склонов). В верхних частях склонов, где мощность рыхлых отложений уменьшается, "склоновые бугры пучения" исчезают. На поверхности бугров часто наблюдаются небольшие понижения с диаметром до 1м и глубиной до 0,3-0,8м, образовавшиеся в результате просадочных процессов. На передовой части склонов бугров часто отмечаются открытые морозобойные трещины. Бугры располагаются на склонах различных экспозиций, за исключением северных. Они равномерно распределены по склонам или группируются по 5-10 вдоль отрицательных перегибов склонов и тыловых швов элементарных поверхностей.

Пологие дефлюкционные и дефлюкционно-делювиальные склоны занимают наибольшие площади. На них преобладают процессы медленного массового смещения почво-грунтов (крип) под действием гравитации, вымораживания каменного материала и в результате давления плаща вышележащих пород. Существенная роль в перемещении рыхлых отложений на этих склонах принадлежит твёрдо-пластичному течению, при котором движение материала осуществляется благодаря изменениям объёма массы породы при воздействии колебаний температуры и изменения влажности. Делювиальный снос по поверхности дефлюкционных «террас», при котором происходит поверхностное смещение продуктов выветривания горных пород дождевыми и снеговыми водами, здесь имеет подчинённое значение, вследствие отлогости и задернованности поверхности, и не приводит к образованию типичного для него микрорельефа.

Пологие дефлюкционные склоны часто осложнены деллями, мелкими плоскодонными ложбинами, вытянутыми по линиям максимального падения склона. Глубина ложбин достигает 2м, а ширина 5-10м. Дели, в отличие от малых эрозионных форм, не ветвятся, а следуют параллельно друг другу на расстоянии 20-60 м. Эти формы рельефа тяготеют к южной степной части площади и связаны со склонами южной экспозиции.

Крутые (более 12°) дефлюкционные и конжелифлюкционные склоны занимают меньшие площади, но также распространены повсеместно. Они характерны для приводоразедельных частей крупных массивных гор и нижних придолинных частей склонов. Процессы плоскостного делювиального смыва, термогенной и гидрогенной десерпции, дефлюкции являются на этих склонах ведущими, а криогенные явления не играют заметной роли.

Крутые делювиальные (на коренном основании) и делювиально-дефлюкционные крутые склоны (20-35°) формируются в результате быстрого неравномерного сноса. Они имеют южную и юго-западную экспозицию и обычно приурочены к тектоническим уступам. Профиль этих склонов прямой, реже выпуклый. У их подножий отмечаются небольшие коллювиально-делювиальные шлейфы. В пределах рудного поля отмечено всего лишь несколько участков с развитием склонов этого типа.

К гравитационным склонам относятся также редко встречаемые осыпные и обвальные склоны. Этот тип процессов приурочен к приводораздельным частям, скальным гребням и останцам, уступам на склонах островным гор, к крутым склонам, ограничивающим поднятые морфоблоки. Участки гравитационных склонов выделяются на правобережье пади Тымон-Худул, у гор Инкижин, Орциг, Хан-Ула, у водораздельных гребней в южной части рудного поля.

В нижних частях пологих остепнённых дефлюкционных склонов и долинных педиментов наблюдаются пролювиальные шлейфы, связанные с аккумуляцией дресвяно-обломочного и мелкоглыбового материала - продуктов плоскостного и линейного смыва ливневыми водами.

Долинный морфодинамический пояс представлен тальвегами вдоль килевых линий пролювиальных ложбин на коренных склонах, днищами структурно-денудационных долин и их террас, пролювиальными конусами выноса, подгорными коллювиально-пролювиальных шлейфами, долинными мерзлотными буграми пучения с морозобойными трещинами, термокарстовыми западинами, заболоченными участками, промоинами, оврагами и балками, ложбинами неруслового стока, руслами временных водотоков в днищах падей, тальвегами мелких эрозионно-денудационных форм, скоплениями кочковатого микрорельефа, выемками и понижениями, связанными с участками подтока грунтовых вод, выходами минеральных источников (аршанов) и родников пресных вод, участками солифлюкционного микрорельефа днищ долин и распадков.

Структурно-денудационные равнины являются продолжением структурнр-денудационных долин, выдвигающихся в пределы аккумулятивных равнин впадин. Поверхность равнины на выходе из горного рельефа плоская или слегка вогнутая. Поверхность сложена мелкообломочными песчано-глинистыми отложениями, имеющими мощность по данным бурения до 40-50м. Ширина днищ в устьевых частях достигает 1,5-2,0км. У ряда долин поверхности днищ слабо наклонены к одному из бортов, что связано или с неравномерностью действия эрозионно-денудационных процессов, или с тектоническими перекосами блоков.

В прибортовых частях днищ устья крупных долин (Нарин, Зун-Килькинда) отмечаются до 4-х невысоких террас с превышением 0,5-2,0м. Они связаны не с аллювиальными процессами (в настоящее время не характерными для района), а с понижением базиса денудации в ходе уплотнения толщ рыхлых отложений, накапливающихся в днищах долин. Данное уплотнение нужно связывать с понижением уровня грунтовых вод (в результате иссушения климата в позднем голоцене) и последовавшим за этим уменьшением объёма пород, переходящим в сухое состояние. Другой причиной уменьшения объёма пород может быть деградация сингенетической вечной мерзлоты.

К собственно террасовым отложениям р. Аги можно отнести серовато-бурые часто обохренные песчаные отложения (поздний эоплейскоцен-ранний неоплейстоцен), отмечаемые на лево- и правобережном водоразделах в нижней части Зун-Килькинды, правого притока р. Аги. По лито-фациальным признакам эту толщу можно идентифицировать с манзурским аллювием Прибайкалья¹⁶.

У бортов устьевых частей долин наблюдаются подгорные коллювиально-пролювиальные шлейфы и конусы выноса. Подгорные шлейфы представляют собой пологонаклонные (3-5°) поверхности, расчленённые ложбинами и распадками на обособленные участки. Их поверхность усеяна крупными обломками и валунами кварцевого состава. Конусы выноса локализуются в устьевых частях сухих распадков, ложбин и промоин, находящихся на крутых склонах. Их поперечник достигает 200-300м, они имеют слегка выпуклую поверхность.

Долинные мерзлотные бугры пучения достигают в диаметре 50-100м при высоте не более 2-3м. Они, как и термокарстовые западины, характерны только для днищ падей и долин (Барун-Убжигой, Дылберхей, Зун-Килькинда, Дунду-Убжигой, Барун-Килькинда, Нарин, Зун-Убжигой, Улан-Булак, Зун-Ульти и др.). Эти формы группируются на локальных участках по 5-10 штук. Существуют и переходные формы, когда, например, на чётко выраженном бугре пучения наблюдается просадка его центральных частей с образованием небольшого озерка. Крупные (более 20м в диаметре) термокарстовые западины обычно заполнены водой. Бугры пучения многолетние, относятся к инъекционному типу, поскольку типичны для пониженных элементов рельефа. Они развиваются в пределах водопроницаемых песчаных пород и являются результатом замерзания грунтовых вод, переместившихся под действием гидростатического или гидродинамического давления. Протаивание многолетнемерзлых пород и бугров пучения свидетельствует о потеплении климата в этом районе Забайкалья.

Болотистые днища долин наблюдаются в средних и особенно в верхних наиболее увлажнённых частях крупных долин (Барун-Убжигой, Зун-Убжигой, Нарин, Барун-Килькинда, Улан-Булак и др.). С этими же участками ассоциирует и кочковатый микрорельеф.

В бортах крупных долин (Нарин, Зун-Килькинда, Барун-Килькинда, Барун-Убжигой) отмечаются специфические для Забайкалья выемки (до 20-50м в поперечнике) и воронкообразные понижения, связанные с участками интенсивного подтока грунтовых вод, выходами родников и минеральных источников (аршанов).

С временными флювиальными процессами, возникающими в период ливневых дождей, связано образование оврагов, балок и промоин. Для оврагов не характерно древовидное строение. Обычно они имеют простые линейные формы и отличаются от промоин только размерами (до 0,5км в длину, 5-10м в ширину и 2-3м в глубину). Развитию значительной части оврагов способствуют антропогенные факторы: распашка земель, неумеренный выпас скота, ошибки в строительстве дорог и др.

Русла временных водотоков в днищах долин являются единственными чисто эрозионными формами в исследуемом районе. Их глубина (до 2м) и ширина (до 5-8м) изменчива по простиранию, формы извилисты. Их выполняющий аллювий плохо сортирован, слабо окатан и по объёму составляет всего около 1-2% всей массы рыхлых отложений, залегающих в днищах долин.

Днища небольших распадков занимают ложбины неруслового стока. По ним осуществляется вынос рыхлого материала в крупные долины и межгорные впадины. Механизм перемещения склонового материала в долины здесь обусловлен крипом и солифлюкцией. Ширина ложбин достигает 200-300м, а длина - 3-4км. Во многих случаях в их днищах развиты процессы солифлюкции и мерзлотного пучения, приводящие к появлению бугристого и кочковатого микрорельефа, образованию морозобойных трещин (длина до 5-10м и ширина 1-10см). Подобные долинные формы характерны для лесостепной и лесной зон Забайкалья. Их называют "наволоками", "еланями", "долинами-марями". В пределах рудного поля они оконтуривают осевые части сводовых поднятий. У ложбин неруслового стока иногда отмечаются весьма интересные морфологические особенности – поперечная выпуклость днища и участки продольного профиля с повышением абсолютных высот к устью распадка. Подобная "неестественная" морфология днищ, вероятно, связана с давлением рыхлого склонового чехла, спускающегося со склонов, на отложения днищ, находящиеся в вязкопластической консистенции. Образованию подобных форм способствует перегруженность отрицательных элементов рельефа рыхлыми отложениями, возникшая вследствие затухания эрозионных процессов и замещение их массовым переносом.

В днищах долин и на террасах рек Аги и Хилы в песчаных отложениях наблюдаются небольшие (до 50м в поперечнике и до 1м глубины) понижения, обусловленные процессами дефляции (эолового выдувания).

Подводя итог описанию форм экзодинамического микро- и мезорельефа Ага-Хилинского междуречья, из комбинаций которых складываются образы криптоморфных геоморфологических структурных форм, следует подчеркнуть, что главными факторами экзогенного рельефообразования: расчленения, перемещения осадков и выработки отрицательных форм, являются процессы крипового перемещения рыхлого материала, плоскостного и линейного смыва, возникающего в периоды прохождения ливневых атмосферных осадков, а также мерзлотные явления, такие как солифлюкция и конжелифлюкция (криогенная десерпция). В разрушении горных пород главная роль принадлежит морозному и температурному выветриванию при резком колебании сезонных и дневных температур, обусловленных особенностями солнечной радиации и высоким значениям перепадов дневных и сезонных температур на протяжении года.

Структурно-геоморфологические условия. Район Орловско-Спокойненского рудного поля локализуется в области Монголо-Охотского складчатого пояса на стыке района равнин и полого-холмистых геоморфологических структур восточно-гобийского типа, которые представлены сочетанием линейных поднятий горных хребтов и округлых сводов внутри них. Их цепи перемежаются с рифтоподобными впадинами забайкальского типа. На севере район размещается между Агинской и Хилинской линейными приразломными эмбриональными депрессиями этого типа. С юга располагаются обширные полого-холмистые аккумулятивно-денудационные Ононо-Торейские равнины. С запада и востока к району рудного поля примыкают периклинальные окончания крупных Хентей-Даурского и Борщовочного хребтов (Рис 13-9).

Область морфотектонических структур Монголо-Охотского пояса пространственно совпадает с ореолом распространения средне-верхнеюрских и раннемеловых интрузивных пород. Они имеют восток-северо-восточную ориентировку простирания и генетически связаны с наиболее мобильной зоной верхнемезозойской активизации, развивавшейся вдоль разломов глубинного заложения. Эти магмоподводящие разломы явились генераторами инъективных тектонических движений, отобразившихся в рельефе в виде криптоморфных геоморфологических структур центрального типа (КГСЦТ) различного порядка, осложняющих фотопортреты линейных хребтов овальными и округлыми геометрическими фигурами без видимых изменений линейности морфоструктур.

Район рудного поля пространственно связан с осевой частью линейной геоморфологической структуры Хангилай-Шилинской группы малых островных поднятий, пересекающих Восточное Забайкалье с юго-запада на северо-восток между Даурским и Борщёвочным горными хребтами. Эта цепь островных поднятий или Хангилай-Шилинскоий ороген делится на 4 различающихся по морфологическим характеристикам массива (Рис. 13-2).

Агинскую кольцевую криптоморфную структурную форму с запада, севера, и отчасти с юга опоясывают горные хребты и пологие поднятия, представляющие её секторные морфоблоки и характеризуются абсолютными отметками высот 700-900 м (максимальные 1068м). Средние значения расчленения рельефа, составляющими 3 км/км². Днища падей и крупных долин находятся на абсолютных высотных отметках 650-800м.

Судя по анализу схем разрывной морфотектоники и данных обзорного структурного дешифрирования, простирание большинства крупных линеаментов, контролирующих морфоструктурный план региона, северо-восточное. Перпендикулярные им разломы и зоны трешиноватости являются криптоморфными и не нарушают общей морфотектонической структуры. Они согласуется с простиранием складчатых и разрывных структурных форм. Наряду с ориентированными выделяется большое количество кольцевых и дуговых линеаментов, являющихся элементами строения сводовых поднятий и крупных КГСЦТ. Сводовое поднятие Хангилай-Шилинского валоподобного островного морфоблока пересечено разноориентироваными зонами сгущений линеаментов шириной 2-5 км. Участок пересечения этих зон повышенной трещиноватости совпадает с центром Орловской ГСЦТ в районе рудоносных островных горных массивов Хухэ-Чалотуй и Белая гора. Узел пересечения взаимоперпендикулярных зон локального порядка явился структурной ловушкой, способствующей локализации здесь подводящего канала для крупной Шилинской гранитной интрузии [3], залегающей на глубине под исследуемым рудным полем. А структурные ловушки локального порядка явились наиболее благоприятными местами для внедрения небольших штоков и проявления рудной минерализации. С зонами сгущения трещиноватости связаны крупные (в масштабах рудного поля) ГСЦТ и КГСЦТ.

Орловская кольцевая геоморфологическая структурная форма имеет овальную геометрию линеаментов, слегка вытянута к северу (с диаметрами эллипса 16,5 и 13.6км) и совпадает с полем максимальных абсолютных высот очерчиваемого им кряжа (более 900м). Крупные дугообразные линеаменты, вероятно, генетически связанные с Орловской ГСЦТ, и наблюдаются у пос. Агинское и Цокто-Хангил, а также по долине р. Хилы. В центральной части Орловской ГСЦТ находятся три малых кольцевые формы (Тымон-Худульская, собственно Орловская и Северо-Орловская) с поперечником 3,4-5,3км, пространственно совпадающие с поднятиями, выявленными картометрическими методами. Северо-Орловская кольцевая форма рельефа, хотя и фиксируется как слабоинтенсивное поднятие, но находится в пониженных частях рельефа и, видимо, отвечает ядерным, просевшим при термической усадке, частям криптоморфной Шилинской интрузии. Собственно Орловская и Тымон-Худульская ГСЦТ отвечают крупным поднятиям и находятся на восходящем этапе развития. Реки Ага и Хила. Они заложены по крупным нарушениям фундамента днищ грабенообразных эмбриональных впадин, вытянутых цепочкой к северо-востоку. Юго-восточное крыло проявленного в рельефе поднятия, расположенного к югу от пос. Орловский, образовано двумя линейно-вытянутыми к северо-востоку тектоническими ступенями, резко опущенными относительно осевой водораздельной части . Местные названия падей, посёлков и основных горных вершин представлены на рис.13-8.

Методика построения геоморфологической карты рудного поля масштаба 1:10000. Целью построения геоморфологических карт рудных площадей является установление структурно-временной связи между строением разрушающегося геологического субстрата и малыми формами рельефа, визуализирующими погребённые рудоносные тела. Структурные неоднородности возникают при воздействии на поверхность слабо проявленных тектонических деформаций и «всплывания» легких магматических тел в массе вмещающих пород. Реализация цели предполагает решения следующих задач:

1. фиксация и картографирование форм рельефа, прямо или косвенно связанных с разломами и участками повышеной трещиноватости;

2. выявление мезо- и микроформ рельефа, являющихся индикаторами погребённых гранитных тел с редкометальной минерализацией в виде куполовидных и конусовидных вершин, массивных гор, возвышающихся над поверхностью слабо выраженного сводового поднятия, а также и с косвенными (криптоморфными) признаками глубинных неоднородностей;

3. составление основы для построения карт геоморфологической интерпретации литогеохимических вторичных ореолов рассеяния и карт мощностей рыхлых отложений.

В основе методики картографирования рельефа заложен морфодинамический принцип, который много позже стал широко известным, благодаря трудам А.Н.Ласточкина.

Работа по созданию карты включает 2 этапа. На первом проводится ряд рекогносцировочных маршрутов для изучения всего разнообразия форм и микроформ рельефа с целью создания базы данных, необходимой для построения легенды к карте. На втором производится сама карта. Легенда к ней расширяется и уточняется в процессе картографирования.

При картографировании рельефа на первом этапе обращается внимание на общие закономерности рельефообразования: его геометрические контуры, статику или пластику – особенности горизонтальной и вертикальной кривизы поверхности. Изучалось состояние развития рельефа в зависимости от рельефообразующих процессов (кинематика), а также динамика рельефообразования – направленность развития, крутизна и генезис склоновых процессов. На втором этапе производится отображение этих составляющих на морфодинамической карте. Динамические характеристики картографируются векторами. Векторы ориентируются по направлению то'ковых линий переноса обломочного материала нисходящей ветви литодинамического потока. Их длина ассоциировалась с крутизной склонов. Чем угол наклона меньше, тем длинней вектор. Цвет вектора обозначает генезис процесса на склонах. На генерализованных картах масштаба 1:25 000 и мельче эти тонкости не всегда выполнимы и заменяются упрощенными общими знаками (Рис.13-10). Способом линейных атрибутов картографируются однозначно выделяемые элементы и линии сочленения граней рельефа (тальвеги ложбин стока, водоразделы, уступы, перегибы склонов, бровки, тыловые швы и т.д.). Внемасштабными знаками показываются группировки генетически однородных микроформ. Штриховкой и крапом обозначаются генезис субгоризонтальных аккумулятивных и денудационных поверхностей, выделенных с позиций морфодинамики. Возраст рельефа для данной задачи не имеет решающего значения и поэтому не отображается на таких карте, но обсуждается в процессе описания рельефообразования.

Детальность съёмки масштабов 1:10 000 и крупнее позволяет картогафировать формы рельефа и микрорельефа, имеющие относительную высоту в 1м, с точностью проведения и привязки контуров до 0,2мм в масштабе карты (что составляет 2м на местности). Точность отображения достигается инструментальной высокоточной привязкой всех точек к топогеодезической сети, выполняемой специальным топоотрядом, подготавливающим площадь к геофизической съёмке того же масштаба.

Картографирование осуществляется путём маршрутной фиксации форм, микро- и нанарельефа всей площади по топографическим профилям, пересекающим рудное поле с востока на запад, и магистралям, расположенным меридионально. Расстояние между профилями составляет 100м, а между магистралями - 1км. Профили пикетируются через 50м; нумерация пикетов возрастает с запада на восток. Для точной привязки точек фиксации наблюдений между пикетами используется мерная лента и дополнительная разбивка визирных линий через каждые 10м.

В процессе картографирования измеряются углы наклона склонов, азимуты путей движения и механизм перемещения рыхлых отложений по склону, изучается генезис склоновых отложений, их вещественный состав и литологические особенности, микроморфологические характеристики поверхности, геологическая характеристика выпуклых и вогнутых неоднородностей коренного рельефа, ориентировка трещин и линейных параметров геологических структурных форм.

При движении по профилю карографируется полоса шириной в 100м: по 50м в стороны от линии профиля. Между профилями съёмка проводится в визуальном режиме, используя горный компас и мерный инстумент. Контуры микроформ и другие геоморфологические границы наносятся на пикетажную маршрутную ленту с миллиметровой разграфкой, с которой вся информация в последующем переносится на пикетный план (13-11).

Сложные участки, характеризующиеся высокой насыщенностью микроформ, сложной геометрией рельефа, в случае необходимости, картографируется в М = 1:5000, с соответствующим сгущением маршрутной сети. По участкам "несбивок" и "нестыковок" проводятся дополнительные увязочные маршруты и дешифрируются снимки высокого разрешения. Предложенная методика отличается от официально принятых для данного масштаба высокой технологичностью и может проводиться специалистами разной квалификации, в том числе и студентами старших курсов.

Геоморфологическая классификация рельефа, обеспечивающая масштаб картографирования 1:10 000,. включает следцющую его структуру.