Общие сведения о полезных ископаемых.

Вещественный состав и строение земного шара. Месторождения полезных ископаемых (МПИ) образуются путём накопления минерального вещества в различных участках земной коры. Примеры таких накоплений редки, так как химические элементы горных пород в земной коре находятся в состоянии значительного рассеяния. О степени рассеяния можно судить по химическому составу горных пород, доступных непосредственному наблюдению. Если остановиться на рассмотрении среднего состава изверженных пород, составляющих 95% земной коры, то в этом среднем составе можно увидеть следующее количество химических элементов, входящих в состав земной коры (Табл.12-1). Что касается распространения остальных более редких элементов, то на их долю приходится не более 0,4%.

Обращает на себя внимание то обстоятельство, что общеизвестные промышленные металлы, таеие как медь, цинк, свинец, сурьма, серебро, золото, олово присутствуют в земной коре в значительно меньших количествах, чем, так называемые, редкие минералы: циркон, ванадий, церий, уран, литий. Между тем известно, что много крупных месторождений перечисленных промышленных металлов и мало месторождений редких металлов. Отсюда можно заключить, что условия концентрации тех и других в земной коре различны. А различия эти объясняются разными их миграционными свойствами.

Для учения о полезных ископаемых необходимо не только уточнить представление о распределении химических элементов в земной коре, но и установить главные условия их миграции и выяснить те пути, которые ведут к накоплению их в отдельных участках земной коры.

Так как источником огромного большинства металлических и неметаллических полезных ископаемых являются магматические горные породы, слагающие глубинные зоны земной коры, то необходимо познакомиться с теми гипотетическими представлениями о строении глубинных зон, составе и взаимоотношениях слагающих глубинную сферу масс.

Тело Земли при остывании жидких расплавов под влиянием поля силы тяжести разделяется на три почти не смешивающиеся части: а) железный расплав (уд. вес 8), который мы называем ядром планеты, б) сульфидный расплав (уд. вес. 6-5) и в) силикатный расплав (уд. вес 3,5). В виде жёской корки над этими зонами расплавов выступает земная кора (уд. вес 2,7) Эти расплавы под влиянием силы тяжести приняли концентрическое расположение в виде сфер (Рис.12-1).

В центре сосредоточился железный расплав с сидерофильными элементами, то есть имеющими наибольшее родство с железом. Сидерофильную группу слагают: Ni, Co, Mo, незначительное количество S, P, C, платины и её спутников – Os, Ir, Rb, Rh.

Сульфидно-окисный расплав, состоящий из моносульфида железа – троилита (FeS) и частично из (Fe Ni)S и CuFeS2, а также окисей металлов, является сосредоточием халькофильных элементов или обладающих сродством с серой. К этой группе принадлежат все цветные металлы: Cu, Zn, Pb, Cd, Hg, Sb, Bi, As и драгоценные – Au, Ag, анионы S, Se, Te. Все эти элементы входят в троелитововые скопления в метеоритах.

Силикатный расплав состоит преимущественно из кремнекислотных соединений литофильных элементов: O, Si, Al, Ca, Mg, Na, K, Li, Rb, Cs, Sr, Ba, Ti, Zr, V, Mb, W, Sn, Th, U, Be, B, F, Cl, Br, J, а также элементов редких земель. В нижней части этой зоны предполагается мощный слой эклогитовой оболочки, состоящей из граната и пироксена, являющиеся промежуточным горизонтом между сульфидно-окисной зоной и земной корой. Такое разделение структуры Земли подтверждается скоростями прохождения сейсмических волн.

Классификация месторождений полезных ископаемых. По генезису. Месторождением полезного ископаемого называется такое геологическое тело или в целом структурная форма, в которых под влиянием тех или иных природных процессов произошло скопление минерального вещества, в количественном и качественном отношении пригодного для использования в народном хозяйстве.

Промышленное значение месторождения определяется не только качеством и содержанием полезного ископаемого, ни и целым рядом факторов:

· Запасами,

· Географическим положением в той или иной природной зоне, климатическом поясе, на шельфе и др.,

· Геоморфологическим положением: будь то на вершине хребта, на склоне, в депрессии и т.д.

· Геодинамическими условиями разработки: сейсмичесие или вулканические районы,

· Состояние эксплуатационных свойств: на поверхности или в недрах Земли, карьерная добыча или шахтная выработка, жила или пласт и др.,

· Формула обогащения – степень извлекаемости нужных веществ из породы.

Все МПИ подразделяются на три главные группы:

· Металлические.

· Неметаллические и

· Каустобиолиты.

Металлические полезные ископаемые образуют большую группу под названием рудные месторождения или руды. Руда – это минеральный агрегат, в котором содержатся металлы в количествах, выгодных для эксплуатации.

Неметаллические полезные ископаемые содержат две большие группы:

· Минерального нерудного сырья, включающего обширный ряд алюмосиликатов, силикатов, карбонатов, фосфатов и др., по условиям образования близким к рудным месторождениям.

· Строительные материалы. Они включают ряд горных пород, которые могут быть использованы в качестве каменных материалов, как в естественном виде (диабазы, известняки, кровельные сланцы), так и в переработанном виде (огнеупорные материалы, цементы, асбест, брусчатка).

Каустобиолиты включают всё разнообразие ископаемых углей, горючих сланцев, нефти и газа.

Как и все геологические и геоморфологические процессы, так и все процессы образования месторождений полезных ископаемых, могут быть подразделены на эндогенные, порождённые внутренней температурой и давлением, и экзогенные, обусловленными проявлением внешних сил. Они связаны с солнечной энергией. Главнейшие различия между теми и другими заключаются в следующем.

Эндогенные месторождения могут образовываться на разных глубинах, при различных, но преимущественно высоких давлениях и температурах. Они находятся всегда в самых тесных взаимосвязях с фазами эруптивного процесса, когда всё вещество полезного ископаемого выносится тем или иным способом из магматического очага.

Экзогенные месторождения образуются в поверхностной части земной коры, за счёт действия подземных вод и динамических геоморфологических процессов, в условиях взаимодействия агентов атмосферы, гидросферы и биосферы. Вне всякой зависимости от эруптивного процесса.

При проявлениях различных тектонических процессов за счёт восходящего литодинамического потока или длительных эпох денудационного выравнивания рельефа и физико-химических условий существования тех или иных месторождений, могут резко изменять свои свойства и свойства вмещающих пород. Так эндогенные месторождения, попадая в наружную зону земной коры, подвергаются воздействию внешних агентов и под влиянием механического и химического выветривания, частичного или полного растворения вовлекаются в нисходящий литодинамический поток, приобретая новый состав и новую форму вторичных месторождений. Одним из таких вторичных типов является россыпной процесс, когда полезная компонента рудного или нерудного вещества высвобождается из вмещающей породы и превращается в россыпь.

Но существует ещё один тип месторождений. Он связан с метаморфогенным процессом и образует целый класс метаморфогенных месторождений. В результате окончания первой фазы нисходящего литодтнамического движения рыхлого вещества оно попадает в конечные коллектора, в которых горизонтальное движение под действием силы тяжести вниз но склону прекращается. Осадок приобретает слоистую структуру. Начинается заключительная фаза нисходящего литодинамического потока. Рыхлый осадок уплотняетя под действием силы тяжести, теряет воду и литифицируется. По мере погружения слоёв под действием тектонических движений они попадают во всё более глубинные горизонты земной коры. Там на литификат начинает действовать высокая температура и всё усиливающееся давление. Первично осадочное вещество приобретает иную структуру – кристаллическую. В этих случаях говорят, что первично осадочная порода претерпела, в зависимости от температуры и давления, зеленокаменную, амфиболитовую или гранулитовую стадию метаморфизма. Возникают новые минеральные ассоциации и возникают месторождения метаморфогенного ряда. Процесс литодинамического потока на этой фазе завершается.

Указанные три генетические группы охватывают все имеющиеся месторождения в земной коре, а следовательно, и процессы накопления и образования месторождений нами вкратце рассмотрены.

На картах полезных ископаемых три главных вышеназванных групп подразделяются на 10 генетических групп. Шесть из них связаны с магматическими процессами: собственно магматическая, пегматитовая, карбонатитовая, контактово-метасоматическая (метаморфогенная под воздействием магматического очага на вмещающие породы), гидротермальная, телетермальная. Одна связана с собственно метаморфическим процессом или динамометаморфизмом – метаморфогенная, и три генетических группы, связанных с экзодинамикой геоморфологических процессов: осадочная, россыпная и инфильтрационная (образование карста и кор выветривания).

По эксплуатационным свойствам. В качестве базовой основы всех карт полезных ископаемых для Министерстав природных ресурсов России используют классификацию по эксплуатационным свойствам МПИ. Все они подразделяются, как было отмечено ранее, на три большие группы: металлические, неметаллические и каустобиолиты.

Металлические подразделяются на четыре группы: чёрные металлы: железо, марганец, хром, титан и ванадий.

Неметаллические образуют шесть групп месторождений:

· Горнохимическое сырьё: апатит, фосфорит, сера, алунит и др.

· Горнотехническое сырьё: флюорит, барит, асбест, слюды (мусковит, флогопит, вермикулит, тальк), графит, магнезит, известняк, доломит, гипс (ангидрит, алебастр), перлит, нефелин и др.

· Керамическое сырьё: кварц, кварцит, каолиновые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые глины, высокоглинозёместые материалы, кианит, силлиманит, глины огнеупорные и др.

· Соли: поваренная, калийная, магниевая, сульфат натрия и др.

· Строительные материалы: валунники, галечники, гравий, песок, супесь, шамот (глины кирпичные).

· Драгоценные и поделочные камни: алмаз, амазонит, аметист (кристаллический и аморфный), беломорит, бирюза, демантоид (разновидность бирюзы, зелёного оттенка), лазурит, малахит, нефрит, родонит, сердолик, хртзолти, хризопраз, хромдиопсид, чароит, яшма, янтарь и др.

По форме рудных тел. По форме рудных тел все месторождения подразделяются следующим образом:

· Простые жилы,

· Рудные зоны – системы сближенных жил,

· Пластовые тела, пласты,

· Залежи стратифицированные,

· Минерализованные зоны рассланцевания,

· Минерализованные зоны дробления,

· Гнездовидные: линзы, чёткт, чечевицы,

· Штокверки (рудное тело неправильной формы, представляющее собой горную породу, пронизанную густой сетью прожилков по микротрещинам, насыщенных вкраплением рудных минералов),

· Штоков – магматических пород неправильной формы, внедрившихся по трещиноватости вмещающих горных пород.

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 пояспредставлен 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 тол