Поиск. геом.

Санкт-Петербургский государственный университет
Факультет географии и геоэкологии
Кафедра геоморфологии

СТРУКТУРНАЯ И ПОИСКОВАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ

Курс лекций, прочитанных в Санкт-Петербургском государственном университете.

Составитель: доцент Д.В.Лопатин
Под редакцией профессора доктора педагогических наук А.И.Жирова
Авторский коллектив
Д.В.Лопатин, А.И.Жиров, Н.И.Шавель

Рецензент: доктор географических наук профессор А.Ал. Григорьев

Учебное пособие студентов бакалавриата, специалитета, магистратуры, аспирантов и слушателей курсов послевузовского образования по географическим и геологическим специальностям.


Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 11-05-00123а) и
Правительства РФ (проект 11.П34.31.0025



Санкт-Петербург
2011
© Лопатин Дмитрий Валентинович

СОДЕРЖАНИЕ

1. Введение
Ч.I. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ СТРУКТУРНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ
2. Основные понятия и определения структурной геоморфологии
3. История возникновения научной дисциплины «структурная и поисковая геоморфология»
4. Основные проблемы, отражающие суть структурной геоморфологии
Связь между формой рельефа и её геологическим содержанием
Соотношение структурно-геоморфологического свойства рельефа с их внутренней геологической структурой
Время как геоморфологический фактор
Механизм морфогенеза в структурной геоморфологии
Понятие «геоморфологическая структура»
5. Основные задачи структурной геоморфологии
6. Прикладные аспекты структурной геоморфологии
7. Методы качественного анализа в структурной геоморфологии
Орографическое картографирование
8. Количественная оценка морфологических характеристик и выявление морфологических особенностей земной поверхности
Общие вопросы морфометрии
Количественная оценка морфометрических характеристик и выявление морфологических особенностей земной поверхности
9. Оценка плотности связи между морфометрическими и географическими параметрами
10. Аэрокосмическая информация в структурной и поисковой геоморфологии
Рельеф как организационная среда линеаментов, линеаментных зон и полей
Определение основных терминов и понятий в дистанционном зондировании
Природа криптоморфизма
Картографирование геоморфологических структурных форм на примере Северной Евразии
Структурное моделирование земной коры на базе КГС
Основные выводы и рекомендации
11. Дистанционные исследования в структурной геоморфологии
Рельеф как универсальная модель геолого-тектонического и глубинного строения местности
Земная поверхность как геологический объект наблюдения и предмет глубинно-геологического моделирования
Молодые структурно-геологические неоднородности
Древние структурно-геологическе образования
Глубинные структурно-геологические образования
Прогнозно-поисковые модели

Ч.II. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДОВ И ПОДХОДОВ СТРУКТУРНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ ПРИ ПОИСКАХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

12. Вещественный состав и строение земного шара и классификация месторождений полезных ископаемых
13. Методика изучения и прогнозирования рудных площадей тектономагматической активизации горно-складчатых областей на примере Юго-Восточного Забайкалья
Общие представления о закономерностях строения рельефа и геолого-структурная характеристика региона
Физико-географические условия рельефообразования
Экзодинамика и характеристика основных комплексов рельефа
Структурно-геоморфологические условия
Методика построения геоморфологических карт рудных полей масштаба 1:10000
Геоморфологическая классификация рельефа
Генерализация данных геоморфологического картографирования
Выявление геоморфологических рудоиндикационных признаков
Комплексный линеаментный анализ
Составдение картосхем линеаментов, выявленных по АКС высокого разрешения
Выявление линеаментов по топографической карте масштаба 1:25000
Составление и анализ картосхем блокового деления
Составление и анализ картосхем плотности линеаментов
Геоморфологические аспекты прогнозирование редкометалльных штоков
Составление и анализ важнейших аналитических морфометрических карт и схем
Методика построения и анализ карт мощностей рыхлых отложений
Геоморфологическое прогнозирование
Совместный анализ материалов геоморфологии, геохимии, геологии и геофизики, выделение прогнозных площадей и рудоперспективных точек
14. Прогнозирование локальных рудоносных тел этапов тектономагматической активизации в условиях платформенных плит на примере Золотицкого кимберлитового поля Русской плиты Восточно-Европейской платформы
Задачи и методы их решения
Индикаторы трубок взрыва на АКС высокого разрешения
Индикаторы трубок взрыва на РЛС высокого разрешения
Анализ сходств и различий индикаторов
Геологическая сущность ореольных структурных форм ландшафта местности
Реконструкция глубинных очагов кимберлитового магматизма
Составление и анализ схем регионального прогнозирования рудных полей
Технологическая схема поисков трубок взрыва
15. Структурно-геоморфологические и новейшие тектонические исследования при нефтегазопоисковых работах

Ч. III. ЭВОЛЮЦИЯ РЕЛЬЕФА И РОССЫПЕОБРАЗОВАНИЕ

16. Общие термины и определения
Исследование россыпей
Анализ и генетический смысл понятия «россыпь»
Происхождение россыпей
Возраст россыпей
Морфология россыпей
17. Коренные месторождения как первоисточник россыпных полезных ископаемых
Образование и типы рудоносных структурных форм на примере золоторудных месторождений
Формы и размеры рудных месторождений
Влияние вмещающих пород
Расположение россыпных месторождений относительно элементов рельефа на примере золоторудных месторождений
18. Эволюция рельефа и образование россыпей
19. Классификация россыпей
20. Процессы выветривания коренных месторождений и образование элювиальных россыпей
Процессы физического выветривания
Процессы химического выветривания
Вторичные изменения коренных месторождений и элювиальное россыпеобразование
21. Делювиальный процесс и россыпеобразование
Процессы делювиальной денудации
Делювиальные россыпи
22. Делювиально-солифлюкционные россыпи
23. Аллювиально-пролювиальные и коллювиальные процессы эрозии коренных месторождений горными речками, ключами и россыпеобразование
24. Гетерогенные россыпи
25. Аллювиальные россыпи
26. Террасовые россыпи
Россыпи террас платформенных долин
Террасовые россыпи горных стран
27. Россыпи древнего аллювия, залегающего в современных долинах и террасоувалах
28. Россыпи долин, потерявших связь с современным рельефом
Россыпи поверхностей выравнивания
Россыпи приподнятой долинной сети
Россыпи опущенной долинной сети
29. Россыпи областей древнего оледенения
Типы россыпей в ледниковых областях
30. Водно-ледниковые россыпи
31. Морские береговые россыпи
Источники поступления полезных минералов в прибрежно-морские россыпи
Области накопления морских россыпей
Механизм образования морских россыпей
Трансгрессивно-регрессивные этапы формирования россыпей
Геоморфологические и литологические критерии поиска прибрежных россыпей
32. Россыпи шельфа
Общие вопросы
Фациальные условия формирования россыпей шельфа
33. Особенности формирования и залегания морских россыпей основных групп тяжёлых минералов
Россыпи алмазов
Россыпи олова
Россыпи золота
Комплексные россыпи тяжёлых минералов
34. Техногенные россыпи

35. Методические основы геоморфологических исследований при поисках россыпей
Сбор данных
Оценка геоморфологической обстановки
Реконструкция истории формирования рельефа
36. Расчеты запасов в россыпных месторождениях по «Pз»
37. Заключение
Литературв











1. Введение
«Структурная и поисковая геоморфология» является составной частью обширной области знаний, которую мы называем «Прикладная геоморфология. В свою очередь она представляет собой практическое приложение знаний общей геоморфологии. «Структурная геоморфология» в этой связке является фундаментальной основой поискового дела, а «Поисковая геоморфология» - его практическим осуществлением. Несколько особняком к этой структуре стоит «Россыпная геоморфология». Её фундаментальную основу составляет ещё и «Эволюционная геоморфология горных стран», так как в прогнозировании россыпей в первую очередь необходимо учитывать наиболее благоприятный этап геоморфологического цикла рельефообразования, чаще всего горной страны. Необходимо найти определённое место россыпеобразования в эволюционном ряду рельефообразования горной страны, либо её отдельных геоморфологических формаций. Таким образом, без всестороннего структурно-геоморфологического анализа нельзя разобраться в структуре «Эволюционной геоморфологии» и наоборот. Вот с такой сложной системой взаимосвязей понятий и блоков знаний мы сталкиваемся при формировании данного курса.
Курс содержит 3 частей. В первой рассматриваются теоретические аспекты структурной геоморфологии. Вторая часть посвящена вопросам использования теории структурной геоморфологии при поисках продуктивных структурных форм по трём важным направлениям. Первое касается прогнозирования внутри зон тектономагматических областей складчатых поясов на примере Орловско-Спокойненского редкометального рудного поля. Второе связано с не вскрытыми эрозией кимберлировых трудок взрыва на примере Золототского рудного поля Зимнего берега Белого моря. Третье – с прогнозированием в нефтегазоносных регионах. В разработке методики прогнозирования и поисков первых двух направлениях автор принимал непосредственное участие. Во всех случаях методические работы осуествлялись с использованием ландшафтных и структурно-геоморфологических индикаторов продуктивных геологических тел, выявленных с помощью углублённых дистанционных исследований.
Третья часть посвящена использованию теории и практики эволюционной и структурной геоморфологии при поисках россыпных месторождений тяжёлых минералов.
Объединяющим в этом хитросплетении знаний является о б ъ е к т исследований. Им является р е л ь е ф земной поверхности: его морфология, происхождение, возраст и динамическая стадия развития. П р е д м е т о м исследований должны быть поисковые модели, в которых рельеф является системообразующей основой ландшафтной индикации.
Для того, чтобы освоить курс, необходимо сформулировать целевое задание, которое должно включать получение геоморфологической и палеогеоморфологической информации для оценки контролирующих, вмещающих и лаколизующих факторов образования и размещения месторождений полезных ископаемых.
Для осуществления этих целей необходимо решить ряд взаимосвязанных задач:
Рассмотреть основные проблемы структурной геоморфологии и методы их решения в целях определения поисковых аспектов МПИ.
Выявить роль ландшафтных, геоморфологических и структурно-геоморфологических индикаторов при поисках коренных рудных месторождений.
Определить место эволюционно-геоморфологического и структурно-геоморфологического анализа при поисках россыпей в системе восходящей и нисходящей ветвей литодинамического потока литосферы.
Показать роль рельефа и его криптоморфной производной, с которой мы сталкиваемся чаще всего при поисках подвижных углеводородов и погребённых в недрах земной коры рудоносных тел в системе понятий «конформности-дисконформности» рельефа и геологического субстрата.

Учебное пособие предназначено для студентов старших курсов специалитета, бакалавриата, магистратуры и слушателей последипломного образования географических и геологических специальностей в объёме 56-60 часов. Оно содержит все новейшие достижения научной мысли и конкретной практики на 2011 год. Аналогов этого учебного пособия на русском языке нет.

ЧАСТЬ 1. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ СТРУКТУРНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ

2. Основные понятия и определения структурной геоморфологии
Структурная геоморфология, как и любые другие геоморфологические знания, основывается на понятии «рельеф земной поверхности», который обладает свойствами двумерной геометрической поверхности, разделяющей подвижные и консервативные геосферы Земли. К подвижным средам относятся атмосфера и гидросфера. К консервативной – литосфера, особенно её верхняя хрупкая оболочка – земная кора. Постоянное физико-химическое взаимодействие этих оболочек создаёт разность потенциалов между ними. Чем эти значение выше, тем интенсивней происходит процесс рельефообразования. Этот процесс создаёт рельефа земной поверхности, обладающий неким энергетическим слоем, интенсивность которого и определяет движущую силу изменения его морфологии или геометрического положения в структуре межоболочечного раздела и определяет латеральное распределение геокомплексов и геопотоков вещества и энергии.
«Структурная геоморфология» – это научное направление в общей геоморфологии, возникшее на стыке науки о рельефе земной поверхности, геотектоники, геофизики и дистанционных исследований (Табл.2-1). Оно занимается раскрытием особенностей строения и развития Земли на основе изучения закономерностей связи рельефа с геологическим субстратом, который может проявляться в двух состояниях: статическом (пассивная препарировка пород разной прочности) и динамическом, обусловленным тектоническими движениями. Структурная геоморфология изучает баланс связи между ними. Баланс этот может быть высоким и низким, положительным и отрицательным.
Высокими энергетическими показателями рельефа обладают горные районы, а низкими – равнины. Области с отрицательным энергетическим балансом мы называем осадочными бассейнами. Между ними всегда находятся поверхности с нулевым энергетическим потенциалом. Такие области или отдельные поверхности мы называем поверхностями выравнивания. Они могут быть структурными (пластовыми), денудационными, аккумулятивными и смешенными или полигенетическими. Таким образом, интенсивность и знак экзодинамических процессов является первейшим показателем интенсивности эндодинамических явлений
Весь процесс рельефообразования подчинён действию единого литодинамического потока вещества литосферы. Он зарождается глубоко в мантии Земли. Причины его возникновения и движения мало изучены и весьма дискуссионны. Этой проблемой занимается наука геотектоника. Но нам интересен тот факт, что в литодинамическом потоке наблюдаются три стадии развития: восходящая, нисходящая и консервирующая геопоток. В восходящую стадию происходит поднятие вещества литосферы в зону физического и химического выветривания. На контакте геосфер возникает физическая и химическая кора выветривания, состоящая из разрыхлённой верхней части земной коры. Поле силы тяжести как величина квазипостоянная создаёт предпосылки к перемещению её продуктов от поднятий к опусканиям, то есть создаёт движущую силу нисходящей ветви литодинамического потока. Именно на этой стадии начинают действовать все геоморфологические процессы, приводящие к возникновению рельефа, что является объектом изучения уже «климатической» или эволюционной геоморфологии. Восходящая ветвь потока вещества литосферы является объектом изучения геотектоники, а её индикационной ролью занимается морфотектоника. Структурная геоморфология в этой связке занимается результирующим действием новейшей тектоники и литоморфизма или новейшими тектоническими условиями протекания совокупного геоморфологического процесса и оперирует его параметрами. Последнее обстоятельство требует более подробного рассмотрения.
Нисходящая сталия потока происходит разрыхление вещества земной коры. Оно начинается сразу же после возникновения уклонов поднимающейся поверхности. Но процесс «поднятия – опускания» протекает по-разному в разных геотектонических областях. В горах он зависит от типов горообразовательных процессов: конструктивного, деструктивного, сводового и др., а на равнинах – в основном от эвстатических колебаний уровня моря. Например, он может носить формы конденудационного, конэрозионного поднятия или конседиментационноно прогибания – без изменения первичной поверхности под действием уравновешивания сил «опусканий-поднятий» с осадконакоплением или наоборот – размывом поднимающихся участков земной коры. Всеми этими условиями рельефообразования: тектоническими движениями и денудацией вещественных комплексов, и занимается структурная геоморфология.
На третьей стадии склоново-эрозионный поток рыхлого вещества поподает в конечные коллектора и его движение прекращается. Рыхлый материал уплотняется, теряет воду под действием силы тяжести литифицируется, под воздействием тепла и давления метаморфизуется и превращается в крисиаллический субстрат. Литодинамический процесс завершается.
Морфологический эффект этого процесса может проявляться в трёх формах ярусного рельефа. Первая форма выражается в виде ступенчатости рельефа склонов горных систем с образования поверхностей выравнивания: и разделяющих каждый их уровень склонами - денудационно-тектоническая ярусность. В этом случае при импульсах выравнивания энергетическая напряжённость денудационных процессов превышает напряжённость тектонических движений. Затем следует тектонический импульс и т.д. Формируется рельеф «предгорной лестницы». Вторая форма – результат блоковых новейших тектонических вертикальных перемещений «вверх-вниз» исходной денудационной поверхности выравнивания. Наиболее ярко этот тип ярусности проявляется в деструктивном горообразовательном процессе. Третья форма связана с вертикальной климатической поясностью в горах, согласно границам которой располагаются морфодинамические пояса: нивально-лавинный, каровый, троговый, предгорно-аккумулятивный и т.д. – по преобладающему процессу экзодинамического рельефообразования. Ярусность такого типа может формироваться при преобладании тектонических вертикальных движений над экзодинамическими. В этом случае вертикальная амплитуда развития каждого яруса может косвенно свидетельствовать об интенсивности тектонических движений в период их формирования. Примером этому может служить альпинотипный рельеф гор.
Одновременно с этим, может существовать и плоский, безъярусный рельеф, с развитием планиформных долин, склоны которых плавно переходят в водоразделы. Он может быть как аккумулятивным (Великие аллювиальные равнины), так и денудационным (Гобийские гамады,.Балтийский и Канадский щиты). При взгляде на такой рельеф с космических высот на их унылой поверхности часто весьма отчётливо различаются тонометрические геометризованные аномалии изображения в виде линеаментов их сетей и полей, которые отображают либо живые зарождающиеся структурные формы, либо препарируемые денудацией «мёртвые» геологические неоднородности. При увеличенном рассмотрении оказывается, что некоторые их образы могут состоять из растительных ассоциаций приуроченных к ложбинам, седловинам, склонам повышенной крутизны, к геометризованным отдельным формам эрозионного рельефа: спрямлённым или закруглённым участков долин, цепочкам озёр, болотистым западинам и т.д. или их элементам. Поля, зоны и линии, представленные упорядоченными системами таких малых форм, вслед за Ю.А.Мещеряковым, предлагается назвать криптоморфными, или по предложению Ю.П.Селиверстова криптогенными. В геологической литературе такие образования иногда называют инфраструктурами, так как они являются индикаторами элементов тектонического и глубинного строения.
В процессе практики выяснилось, что подобные безъярусные квазидвумерные геометрозованные пространственно упорядоченные линеаменты зоны и поля, созданные малыми формами рельефа, наблюдаются и в двухъярусном рельефе платформенных равнин и в многоярусном рельефе горных стран. Достаточно здесь упомянуть о ранних работах Трифонова, Борисова, Кутейникова, Макарова и др. На свойстве криптоморфизма рельефа основано учение И.Н.Томсона и М.А.Фаворской о сквозных рудоконцентрирующих структурах складчатых и активизационных структурно-тектонических областей, о геолого-морфологических образах структур центрального типа В.В.Соловьёва, ошибочно идентифицировавшего всё их разнообразие с морфоструктурами. Прекрасные описания подобных образований даны Сафоновым в монографии «Космическая информация в геологии. М., Наука,1983».
Структуры центрального типа по-разному отображаются в рельефе. Есть типичные кольцевые, кальдерно-кольцевые, купольно-кольцевые, кальдерно-купольно-кольцевые и др. морфоструктуры. Примерами их могут быть соответственно палеовулкан Ришад в Африке, расслоенная интрузия Кандёр на Алданском щите, гранитоидные массивы г.Жосалы, г. Улькен-Каракуус, Байзанар на Казахстанском щите, кольцевой хребет Кент, массивы Кызылтас, Алсорен там же и мн. др. Но, вместе с тем, существуют и такие, которые требуют для своего выделения серьёзного морфометрического анализа, а для выделения абсолютного большинства структур центрального типа и этих построений недостаточно. Они выявляются в основном методами дистанционного аэрокосмического исследования.
Мало кто обращал внимания на тот факт, что на морфотектонических картах и схемах Г.Ф.Уфимцева почти полностью отсутствуют контуры кольцевой, кальдерно-кольцевой, линейно ориентированной геометрии. Данный исследователь последовательно и неуклонно работает в поле трёхмерных параметров земной поверхности. И его метод не в состоянии выделить квазидвумерные безъярусные образования криптоморфных геоморфологических структур (КГС). По этой причине их там крайне мало. На карте динамических рельефообразующих процессов м-ба 1:5 000 000 под ред. Д.А.Тимофеева (2002) по этой же причине купольные, кольцевые и линейно ориентриованные контуры тоже не доминируют. Это обстоятельство лишний раз доказывает, что КГС не выделяются с помощью геоморфологического и морфометрического методов анализа рельефа. Они выделяются лишь с помощью картометрического (по методике В.В.Соловьёва) и тонометрического анализа дистанционных изображений местности.
На схемах И.К.Волчанской, J.Kutina, А.П Кулакова, И.Н.Томсона, Н.Т.Кочневой и мн. др., размещённых в многочисленных монографиях и статьях наоборот,- не картируются иные структурные образования, кроме геометризованных центрозональных и ориентированных линеаментных систем. Картометрический и дистанционный методы картирования структурных линий разной геометрии оптимальны при работе с квазидвымерными безъярусными геоморфологическими образованиями, обуславливающими соответствующие ландшафтные аномалии и их отображение на материалах космических фотосъёмок.
Причины такой поляризации результатов работы с геоморфологическим объектом – рельефом местности, заключается в следующем. При работе с ярусной контрастной поверхностью рельефа привычными геоморфологическими методами оптимально выделяются особенности геоморфологических формаций и ландшафтов, ансамбли которых являются индикаторами морфоструктур (в классическом определении И.П.Герасимова и Ю.А.Мещерякова) конформных новейшим тектоническим неоднородностям или препарированным квазиконформным «мёртвым» структурным образованиям субстрата. Безъярусный рельеф, генерализованный на космических изображениях в образы, дисконформен. Он является индикатором глубинных процессов, дошедших до земной поверхности в ослабленном виде, формирующих диссипативные структурные ансамбли, о природе которых объяснено нами в статьях и работах других авторов. Все остальные формы отображения геологического строения в рельефе являются промежуточными членами континуального ряда между выше охарактеризованными крайними его звеньями.
Для того, чтобы начать изучение какой-либо территории, перспективной для поисков полезных ископаемых на основе теории структурной геоморфологии, необходимо на опережающей стадии поисков составить рабочую структурно-геоморфологическую модель местности, определить место региона в ряду изменений литодинамического потока. Эту модель необходимо рассматривать как предмет поисковых исследований. Например. В районах перспективных на рудные полезные ископаемые акцентируется внимание на общих чертах тектонического рельефа и места в нём рудоносных тел: в денудационном срезе или ниже геоморфологической поверхности. В зависимости от этих причин выбираются методы диагностики. В районах, перспективных на подвижные углеводороды, модель исследуется на предмет поисков явных или скрытых тектонических и структурных ловушек. Ими могут быть поверхностные брахиформные образования, «окна дробления» земной коры, возникающие при пересечении линеаментов, в виде не вышедших на поверхность разломов или диаклазов, флюидных потоков, фиксирующихся на космических снимках в виде тонометрическими аномалиями и др.
В районах, перспективных на россыпи, необходимо выделить из структурно-геоморфологической среды те этапы развития рельефа, которые наиболее прдуктивны для россыпеобразования. Ими могут быть области пассивного горообразования – находящиеся на нулевой или нисходящей стадии развития. В этих условиях скорости денудационных процессов либо сбалансированы с восходящими тектоническими движениями, либо несколько превышают скорости поднятия.
Всеми этими вопросами и занимается структурная геоморфология, имея фундаментальный и прикладной (поисковый) аспекты исследований.
3. История возникновения научной дисциплины «структурная и поисковая геоморфология»
Обе эти категории с начала возникновения развивались параллельно, обогащая одно другим. На рубеже ХХ столетия произошёл взрыв познания окружающего нас мира и его приспособление к нуждам человечества или научно-техническая революция. Наука и техника стали неразрывными половинками совокупного технологического продукта, обеспечивающего степень комфортности человеческого бытия. Процесс слияния повлиял на быструю дифференциацию науки на всё более узкие и углублённые области знания, всё большего сужения кругозора учёного за счёт углубления в сущность предмета исследований. Конечно, ветвление науки процесс объективный. Он является показателем высокого уровня её развития, требующий расширения арсенала методов. Совершенствование методов познания неизбежно приводит к обособлению каждого из них от остальных и формированию новой научной дисциплины. Не обошёл этот процесс стороной и Науки о Земле в целом и геоморфологии в частности. Да и сама геоморфология возникла на скрещении векторов развития геофизики, геологии и физической географии, и сначала называлась «физическая геология».
Ещё одной важной тенденцией современной науки является углубление взаимодействия смежных научных направлений. Особенно усилило сплетение различных, иногда далеко отстоящих друг от друга, научных дисциплин, появление интеграционных механизмов - ГИС-технологий.
Нельзя не отметить и ещё одной тенденции в Науках о Земле XXI в. – это гуманитаризация естествознания, появление новых утилитарных научных знаний экологического, туристического и природно-эстетического векторов развития. В геоморфологии – это геоморфология инженерная, экологическая, селькохозяйственная, эстетическая, рекреационная, планировочная и др. Хотя сама геоморфология как наука еще не может считаться окончательно сформировавшейся, но ответвления от ствола общей геоморфологии происходят на наших глазах достаточно быстро. Давать оценку этому процессу бессмысленно, так как он объективен. И это явление можно только констатировать.
Теоретические основы структурной геоморфологии как «геологической» ветви общей геоморфологии также не могут считаться сложившимися окончательно. Вместе с тем, нельзя не принимать во внимание тот фактом, что здесь сделано уже немало. Основы данного научного направления были заложены в России трудами великого геоморфолога-эволюциониста И.Д.Черского, геологов-геоморфологов В.А.Обручева, М.М.Тетяева, Я.С.Эдельштейна, С.С.Шульца, И.С.Щукина, Б.Л.Личкова, И.П.Герасимова, и развита геоморфологом-геофизиком Ю.А.Мещеряковым, геологом-геоморфологом Н.А.Флоренсовым, физико-географом-геоморфологом А.Н.Ласточкиным, горными инженерами-геоморфологами Г.Ф.Уфимцевым, О.М.Адаменко и др. Но нельзя не отметить и огромный вклад в развитие теоретических основ структурной геоморфологии таких выдающихся зарубежных геоморфологов одиночек как М.В.Девиса, А. и В.Пенка, Л.Кинга и др. так и геоморфологов французской школы: J. Tricart, P.Birot, и английской - P.Milton, и др.
В 50-80 гг. структурная геоморфология развивалась в рамках широко известного морфоструктурного направления, заложенного Л.Б.Личковым, и развитым в учение И.П.Гнрасимовым и Ю.А.Мещеряковым. В результате трансформация этого учения в прикладную сферу В.П.Философовым и последователями его школы заложены теоретические основы развития методов поисков и прогнозирования полезных ископаемых, широко используемых в геологической практике и сегодня.
Параллельно с этим Н.А.Флоренсов, делал интересные попытки объединения структурной и климатической ветвей геоморфологии в единый морфологический анализ, выдвинув концепцию о геоморфологических формациях, основанную на балансе внутренних и внешних сил Земли. Он полагал, что в структуре и самом веществе геологического субстрата заложены свойства, генерирующие соответствующие формы экзогенного рельефа. Примерами, иллюстрирующими эту модель, могут быть траппы, рельеф на которых имеет специфический геоморфологический ландшафт, физиографические черты которого резко индивидуальны и позволяют рассматривать его как специфическую геоморфологическую формацию. Вторым свойством субстрата является его новейшая геодинамическая специфика, которая, так же как и субстрат, в границах определённой геодинамической зоны генерирует индивидуальность геоморфологического ландшафта, физиографические черты которого передаются не столько через формы препарировки субстрата, сколько через интенсивность и стиль новейшего геодинамического действия. Прямых определений термина «геоморфологическая формация» Н.А.Флоренсов не даёт. Он рассматривает «понятие о геоморфологических формациях как о единстве рельефа и геологического субстрата, закономерно существующего и изменяющегося (глубинная структурная основа, внешняя термодинамическая среда)», представляется не просто полезным, но методически необходимым в совместной работе геологии и геоморфологии и «фактически уже нашедшим своё место во всех крупных общих и региональных исследованиях по структурной геоморфологии» [1, с.418]. Иллюстрацией такого единства субстрата, новейших движений и рельефа является купольный рельеф молодых «всплывающих» автохтонных гранитоидных массивов, вулканических построек, генерирующих конически-кальдерные формы макрорельефа. Горообразовательная геодинамика и процессы, приводящие к созданию рельефа великих аккумулятивных равнин, как и литоморфные свойства субстрата плато, могут способствовать созданию обусловленных этим процессом геоморфологические формации плоскогорий и равнин. Горообразовательному процессу будет соответствовать эрозионно-тектонический рельеф с проявлением в нём вертикальной геоморфологической поясности (латеральных морфодинамических рядов генетически связанных между собой форм рельефа), обусловленной наложением на вертикальные тектонические движения климатической поясности как общеоболочечного явления. В пределах плато рельеф будут определять уже три неравноценных фактора: литоморфные особенности пластовых отдельностей (доминанта), эрозионная деятельность и климатическая зональность. При этом литоморфные свойства субстрата будут определяющим фактором физиографии поверхности. В пределах великих аккумулятивных равнин особенности структуры рельефа будут обусловлены отношением интенсивности аккумуляции и нисходящих тектонических движений.
Приводимые примеры кажутся тривиальными, но они позволяют особенно наглядно представить себе роль субстрата как вещества и геологической формы его движения. Последнее определяется соотношением «субстрат-рельеф», что подчеркивает: насколько геолог быть должен геоморфологом, а геоморфолог – геологом. Таким образом, сопоставлением субстрата и форм рельефа, осознанной оценкой их соотношения и соответствия (конформность-дисконформность) занимаются все современные геологи-геоморфологи. Значит и идея о геоморфологических формациях, казалось бы, не заключает в себе новой методики в геоморфологических исследованиях. Но это не так. Последняя же (методика) должна быть конкретной и комплексной – геолого-геоморфологической. Именно в этом-то и заключается новое методологическое качество. Она должна быть формационно-геоморфологической.

4. Методология и сновные проблемы, отражающие суть структурной геоморфологии.
Понятие, термин и определение «структурная геоморфология» возникли сравнительно недавно. В отечественную литературу он был введён И.С.Щукиным в 1952 г. Одновременно с этим тот же термин был определён и Ж. Трикаром в том же 1952 году. Термин быстро приобрёл право на гражданство. В настоящее время под данным научным направлением принято понимать совокупность принципов и методов геоморфологических исследований, вскрывающих влияние и выражение геологической структуры, как в современном рельефе, так и на прошлых стадиях его развития. В таких специализированных исследованиях имеются в виду внешние морфологические эффекты геологической структуры, в каких бы географических и историко-географических условиях они ни проявлялись, и в каких бы целях и картографических масштабах ни производилось их изучение.
Всем известно, что крупнейшими структурно-морфологическими элементами Земли являются выпуклости материков и вогнутости океанов, а мельчайшими – микроформы рельефа, связанные своим происхождением с микроструктурными элементами геологического субстрата. Множество переходных групп заключено между этими крайними членами дискретного ряда. Структурные плато и их морфологические аналоги денудационные плоскогорья, равнины, горные хребты и межгорные впадины составляют средние звенья сложного ряда структурных форм, называемых иначе морфоструктурами. Именно в них соответствие наружного рельефа внутреннему геологическому строению достигает наивысшей степени, особенно на ранних стадиях их развития.
Таким образом, структурная геоморфология имеет дело с отражением в рельефе Земли геологических структурных форм любого масштаба и порядка. Она связана с познанием специфических морфогенерирующих свойств самих этих структурных форм. Это научное направление уходит своими корнями в структурную геологию, региональную геологию, тектонику и составляет кратчайшую связь между геологией и общей геоморфологией. С другой стороны, она является фундаментальной основой её прикладного технологического аспекта – поисковой геологии-геоморфологии.
В то же время наблюдается глубокое различие в функциях, выполняемых геологической структурой по отношению к внутреннему строению земной коры и наружному рельефу. Развитие земной коры идёт через развитие самих геологических структурных форм и их комплексов. Эволюция рельефа протекает лишь в зависимости от развития геологических структурных форм, но не обусловлена ими полностью. Структурная геоморфология, как и структурная геология, исследует соотношения внутренних и внешних форм родственных явлений, относящихся к зоне экзоконтакта литосферы и атмо-гидросферы. Но структурная геоморфология изучает взаимодействие геоморфологического пространства, соприкасающегося с глубоко отличной от литосферы физическо-химической средой воздуха, льда, воды. Геологическая среда анализирует структуру внутренних и внешних форм геологических тел в процессе их механических деформаций. Для объектов структурной геоморфологии момент их соприкосновения с окислительной средой атмо-гидросферы означает толчок к началу развития. При отсутствии такого соприкосновения геологические деформации создают лишь возможный геоморфологический потенциал. Для объектов структурной геологии соприкосновение с атмо-гидросферой означает толчок к началу разрушения. Их существование в недрах земной коры, вне контакта с земной поверхностью может длиться сколь угодно долго, до тех пор, пока структурная форма не выйдет на дневную поверхность.
Связь между формой рельефа и её геологическим содержанием является важнейшим методологическим вопросом структурной геоморфологии.
В объектах структурной геологии предпосылки для решения этого вопроса весьма очевидны. Под содержанием геологического тела или формы понимается его вещественный состав, его микроструктура и текстура. Слой для первично осадочных пород или интрузивное образование являются формой геологического тела. Это позволяет по форме геологического тела судить о его геологическом содержании. Соответствие формы содержанию в слоях первично-осадочных пород столь велико, что не истребимо даже в условиях метасомотоза, глубинного метаморфизма и колоссальных промежутков времени, в течение которых шансы на уничтожение первичных признаков неизмеримо возрастают. Примером такого соответствия является пластовая структура Русской плиты, где рифейские, вендские, кембрийские, ордовикские и более молодые пласты практически не изменили своего геологического содержания.
В объектах структурной геоморфологии, при оценке с тех же позиций, геологическая форма становится на место геоморфологического содержания. Содержание же приобретает новую специфическую форму: вторичную по отношению к состоянию геологических форм в земной коре и первичную в новой субаэрально-субаквальной среде, в которой развивается рельеф. В таком смысле каждый структурно-геоморфологический объект является более сложной и исторически позже возникающей категорией. Он становится обладателем новых качеств по отношению породившей его геологической формы. Эти новые качества вливаются в поток преобразований, отражающих прерывисто-непрерывный процесс развития земной коры в геоморфологическом процессе.
Возникая в неустойчивых условиях взаимодействия подвижных (ландшафтообразующих) и консервативных (литосфера) геосфер, структурно-геоморфологическая форма, понимаемая как комплекс связанных единым происхождением форм с глубинами Земли, постоянно видоизменяется (метаморфизуется) и оказывается гораздо меньше консервативной, чем её геологическое содержание, в основе которого остаются вещественно-геологические свойства субстрата. Разные стадии геоморфологического метаморфизма первичной геологической структуры могут образовывать латеральные ряды форм, объединяемых в геоморфологические фации или морфодинамические комплексы с вертикальной и горизонтальной дифференциацией.
Соотношение структурно-геоморфологических свойств рельефа с их внутренней геологической структурой является ключевым звеном методологии структурной геоморфологии. В природе мы имеем дело с бесчисленным множеством степеней соответствия наружных форм структуре субстрата: от почти полного соответствия или конформности до почти полного несоответствия – дисконформности.
Высокая степень конформности явление редкое. Ею обладают быстро развивающиеся или «живые» структурные формы - современные сбросы, сдвиги, сейсмодислокации, а также препарируемые «мёртвые» образования: дайки, жилы, интрузивные тела, вулканические постройки и др. Полная дисконформность - явление ещё более редкое. В условиях открытого денудационного рельефа она редко осуществима. В условиях погребённого состояния немедленно вступает в действие структура покрова, и её влияние отразится в форме поверхности. Лишь в самом начале образования осадочного покрова можно себе представить кратковременное существование вполне нейтральной поверхности. В подавляющем же большинстве случаев наблюдаются явления различных степеней не полной конформности. Это правило сохраняет силу, как в денудационном, так и в аккумулятивном рельефе. Перед геоморфологом стоит задача научиться отделять и количественно выражать вуалирующий эффект тектонических деформаций, унаследованности-наложенности тех или иных процессов, климатических факторов и т.д., слагающихся из многих переменных.
Выражение внутренних свойств субстрата, на котором развивается рельеф, осуществляется через эндогенную деформацию (тектонические движения), или литоморфную (вещественную), или через ту и другую вместе. В этом балансе сил один фактор может преобладать или уступать по своим морфологическим эффектам другому. В общем случае, можно считать, что влияние тектонических деформаций будет тем значительней, чем они моложе, интенсивнее по темпу и дифференцированней по своей внутренней кинематической структуре. Чем больше градиенты движения отдельных элементов, тем они активнее.
Что касается литоморфизма, то его влияние усиливается при большой неоднородности свойств субстрата. Его значение достигает наивысших степеней при образовании поверхности, многократно и до самого основания пересекающей покровный (платформенный) комплекс, обнажая комплекс основания (фундамент).
Таким образом, при структурно-геоморфологическом анализе необходимо учитывать целый ряд потенциально заложенных свойств субстрата, проявляющих себя в полной мере только близ- или на самой земной поверхности в условиях тех или иных морфодинамических эффектов. А это последнее - уже задача «климатической геоморфологии».
Время как геоморфологический фактор при структурном анализе рельефа имеет весьма относительное значение, в котором особенно важны оценка длительности воздействия какого-либо фактора или их мобильной группы и порядок смены, последовательность, их действия: активизация, усиление, затухание. С учётом фактора времени связана и скорость геоморфологического процесса, хотя оценка этой скорости для структурной геоморфологии не имеет первостепенного значения. Её больше интересует формула: геологическая структура – механизм её обработки динамическими процессами рельефообразования – геоморфологический результат к моменту наблюдения. В разных условиях места и времени как эндодинамические, так и экзодинамические деформации могут быть и очень медленными и, наоборот, очень быстрыми. Так, воздействие мощного селевого потока на ложе и склоны горной долины или сильные землетрясения, при которых скорость вспарывания тектонических швов рельефа оценивающаяся в 3,5-4.0 км/сек, образования структурных форм происходит очень быстро, или мгновенно. А вот на фоне затухающего тектонического процесса скорость выработки поверхностей выравнивания соизмерима с геологическим веком или даже периодом. Более важно для структурной геоморфологии, таким образом, действительные соотношения экзодинамических и эндодинамических деформаций, поскольку последние являются прямым выражением форм внутреннего развития субстрата.
Механизм морфогенеза в структурной геоморфологии. В формуле «субстрат-механизм-результат» субстрат является данным, результат наблюдаемым. Сложней оценить действие механизма, так как одна и та же структурная форма субстрата в разных условиях гидрологического и климатического режима может породить разные морфологические образования. А может она быть доведена, как до высокой степени конформности внешних очертаний внутренними формами субстрата, так и уведена очень далеко от них. Отсюда следует, что по одним внешним очертаниям структурной формы рельефа нельзя однозначно говорить о механизме её получения. Поэтому расшифровка механизма невозможна одними структурно-геоморфологическими методами.
Понятие геоморфологическая «структура». Следует остановиться на сущности этого понятия и подумать: достаточно ли ограничиться тем, что понимается под словом «тектоническая структура»? Видимо, на этот вопрос ответить утвердительно нельзя, так как условия и форма залегания геологических тел её вещественного наполнения далеко не исчерпывают важных для геоморфологии свойств и состояния рельефа. В формах земной поверхности в разной степени отражаются ещё литоморфные особенности каждого геологического тела или его отдельных частей, новейшие и современные тектонические деформации, новейшие и современные аккумуляции. Поэтому понятие «геоморфологическая структура» должно быть шире понятия «геологическая или тектоническая структура».
В понятие «геоморфологическая структура» необходимо включить все вещественно-морфологические свойства геологических тел и все тектонические (новейшие тектонические) формы, которыми в данное время обладает субстрат и которые длительное время сохранялись бы на земной поверхности, будь она лишена воздушной и водной оболочек. Внутренняя геоморфологическая структура (но не структура рельефа) – это всё то, что может рассматриваться с точки зрения потенциальной возможности и предназначенности проявить себя в рельефе. Она может быть активной, способной преодолевать воздействие денудации через высокий темп тектонических движений, и пассивной – через одну литологию и климат. Такое понимание геоморфологической структуры близко к распространённому представлению о «геологическом строении», но не тождественно ему. Будучи специализированным, оно отличается, так как содержит элементы проецирования на будущее и может быть ориентировано на иные денудационные срезы, нежели современный.
В основе развития рельефа любого типа и облика лежит развитие геоморфологической структуры. Эта структура, непрерывно изменяясь, находится в сложном взаимодействии и в противоречии с подвижными геосферами и порождает возникновение и смену различных формаций рельефа. В каждую стадию или эпоху, соответствующую той или иной стадии тектонической жизни земной коры, рельеф отражает внутренние противоречия наружной земной оболочке в зоне их контакта.
5. Основные задачи структурной геоморфологии.
Современное состояние учения о рельефе показывает, что структурная геоморфология имеет свой понятийный язык, о чём было сказано раньше, и свои задачи. Первейшей из них является не формальное отделение геоморфологии от геологии или от географии, не подчёркивание примата эндогенной составляющей рельефа над экзогенной, а систематизация и анализ факторных взаимосвязей громадного накопленного материала. Эта работа должна вестись в целях выполнения важнейших нижеследующих задач.
Во-первых, необходимо создание рациональной и удобной классификации форм земной поверхности. Попытки их создания совершались неоднократно. Наиболее известная из них изложена И.П.Герасимовым в 1959г. Тем не менее, такая общепринятая классификация пока не создана. Конечно, одним из удачных вариантов её конструирования можно считать морфологическую классификацию А.Н.Ласточкина, успешно осваиваемую практикой. Едва ли геоморфология сможет довольствоваться одними структурно-геоморфологическими признаками и подразделениями. Они приведут лишь к формальной и малополезной классификации.
Большие возможности заключены в разработке концепции о геоморфологических формациях – рассмотрение рельефообразования как результирующего фактора развития современных геологических формаций. Автор этой концепции Н.А.Флоренсов полагал, что экзодинамические процессы, моделируя структуру геологических тел разной размерности в процессе вертикальной тектонической поступательности, создают всё морфологическое разнообразие рельефа и приобретают черты материнской геологической структуры. Он полагал также, что экспонированный геологический субстрат в любых тектонических и климатических условиях всегда и везде выражает себя через те или иные формы земной поверхности. Это выражение касается не только самых верхних, наружных, частей земной коры, но и обнаруживается по отношению ко всей толще земной коры. Площади, занятые таким рельефом, предлагается рассматривать как геоморфологические формации.
В настоящее время геоморфологи разных направлений большие надежды связывают с внедрением в широкую практику системно-морфологического принципа классификации элементарных форм рельефа, разделяющих их линий и соединительных точек, разработанного А.Н.Ласточкиным (2002). С помощью комбинаций структурных линий, точек схождения и расхождения граней рельефа появляется возможность конструировать морфологические каркасы рельефа любой сложности и во всех средах: на земной, подводной и подлёдной поверхностях с единых позиций.А значит их можно сравнивать, невзирая на физико-географические условия рельефообразования. Имея такие морфологические каркасы, где масштабные интерполяции системно (матрично) вытекают один из другого, построение геоморфологической или структурно-геоморфологической карт представляется простой технологической задачей.
Во-вторых, важнейшей задачей структурной геоморфологии является раскрытие проблемы конформности рельефа структурным свойствам его геологического субстрата, в связи с разнообразием их типов, особенностей и стадий развития, а также влияния на эти структурные формы переменных и разнообразных внешних факторов.
В-третьих, - исследование явлений литоморфизма, множество форм которого проявляются в разных климатических условиях. Уже много сделано в этой области Г.Ф.Уфимцевым. При рассмотрении теоретических аспектов горообразовательного процесса, он свидетельствует, что мы неминуемо сталкиваемся с вышеозначенными соотношениями «рельеф – геологический субстрат – тектонические движения», с изучением состояния приповерхностной части литосферы и её взаимодействием с подвижными стихиями: атмосферой, гидросферой и криосферой, с проникновением вещества одних сфер в другие и влиянием их на геодинамическое состояние верхней части литосферы. Таким образом, он планомерно продолжает развивать формулу Н.А.Флоренсова: «субстрат-механизм-результат», уделяя решающее внимание механизму рельефообразования. В своей книге «Горы Земли, М., Научный мир, 2008 » он показал коренные различия морфологического облика гор одинакового геодинамического типа, в зависимости от действия того или иного экзодинамического фактора.
В-четвёртых, важнейшей задачей структурной геоморфологии является сравнительная характеристика особенностей наземного и подводно-подлёдного рельефа, особенно при смене одного геоморфологического режима другим. В трудах А.Н.Ласточкина и его научного коллектива из ПМГРЭ, отдела геоморфологии НИИ «Океангеология», отдела географии «ААНИИ» и кафедры геоморфологии СПбГУ эта важная проблема в настоящее время переживает бурный процесс своего развития.
В-пятых, главной задачей структурной геоморфологии и в целом наук о Земле является решение проблемы горообразования. Это происходит не только потому, что горный рельеф широко распространён на Планете, но и потому, что в горах при очень сложной внутренней структуре субстрата очень сложна сама инфраструктура рельефа гор. Углубление прежних и создание новых методов и средств получения информации имеют прямое отношение к настоящему и будущему структурной геоморфологии. Но горный рельеф – образование молодое, а механизм его функционирования или кинематическая форма, структура горообразовательных движений, не всегда могут быть выведены из той общей информации, которая содержится в геологических картах и разрезах. Это лишний раз подтверждает вывод о том, что геоморфологическая структура не может быть полной аналогией геологической. Именно по этой причине геоморфологии должно быть отведено определённое место в разработке теории горообразования. И это понимали, понимают и используют все выдающиеся исследователи новейшей тектоники гор: М.М.Тетяев, В.В.Белоусов, В.А.Обручев, С.С.Шульц, Н.И.Николаев, А.Ф.Грачёв, В.Г.Трифонов, Г.Ф.Уфимцев и мн. др.
В-шестых, одной из важных задач структурной геоморфологии является геоморфологическое эталонирование индикаторов для сравнительного анализа происхождения рельефа других планет. Эта задача поставлена самим ходом развития науки и технологии успешно выполняется А.В.Хабаковым. На этом принципе им ещё в 40-ые годы построена геоморфологическая карта строения поверхности Луны, а в 70-2000 годы Г.Н.Каттерфельдом составлена структурно-геоморфологическая, а на её основе и геологическая карта Марса, Меркурия и Венеры. Задача сравнения по морфологическим признакам и опознания этим способом тех или иных генетических типов рельефа других планет позволяет обнаруживать и в структуре земной коры следы не явно выраженных их аналогов на поверхности Земли. Если сегодня мы можем изучать рельеф земной поверхности на разных дистанциях: от нулевой, до космической, то это даёт нам материал для суждений об объектах, очень слабо различимых в современном ландшафте. Такие объекты мы называем криптоморфными. Система геоморфологических индикаторов имеющих определённое структурно-вещественное наполнение является в высшей степени полезной для решения задач сравнительной планетологии в целом. Уже сейчас мы можем уверенно говорить об униформизме в направлении и результатах рельефообразующих процессов на всех планетах земной группы.
В-седьмых, определённое значение приобретают структурно-геоморфологические аспекты поисков полезных ископаемых. Достаточно сослаться на поиски нефти и газа в Поволжье, Предуралье, Средней Азии, Западной, Восточной Сибири, на дне Ледовитого океана с помощью морфометрического и морфологического анализа, в том числе и на системно-морфологической основе, металлогенических исследованиях в Забайкалье, Монголии, США, Средней Азии, Приморье и других регионах с использованием картометрических, морфометрических и дистанционных методов исследований. На основе этих методов создавались металлогенические карты регионов Россиии всего СССР в масштабах от 1:1000000 до 1:5000000 масштабов. Комплекс прикладных задач с использованием знаний структурной геоморфологии постоянно расширяется и углубляется его интеграция с материалами смежных дисциплин, таких как тектоника, глубинное строение, геофизика, дистанционное зондирование и др.
Таков примерно перечень важнейших проблем и задач их разрешения, которые в целом образуют методологическую базу структурной геоморфолоии, используемой в прикладных поисковых целях.
6. Прикладные аспекты структурной геоморфологии
Важнейшим аспектом прикладной геоморфологии является морфотектонический анализ рельефа. Морфотектоника преследует цель восстановления первично тектонических деформаций геологического субстрата под воздействием новейших тектонических движений по фрагментам рельефа прошлой геоморфологической формации. Для достижении цели решаются прямая и обратная геоморфологические задачи. Решение прямой задачи связано с получением данных о положении точек поверхности рельефа, не изменивших или мало изменивших своей первичной морфологии за весь этап новейшего тектонического развития и характеризующего рельеф геоморфологической формации, предшествующей (предорогенной) стадии развития рельефа. Такие точки располагаются в местах эрозионной тени, то есть на водораздельных пространствах. Решение обратной геоморфологической задачи связано с построением по выявленным точкам новой поверхности, отображающей деформацию новейшими движениями предорогенной поверхности выравнивания, искючив эрозионное расчленение. Характер построенной поверхности отражает характер новейших тектонических деформаций.
В процессе решения этих задач мы стремимся минимизировать расчленяющий эрозионный эффект новейшей геоморфологической формации и получить характеристику суммарных деформаций за весь новейший тектонический этап той или иной территории. Слабым моментом этой процедуры является тот факт, что в структуру рельефа восстановленной поверхности могут войти и амплитуды остаточного рельефа предшествующей геоморфологической формации и рельефа связанного с селективной денудацией. Поэтому такой метод оценки новейших деформаций можно применять лишь на качественном уровне с обязательным анализом осложняющей роли остаточного денудационного рельефа. Рельеф восстановленной деформационной поверхности получил название «тектонический рельеф», что является промежуточной целью морфотектоники. Конечной же её целью является тектонмческий анализ посторенной поверхности. Прикладным же аспектом морфотектоники является использование её информационной базы для прогнозирования и поисков полезных ископаемых.
Тектонический рельеф может быть резко контрастным в местах интенсивного орогенеза, когда бросается в глаза его тектоническая морфология. Такой рельеф связан с прямыми или обащёнными морфоструктурами горного рельефа. Примерами таких связей могут быть горные хребты – новейшие горсты или антиклинали, межгорные впадины – грабены или синклинали.
Тектонический рельеф может быть и малоконтрастным, тогда для его восстановления требуется арсенал усилительных методов морфометрического анализа. Такой тектонический рельеф присущ платформенным равнинам. Восстановительные процедуры в этом случае используются для оптимизации, например, информации при нефтегазопоисковом деле.
Тектонический рельеф может быть и с практически полным отсутствием контрастности. Такой рельеф получил название «криптоморфный», так как он может быть заметен в результате тонометрического анализа образов на дистанционных снимках или линеаментных каркасов, полученных картометрическими методами по методике В.В.Соловьёва (). Такие образы обычно диагностируют глубинные неоднородности земной коры. В виду генерализации свойств изображений местности, они проявляются по ланлшафтным индикаторам, фиксирующим плотно упакованные рои и поля малых структурных форм рельефа, размеры которых на несколько порядков меньше, чем дешифрируемая структурная форма. Такой тектонический рельеф называется криптоморфным. Сведения о нём могут быть использованы в самых разных геолого-поисковых задачах.
Таким образом, морфотектоника оперирует континуальным рядом изменений контрастности структурных форм тектонического рельефа. На одном конце этого ряда располагаются конформные и квазиконформные - прямые или обращённые морфосируктуры, а на противоположном - дисконформные или криптоморфные геоморфологические структурные образования. В качестве промежуточных звеньев этого ряда могут быть опосредованно выраженные в морфотектонике геолого-структурные неоднородности. Прикладное значение морфоструктурного ряда достаточно хорошо изучено и широко применяется в поисковой геологии. Криптоморфные обазования лучше подвергаются изучению дистанционными и геофизическими методами, нежели морфометрическими и геологическими. Методические подходы в этой области используются для диагностики продуктивных погребённых и глубинных неоднородностей земной коры.
Морфотектоника быстро прогрессирует в наше время, так как является индикатором новейшей геодинамики, развитие которой переживает бурное развитие, особенно в связи с изучением дна Мирового Океана, и функционированием модных тектонических гипотез, прикладным аспектом которых является долгосрочный геодинамический (сейсмический, вулканический, катастрофических процессов и др.) прогноз.
7. Методы структурно-геоморфологического качественного анализа.
Все методы структурно-геоморфологического анализа подразделяются на качественные и количественные. Важнейшим качественным методом анализа региональных черт рельефа является построение орографических схем и карт. Такие материалы позволяют судить об общем плане тектонического рельефа. Количественные методы касаются морфометрического анализа рельефа в разных утилитарных целях.
Орографическое картографирование. Составление орографических схем и карт является наиболее старым видом графического отражения общего плана рельефа, которое было широко развито до создания разномасштабных топографических карт на суше. Горные области на них отображались совокупностью осевых линий хребтов и отрогов, межгорных и предгорных котловин и прогибов и отдельных наиболее выдающихся вершин (Рис.7-1). Эта особенность сохранилась до сих пор на многих создаваемых гляциологами схемах горного оледенения (Рис.7-2). Орографические карты и схемы равнинных территорий представлены совокупностью ареалов, отражающих разные по размерам и плановым очертаниям формы. Особенно важно составление орографических схем на территории стыка геоструктурных областей.
В геоморфологии составление карт и схем данного вида считалось до недавнего времени пройденным этапом в картографировании рельефа. Однако необходимость орографического картографирования в последующем проявилось при решении двух практически важных задач. Первая из них заключалась в необходимости сравнения орографии территории со структурным планом - совокупностью пликативных дислокаций осадочного чехла платформенных равнин с целью прогноза последних и оценки новейших тектонических критериев поискового дела (Рис.7-3). Вторая залача связана с изучением наиболее общих закономерностей выявления уровенной структуры рельефа на не больших территориях (Рис.7-4). Третья важная задача, которая решалась с помощью орографического картографирования, заключалась в обеспечении географической привязкой интересующих человека объектов на тех пространствах, где было мало обозначенных именами собственными геоморфологических и гидрологических образований. Географические координаты (значения широты и долготы) для этой цели оказались мало пригодными для этой задачи, так как не способствуют образному восприятию местоположения объекта в пространстве. Например, на первых этапах освоения Западно-Сибирской равнины была поставлена задача создания ее орографической карты для географической привязки объектов нефтегазопоисковых работ (антиклинальных дислокаций, месторождений, «пустых структур», буровых скважин, сейсмической съемки и др.). Затем подобные карты были составлены на другие равнины суши, и орографическому картографированию в целом уделялось большое внимание со стороны ведущих геоморфологов. Пересмотр орографии горно-складчатыз областей под давлением новой информации от дистанционных исследований позволил выделить совершенно новый класс тектонических образований – структур центрального типа как явно выраженных в орогидолграфии, так и опосредованно. Две указанные задачи постоянно, по мере улучшения со временем гидрографической изученности, решаются до сих пор при выявлении форм подводного рельефа морей и океанов. Особое внимание этому вопросу уделяют специалисты, изучающие рельеф и осадки морского дна для хозяйственных нужд. Анализ орографии как подлёдного, подводного, так и надводного рельефа позволяет установить основные черты новейшего структурного плана (напрмер, геоморфологические волны на платформенных регионах), пути транспортировки осадков, перестройки речной сети и другие историко-генетические особенности.
Построению орографической карты предшествует определение и классификация картографируемых единиц. Под последними понимаются формы земной поверхности, характеризующиеся определенными размерами, морфологией в плане и профиле, территориальным единством и обособленностью от других сопряженных с ними форм. Из многочисленных обозначающих формы терминов к орографическому картографированию должны быть привлечены следующие: а) те, которые в наименьшей степени касаютеся каких-либо генетических воззрений или вытекают из них, б) являющиеся наиболее определенными или отражающими объекты, обладающие характерными морфологическими особенностями (вытянутостью или изометричностью, замкнутостью или незамкнутостью контура и т.д.), в) обеспечивающие отражение наибольшего разнообразия орографических форм, г) поддающиеся классификации по перечисленным ниже принципам. Последние включают: размер, соподчиненность, знак, удлиненность, замкнутость контура, морфологию в профиле, гипсо-батиметрическое положение. Применительно к рельефу суши используются следующие не имеющие общепринятых определений орографические термины: межгорная котловина, амфитеатр, бассейн, бессточная впадина, гипсометрический уровень, борозда, бугор, вал, ванна, вершина, вогнутая, волнистая, нагорная равнина, возвышение, впадина, воронка, ворота, гора, горная группа, область, система, страна, цепь, плато, возвышенность, западина, лоб, ложбина, мелкосопочник, нагорье, терраса, останец, отрог, пригорок, прилавки, ров, седловина, сопка, сырты, съерра, увал, холм, холмогорье и др. Многие из них имеют местное значение и обозначают формы самого разного размера. Делом будущего является создание универсальной систематики форм земной поверхности, в равной мере применимой для надводного и подводного, горного и равнинного аридного и гумидного рельефа.
8. Количественная оценка морфологических характеристик и выявление морфологических особенностей земной поверхности.
Общие вопросы морфометрии. Методический аппарат структурной геоморфологии определяется в значительной мере степенью использования в ней количественных методов. В геоморфологии намечается два основных направления математизации – картометрия и геометризация образов. Важнейшее из них, явлчется морфометрическое. Оно сводится к измерению, анализу и интерпретации многочисленных разрозненных параметров земной поверхности в целом, ее элементов и форм, а также к графическим и графоаналитическим построениям для решения прикладных задач. Общая теория у морфометрии отсутствует. Морфометрический анализ тесно контактирует с картометрией – учением об измерениях, вычислениях и преобразованиях на карте (в ее электронном и бумажном виде) параметров любых явлений на Земле. Морфометрия широко использует опыт геофизики, тонометрии, геометрии недр и других смежных наук. Значительная часть морфометрических построений можно рассматривать как применение картометрии к изучаемому геоморфологией объекту – земной поверхности. Внутри морфометрического анализа выделяются следующие направления: анализ форм земной поверхности, геометризация рельефа с целью описания ее структуры, собственно морфометрический анализ - измерения и вычисления, количественные описания, направленные на получение геоморфологически значимых результатов, и построение вторичных по отношению к топгрфии морфометрических карт
Количественная оценка морфологических характеристик и выявление морфологических особенностей земной поверхности. Важное место в структурной геоморфологии занимает картометрия. К ней относятся картосхемы изогипс, изобат, изодинам на геофизических картах и др. которые характеризуют положение земной поверхности в трехмерном пространстве в целом, без разделения ее на составные части. Другие входящие в эту группу построения отражают ее разные морфологические аспекты, выраженные в изменении в данном пространстве значений соответствующих показателей или параметров максимальных и средних уклонов, вертикальной, горизонтальной и суммарной расчленённости. Эти значения или показатели вычисляются в границах, так называемых, элементарных площадей, на которые топографическая поверхность искусственно разделяется с помощью элементарных квадратов (палеток), кругов, шестиугольников или трапеций разных размеров. Палетка перемещается по исходной карте, на которой вычисляются данные показатели способом скользящего окна. Эта процедура происходит таким образом, чтобы при каждом смещении окна осреднения по горизонтали и по вертикали она на половину перекрывала бы то пространство, которое было ею ограничено в предыдущем положении. В результате этого получается двойное перекрытие пространства и существенное увеличение точек (центров окон палетки), к которым относится вычисленные в ее границах значение какого-либо показателя. Затем проводятся линии равных значений этого показателя. Такие вторичные карты строятся в рамках концепции географического поля В.А.Червякова, по которой исследуемые параметры изменяются плавно и непрерывно.
Наиболее распространенным и самым первым картометрическим построением является карта вертикальной расчлененности (модуль энергии рельефа). Она строится по методике А.И.Спиридонова.(1975). Модуль энергии рельефа или её показатель представляет собой разницу между максимальной и минимальной высотами (глубинами) или относительное превышение в пределах элементарной площади. С помощью этих данных определяются аномалии рельефа и получаем качественные характеристики интенсивности новейших движений (Рис.8-1). При инженерных исследованиях в качестве вычисляемых элементов, вводимых в скользящее окно, кроме абсолютных значений верхней и нижней точек высот рельефа, значение косинуса (синуса) угла наклона склона, его длину и, по возможности, массу движущегося по склону рыхлого материала. Тогда энергия рельефа будет составлять интегральную характеристику энергии склонов, заключённых между каждой вершинной и базисной точками и будут характеризовать интенсивность новейших тектонических процессов через энергию экзодинамики. Полученную интегральную характеристику соотносят с коэфициентами сейсмичности (в баллах), трещиноватости и плотности горных пород субстрата. Такие данные используются при решении различных инженерно-геологических и поисковых задач.
Составляются карты горизонтальной расчленённости также по методике А.И.Спиридонова (1975). Под горизонтальной расчлененностью понимается суммарная длина тальвегов всех (временных и постоянных) водотоков, отнесённая к единице площади исследуемого района. Они составляются для получения данных о распределении интенсивности новейших тектонических движений. Распределение по площади средних уклонов склонов определяются по формуле Финстервальдера, в которой они численно выражаются в виде суммарной длины всех горизонталей в элементарной площади при их равном сечении. Карты этих величин позволяют выделять геоморфологические аномалии, адекватно отображающие новейшие деформации земной коры (Рис.8-2).
Картосхема аномальных уклонов тальвегов долин строится по топографической основе масштаба 1:25 000. Методика построения состоит из следующих операций. Поднимаются все тальвеги и разбивались на порядки. После этого линии тальвегов разделяются на отрезки с равными уклонами. Для каждого отрезка вычислялся уклон по следующей формуле:
Kут = [(a-b) / L] x 100%
где а - абсолютная высота верхнего конца отрезка тальвега (в м), b - абсолютная высота нижнего конца отрезка тальвега (в м), L - длина отрезка тальвега в метрах.
Затем составляются таблицы уклонов отрезков тальвегов по их порядкам. Определяется закон распределения значений уклонов тальвегов и вычисляются пределы аномально положительных и отрицательных уклонов, после чего производится окончательная выборка искомых отрезков тальвегов на карте. Наибольшие уклоны отвечают участкам новейших тектонических поднятий или местам пересечения тальвегами контактов пород с разной плотностью (Рис.8-3).
Вычисление коэффициента суммарного расчленённости рельефа и построение соответствующих карт проводится по методике Э.Л.Якименко (1972). Он равен произведению коэфициентов вертикального и горизонтального расчленения рельефа, отнесённому к единице площади. Карты коэффициентов отражают плановое размещение новейших тектонических структур. Кроме того, уклоны, густота и глубина расчленения обусловлены ещё и другими факторами: А) литологическим составом экспонированных пород. На наиболее подверженных эрозии породах расчленение и уклоны характеризуются большими значениями. Б) Этот коэффициент характеризует знак, амплитуды и горизонтальные градиенты амплитуд. Чем больше амплитуды и дифференцированность новейших поднятий, тем выше значения расчлененности и уклонов. На отрицательных морфоструктурах эти значения снижаются. В) Картосхема коэффициентов объясняет близостью базиса эрозии и связанные с этим значительное придолинное расчленение и уклоны, малое расчленение на плоских водоразделах и др. В то же время нельзя не считаться с тем, что введение расчлененности и уклонов в один показатель может усложнить неоднозначность истолкования распределения этих параметров на морфометрических картосхемах. Кроме того, построение карт предусматривает использование изометричных палеток (операторов), в то время как в природе практически всегда (за исключением вершин изометричных форм) проявляется анизотропия рельефа – зависимость изменения главного параметра земной поверхности – высоты или глубины и всех производных от него показателей, от направления измерения (Рис.8-4).
Карта вершинной поверхности строится по методике предложенной В.П.Философовым (1975) и отражает план (но не амплитуды) новейших тектонических структур. Построение карты осуществляется по высшим отметкам водоразделов. Осложняющее влияние литоморфного фактора в пределах района незначительно, если горные породы на всей площади однотипны и обладают примерно одинаковой механической устойчивостью к экзогенным процессам.
Анализ данной карты, построенной, как и большинство других морфометрических материалов, по топографической основе масштаба 1:25 000 – 1:200000, позволяет получить сведения о новейшей тектонике. а) Выявляются крупные сводовые геоморфологическая структуры, б) куполовидные структуры второго порядка, с которыми на рудных полях могут быть связаны выходы рудоносных гранитоидов. в) По линейным зонам сгущения морфоизогипс (градиентам) намечаются крупные и малые тектонические нарушения, разбивающие сводовые поднятия на ряд морфоблоков. г) Выявляются клавишные структуры локальных поднятий и опусканий относительно общей поверхности регионального сводового поднятия (Рис.8-5).
Карта базисной поверхности строится по методике, предложенной также В.П.Философовым (1975). В исследованиях учитываются только водотоки III и более высоких порядков, как наиболее полно отражающие план главных новейших структурных форм и почти не чувствительных к локальным мелким структурам новейшего этапа. Картированию подлежат наименьшие значения высот в скользящем окне палетки, которые располагаются по линиям тальвегов долин. Строится вторичная изолинейная поверхность. Изолинии получили название изобазит.
Изобазиты хорошо фиксируют сводовые поднятия и осложняющие их новейшие тектонические структурные формы: линейные зоны трещиноватости и сгущений линеаментов, валообразные поднятиямя. Базисные поверхности, в отличие от вершинных, более чувстуительны к новейшим тектоническим движениям и отражают более молодые структурные формы. Сопоставление планов морфоизогипс и изобазит говорит о большом их сходстве. Надо всегда помнить, что размещение минерализации в гранитоидных куполах имеет прямую связь с размещением локальных неоднородностей базисных поднятий (Рис. 8-6).
Карта тектономорфоизогипс строится по топооснове масштаба 1:25 000-200 000. Методика картографирования тектономорфоизогипс достаточно подробно описана Л.Б.Аристарховой (1970). Тектоморфоизогипсы – это линии обобщения горизонталей топографической карты, изображающие крупные черты рельефа. Они не должны пересекать горизонтали топографических карт. В отличие от обычной картографической генерализации в основе рисунка морфоизогипс лежит принцип исключения всех линейных и локальных форм рельефа. Благодаря проведению морфоизогипс обеспечивается обобщенное изображение крупных черт рельефа и простота его чтения. Такой рельеф исключает формы эрозионного расчленения и отождествляют с восстановленным тектоническим рельефом. Таким образом, на картах «тектонического рельефа» земная поверхность представлена в том виде, который она имела бы при отсутствии эрозионной деятельности рек в последние этапы развития ее рельефа (Рис.8-7).
В настоящем разделе проиллюстрированы лишь несколько главных морфометрических методов наиболее употребляемых в поисковой геоморфологии. На самом деле для изучения иных деталей новейших тектонических деформвций существует боьшее количество морфометрических методов.
9 Оценка плотности связи между морфометрическими и географо-геофизическими параметрам.
В практической деятельности геоморфологов и представителей смежных специальностей существенное значение имеет оценка плотности связи между высотами (глубинами), отдельными морфометрическими параметрами земной поверхности, геофизическими и географическими полями. Все эти геообразования графически представлены одним и тем же моделями – поверхностями топографического ряда. Последние рассматриваются в математике графическим отражением функции двух переменных, а, в частности, в геометрии - в качестве составляющих обширную группу геометрических образов неправильных поверхностей. Перпендикуляр, восстановленный из каждой точки такой поверхности к плоскости проекции, пересекается с последней в единственной точке. Геометрическая общность геообразований самой разной природы даёт возможность сравнивать друг с другом распределение в пространстве Земли, отражающие их показатели, устанавливать между ними не только формальные, но и причинно-следственные связи. Более того, эта общность даёт возможность создать общую системно-морфологическую основу для всех наук о Земле и общую теорию геосистем. Для оценки плотности связи между поверхностями топографического ряда широко используются коэффициенты парной и множественной корреляции и другие показатели (по Ю.Р.Архипову, А.М. Берлянту, В.Н.Луговенко, В.П.Пронину, Д.В.Лопатину и др.). Изменение значений этих коэффициентов по площади отражается на картах изокоррелят. В тектонике они называются ещё картами структурного соответствия. Наиболее просто, хотя и приближенно, оценку плотности связи между двумя поверхностями можно осуществить в результате вычисления коэффициента картографической корреляции, численно равного тангенсу угла между горизонталями на наложенных друг на друга сравниваемых картах разных параметров или с помощью математической процедуры уравнивающей значение телесных углов коррелируемых объектов. Можно также оценивать плотность связи по значениям углов, не прибегая к их тригонометрическим функциям. Это позволяет реально представить различия между направлениями падения двух сравниваемых поверхностей.
10. Аэрокосмическая информация в структурной геоморфологии и новейшей геодинамике
В настоящее время аэрокосмическая информация является нормативной для всех видов наук о Земле. Существует большая и разноплановая литература по её применению в предметных областях. Мы не будем останавливаться на геологическом, геоморфологическом дешифрировании АКС, на способах идентификации морфоструктур, обладающих трёхмерными параметрами, так как они успешно изучаются методами морфометрии. Всё это достаточно подробно освещено в учебной и специальной литературе. Наша цель заключается в необходимости обратить внимание на значение тонометрических аномалии на снимках, отображающих ландшафтные неоднородности, которые передают информацию, в том числе и о рельефе, причём, не только о явно выраженном, тектоническом, но и помогают увидеть опосредованно выраженные в рельефе структурные неоднородности земной поверхности. Их обычно трудно идентифицировать с какой-либо структурной группой литосферы, хотя они очевидны и объективны. Их тонометрическая информация на снимках позволяет понять и природу едва выраженных в рельефе образований, масштабы которых огромны по сравнению с размерностью образующих их форм рельефа. Поэтому они кажутся плоскими или, точнее, квазидвумерными – «тенями» каких-то непонятных процессов и явлений, запечатленных на космических снимках земной поверхности. И только фотогенерализующие свойства дистанционных съемок позволяют увидеть их «портретные» характеристики, которые отчетливо видны на космических снимках и совершенно не заметны при контактных исследованиях (Рис. 10-1). Эти структурные образования могут быть выделены и при картометрической обработке топографической поверхности рельефа, а также и других поверхностей топографического ряда (гравиметрической, магнитометрической, фотометрической и др.) на основе анализа изолинейных карт. Для этого используются известные методики В.В.Соловьёва, И.Н.Томсона, М.А.Фаворской, И.К.Волчанской, Е.С.Кутейникова и мн.др.
Исследования показали, что все аномальные тонометрические образы связаны с роями малых форм и элементов рельефа (спрямленных или закругленных фрагментов речных долин, побережий, склонов, седловин, цепочек озер и др.), которые группируются в структурные линии, зоны, площадные сочетания – текстуры изображения, а в конечном итоге, в образы, природу которых мы и пытаемся понять.
В процессе исследования вопроса решаются следующие задачи: 1) изучение особенностей дешифрирования линеаментов, линеаментных зон и полей по тоновым контрастам, 2) установление связи линеаментов с геоморфологической структурой, 3) построение дискретного морфотектонического ряд от конформного к дисконформному выражению в рельефе структурных образований, которые связанны в единое целое линеаментными «портретами» тонометрических аномалий и вопросы прогнозирования полезных ископаемых.
Рельеф как организационная среда линеаментов и линеаментных полей. Красной нитью в прикладной геоморфологии проходит одна из географических аксиом, утверждающая, что рельеф является системообразующей компонентой ландшафта и одновременно уникальным индикатором динамических процессов консервативны сфер Земли, к которым можно отнести земную кору и литосферу в целом. Известно также, что в рельефе могут отображаться не только «живые», развивающиеся структурные формы, но и вся совокупность тектонических свойств «мертвой» литосферы. Широко известно, что в процессе эволюции земной коры от раннего докембрия до наших дней она претерпевает все большее усложнение. Особенность геоморфологических исследований заключается в возможности раскрытия летописи геологической истории через формы современного «живого» или «остаточного» литоморфного рельефа. Большая группа геоморфологов считает, что решение этой задачи геоморфологическими процедурами невозможно. По-видимому, в чем-то они и правы, так как это требуют привлечения комплекса дополнительных мер. Поэтому, прибегая к реконструкциям такого рода, необходимо использовать в комплексе с геоморфологическими методами еще и ,(другие: дистанционные, геофизические, тектонические, физико-математические, оставив за геоморфологическими лишь индикационную роль – роль системообразующего информационного блока, так как рельеф поверхности одинаково полно отображает взаимодействие как экзо-, так и эндодинамических сил Земли.
Свойство естественной генерализации позволило увидеть, что рассеянные и не связанные между собой морфологически рои малых форм рельефа на самом деле концентрируются в поля, зоны и линии определенной геометрии: линейно ориентированные, дуговые, параболические, круговые, поликонцентрические, эллипсоидальные, изометрические, фестончатые и иные. Для иллюстрации рассмотрим следующие примеры, иллюстрирующие переход от структуры линеаментных полей к их тектонической интерпретации.
На рис.10-2. отчетливо видно взаимопересечение линеаментных полей - плотно упакованных и зонально организованных, морфологически не связанных между собой линеаментов разной геометрии. При генерализации поля могут превратиться в зоны, линии и наоборот. Тектонический анализ рисунка показал связь линеаментов со структурными неоднородностями фундамента Рязано-Саратовского авлакогена Восточно-Европейской платформы и краевой зоны Прикаспийской синеклизы.
На рис.10-3 отчетливо видно, как поля линеаментных текстур связаны с явными и неявными брахиформными образованиями. При сопоставлении с обобщенной геологической картой масштаба 1:10000000 они отображают генеральные тектонические структуры Прикаспийского койлогена и Уральской коллизионной мегаструктуры. Причем, эта связь передается через линеаментные оболочки (каркасные линии тоновых текстур) современных геологических формаций, которые представлены объединенными полями линеаментов разной геометрии.
Корреляция тонометрических аномалий и соответствующих им линеаментных полей и зон с геологическими телами и морфоструктурами не всегда однозначна. Чаще прослеживается более четкая их связь с аномальными геофизическими полями. Это обстоятельство позволило предположить, что тоновые аномалии в большей степени отображают глубинную природу, нежели морфоструктурный план геологического субстрата. Больше того, стало появляться все больше фактов их несогласия с морфоструктурным планом, косвенно подтверждающих справедливость вышеуказанного предположения. Подобные образования можно отождествлять с к р и п т о м о р ф н ы м и г е о м о р ф о л о г и ч е с к и м и с т р у к т у р а м и (КГС). Они представляют собой образы, созданные за счет фотогенерализации пространственно упорядоченных, но не всегда морфологически связанных между собой малых структурных форм рельефа, размеры которых на 3-4 порядка меньше самих образов КГС. Последние отображаются в виде фототоновых (тонометрических) аномалий на дистанционных снимках. Но главным их индикационным признаком является совокупность малых форм рельефа, плотности взаиморазмещения которых формирует специфический фотоэффект в виде тоновых линий, зон, текстур изображения.
В книге «Структурная геоморфология равнинных стран» Ю.А.Мещеряков, давая определение понятию «морфоструктура» как геологическая структура, выраженная в рельефе Земли, замечает, что им могут быть противопоставлены «к р и п т о с т р у к т у р ы ... погребенные в недрах Земли или полностью сглаженные денудацией, не выраженные на поверхности структурные формы.». По сути дела, если под «крипто» иметь в виду латинское «скрытое», то автор под этим термином и подразумевает невыраженную в рельефе структурную форму земной коры. Но геоморфологический анализ тонометрических характеристик подобных образований показал наличие, хоть и отдаленной, но, всёже, существенную связь с современным рельефом. Данную идею Ю.А.Мещеряков не смог развить геоморфологически, в виду малого количества фактического материала, так как его заметки были сделаны еще до внедрения в практику наук о Земле космических изображений. А без космической регистрации генерализованных ландшафтных индикаторов он не мог проследить связь таких образований с рельефом.
В процессе массового внедрения в научную практику космических изображений начали выделяться тонометрические аномалии разной геометрии и очертаний, не находящие подтверждения ни в рельефе, ни в геологосъемочных документах. В то же время, они находили отображение, например, в виде аномалий геофизических полей, подтверждая, таким образом, реальность самого факта своего существования. При сравнении таких объектов с моделями рельефа в более крупном масштабе, удалось установить, что их образуют малые формы рельефа: спрямленные или закругленные участки рек, склонов, водоразделов, цепочек седловин, озер, карстовых и термокарстовых воронок, грив, гряд, малых куполов и др. В силу разных причин, данные совокупности нередко продолжали отождествляться с морфоструктурами, лишь на том основании, что они выделяются на снимках, но эта проблема так и не нашла у теоретиков геоморфологической науки дальнейшего развития.
Определение основных терминов и понятий. Для того, чтобы разобраться в этом более обстоятельно, необходимо определить смысловое значение основных понятий: таких как «дистанционные методы», «линеамент», «центрозональные структуры», «тонометрические аномалии», объем содержания понятия «морфотектоника» и производных от них терминов, семантика которых до сих пор не стала аксиоматичной. Но всех их объединяет связь с рельефом земной поверхности.
Дистанционные методы исследований включают распознавание на аэрокосмических изображениях объекта (оптические тонометрические аномалии) и предмета (криптоморфные геоморфологические структуры) геолого-геоморфологических исследований, а также, тождественных им по информационной базе образов, реконструируемых морфометрическими методами обработки по модели рельефа и другим поверхностям топографического ряда (магнитометрическому, гравиметрическому, оптическому и др.) в изолинейном отображении.
Линеамент, линеаментные зоны, линеаментные системы. Под термином «линеамент» (Lineamentum – линия, черта) первоначально понимали «линейные или дуговые структурные элементы планетарного значения, связанные в начальном этапе с разломами, а иногда и с глубинными разломами (по У.Хоббсу, 1904)». Позже под этим термином стали понимать только спрямленные ориентированные линеаменты и их системы. В терминологических словарях дается множество значений и синонимов этого термина как геоморфологически выраженной прямой линии. С появлением космических снимков линеаменты стали выделяться повсеместно. Начали различать линеаменты по иерархическому признаку: трансконтинентальные, трансрегиональные, региональные и локальные. Появились понятия шаг линеаментов или закономерно повторяющееся расстояние между ними(, веер линеаментов (несколько линеаментов, исходящих из одной точки), линеаментная зона (пучок сближенных параллельных или разнонаправленных, но линейно сгруппированных линеаментов разных размеров), линеаментное поле или линеаментная текстура (площадное распространение малых и среднеразмерных линеаментов разной геометрии по своим внутренним закономерностям взаиморасположения В.Е.Хаин сформулировал даже целое направление в геотектонике – линеаментная тектоника. Но точных критериев размерности в их иерархии, геометрической и геоморфологической определенности так и не было сформулировано. В настоящее время, на наш взгляд под линеаментами следует понимать не только тектонические уступы и эскарпы, зоны интенсивных новейших деформаций, но и линейные фотоаномалии, связанные с диаклазами (безамплитудными разломами), их системами разной геометрии, выделенными геоморфологическими, морфометрическими или дистанционными методами, адекватно отображающими тектонические дислокации. Они могут быть как согласными с морфоструктурным планом (тектонические уступы), так и несогласными как результат проявления на земной поверхности тектонических напряжений различных горизонтов расслоенной литосферы. Все эти неоднородности являются и/или отображаются геоморфологическими индикаторами.
Не все ориентированные линеаменты прямо связаны с морфологией рельефа как трехмерной поверхностью. Одна их часть, несомненно, отражает тектоническую природу: новейшие разломы, выраженные в виде нормальных сбросов (прямые линии), взбросов (пологие дуги), надвигов (дуги, чешуйчато-эшелонированные зоны), зон смятия (червячные рои малых форм) и др. Вторая группа связана с шарнирами складок, интрузивно-дайковыми поясами и сквозными зонами разломов и трещин, с осями водораздельных пространств и депрессий, фиксирующих новейшие поднятия и опускания, уступов моноклиналей и др. Третья – с вариастратам, (линиями эрозионных уступов, фиксирующих кровли и подошвы бронирующих пластов). Все эти случаи описаны в специальной и методической литературе. Но есть группа линеаментов (и она достаточно велика), которая проявляется за счёт разорванных пространственно, не объединенных морфологически и морфоструктурно, различных по морфологии малых форм рельефа; отражающих как отпрепарированные мертвые (закрытые, выполненные минеральным веществом), так и геодинамически активные разломы (сейсмодислокации, кляммы, цепочки грязевых вулканов, источников, шлаковых конусов, интрузивных массивов – следы горячих точек). Большую группу индикаторов такого типа составляют диаклазы или безамплитудные разломы разной геометрии. Они проявляются в виде трещин расширения, открытых разломов, фиксированных выходами грунтовых вод, газовыми эманациями и др. Это могут быть как геодинамически активные разломы, так и те, которые составляют сетки Хартмана, природа которых неясна, но энергетическая активность и патогенная роль очевидны. Всех их общит одно свойство – способность формировать образы линеаментных неоднородностей диакластического типа. Чаще всего они не имеют ничего общего ни с морфологическими, ни с морфоструктурными комплексами, и даже наоборот – образуют с ними фантомные несогласные соотношения. Так, известный геолог Ю.Г.Сафонов отмечал, что дешифрирование космических снимков привело к открытию скрытых разломов, представленных зонами рассредоточенных трещин и разрывных нарушений различных порядков. Они образуют зоны свободной проницаемости в мантию и осуществляют контроль над размещением рудных узлов, полей и месторождений. Выражены они в виде зонально организованных микро- и мезоформ рельефа: спрямленные участки рек(, седловины, микроуступы на склонах, рытвины, цепочки озер, термокарстовых воронок, микрониш, связанных с ключами, мерцающие разломы и др. М.А.Фаворская и И.Н.Томсон протяженные, секущие морфоструктурный план линеаменты считали индикаторами сквозных рудоконцентрирующих разрывных структур, так как они сами и узлы их пересечений контролируют размещение различных типов рудных узлов и полей. Геоморфологически это именно те малые формы рельефа, что имел в виду Ю.Г.Сафонов. Ярким примером геоморфологического криптоморфизма является описанное явление Д.А.Тимофеевым в личном письме ко мне выражения разлома Эхийн-Гол в пустыне Гоби. «Сам оазис возник потому, что там имеются выходы грунтовых вод по молодому разлому, частично выраженному в рельефе в виде уступа. Изучая аэроснимки, я обнаружил, что разлом пересекает поперек русло крупного сайра – черная линия, на светлом фоне русла. При увеличении эта линия распалась на точки, а точки (при изучении на местности) оказались кустами тамарикса. Каждая точка – высокий и пышный куст. Сливаясь (генерализуясь) на снимке, точки дают линию разлома. Таким образом, «образ» на снимке имеет свою причину, действие которой выразилось в лучших условиях для роста тамарикса» вдоль частично выраженного в виде малых структурных форм разлома. В литературе даются описания многочисленных выражения в современном рельефе образов скрытых для геологической съёмки тектонических структур.
Термины центрозональные (геоморфологические) структуры, кольцевые, концентрические, структуры или морфоструктуры центрального типа и другие родственные им по семантической сути, являются синонимами. При обстоятельном изучении специальных карт, где главной единицей картографирования являются структуры центрального типа (СЦТ), или центрозональные, выделенные на основе картометрического анализа или в результате дешифрирования дистанционных снимков местности, выяснилось, что далеко не все они одинаково выражены в рельефе. Лишь некоторые из них представлены поднятиями или кальдерами, окруженными кольцевыми хребтами (Кандёр на Алданском щите, Кент в Казахстане), являются купольно-кольцевыми образованиями (Аскаран, Тунгатар, Шалтас, Улькен-Каракуус, Жамсы, Байназар, Кызылтас в Казахстане) или выражены иным комплексом форм. Подавляющее большинство линеаментов кольцевой, дуговой, эллипсоидальной и иной геометрии – это диаклазы, хотя отчетливо прослеживаются по цепочкам озер, спрямленным участками речных долин, фасетам, седловинам, гривам, грядам, рвам, термокарстовым воронкам, источникам и другим элементами ландшафтной среды, формирующим фотоаномальное изображение на снимках или экранах мониторов при генерализации.
Лучшим аналитическим материалом для анализа подобных структур являются карты, выполненные В.В.Соловьевым и В.М.Рыжковой. Безусловно понимая все то, что было нами высказано раньше, В.В.Соловьев чаще всего прибегал к термину “структуры центрального типа ... по данным геолого-морфологического анализа”, давая понять, таким образом, что это в первую очередь геологические образования, а не геоморфологические. Однако, четкого разграничения между морфоструктурами и диаклазами не делал. Это обстоятельство отразилось и в его стилизованных классификационных рисунках - реконструкциях картографируемых единиц, на которых он подчеркивал их принадлежность именно к морфоструктурному ряду, хотя большинство из них к таковым не относятся. Более того, он не поощрял это разграничение и в чужих работах, имея большой авторитет в геологической среде и средства для внедрения своих идей в геологическую практику. Он распространил название «морфоструктура центрального типа» (МЦТ) на всех без исключения типы центрозональных образований. Впрочим, такое же содержание термина МЦТ дает и терминологический( словарь.
Тем не менее, вся специальная литература, как открытая, так и фондовая, посвященная центрозональным оптико-ландшафтным аномалиям, не делает и сейчас различий между собственно морфоструктурами и квазидвумернами образами, представленными диаклазами и соответствующими им в ландшафте криптоморфными геоморфологическими образованиями. Такое вульгарное отношение к понятию «морфоструктура» нанесло непоправимый ущерб, как геоморфологической науке, так и геологической практике. Понятие «морфоструктура» постепенно утратило свое конкретное значение, с этим термином стала ассоциироваться любая тектоническая структура, вне зависимости от того, как она проявлена в современном рельефе.
Тонометрические аномалии – аномальные тоновые изображения на дистанционной основе, связанные с оптико-ландшафтными свойствами земной поверхности, адекватно отображающие геолого-структурные объекты литосферы на картах. Плотность тона можно передать количественно в виде таблиц или изолинейных поверхностей, отображающих степень яркости.
Морфотектоника( представляет собой геоморфологическую форму организации новейшего тектонического пространства. Данное определение в лаконичной форме обобщает все определения, которые даны в терминологическом словаре и те, которые входят в понятие “тектонический рельеф”. На этом свойстве основана методика тектонического анализа рельефа, успешно применяемая для изучения новейшей геодинамики гор. Она включает решение прямой и обратной геоморфологической задач. Рельеф в пределах новейшей тектонической структуры отображает ее остаточную от размыва часть (прямая геоморфологическая задача). А тектонический рельеф является реконструируемым целым новейшей тектонической структуры по элементам остаточного рельефа (обратная геоморфологическая задача). Продукты размыва (как результат геоморфологического процесса экзодинамической деформации новейшей структуры) переносятся и переотлагаются в коллекторах за пределами зоны размыва. Гранулометрический состав образующихся слоев отражает характер данных процессов и явлений, а формы эрозионного рельефа им адекватно соответствуют. Каждому комплексу осадочных толщ соответствует свой геоморфологический латеральный ряд в вертикальном профиле выработанного рельефа, а морфодинамическому поясу - свой литологический комплекс. Все вместе они образуют согласованный геолого-геоморфологический комплекс современной геологической формации: в осадочном бассейне – геологической, а в эрозионном – геоморфологической.
Таким образом, криптоморфные геоморфологические структуры практически не участвуют в процессе рельефообразования. Их результирующий эффект в общем цикле развития поверхности Земли составляет бесконечно малую величину и поэтому не может быть зафиксирован в общем формационном ряду. Именно это обстоятельство позволило считать процесс образования криптоморфных геоморфологических структур (КГС) наложенным на морфоструктурный или наоборот, что сути дела не меняет.
Природа криптоморфизма. Возникновение криптоморфных геоморфологических образований можно характеризовать термином «криптоморфогенез». Методика изучения этого процесса основывается на некоторых общих положениях: 1) тождественности понятий «форма» и «образ»; 2) утверждении того, что дистанционная информация в общем геолого-геофизическом ряду занимает промежуточное положение и, обладая свойствами каждого из них, является связующим информационным звеном между ними; 3) тонометрические аномалии отображаются на снимках через оптические характеристики ландшафта, системообразующим элементом которого являются формы и элементы форм рельефа, дисперсия и зональное размещение которых возможно связаны с диссипацией энергии глубинных процессов Земли.
Если принять за основу модель расслоенной А.В.Пейве, то КГС могут отображаться в ландшафтных структурах( литосферы за счет стоячих внутренних гравитационных волн Эти волны имеют общую физическую природу с конвекцией и описываются с ней одним и тем же математическим языком. Динамика земной коры и мантии в геологическом масштабе времени подчиняется законам механики жидкостей и для ее описания удобно применять волновую модель. Поскольку границы разделов в геологической среде весьма условны, то для их параметрического описания можно принять длину волны или волновой вектор, при этом стирается грань между представлениями о структуре и волне. Какие бы ни были динамически неравновесные процессы, охватывающие Землю на всех масштабных уровнях, они порождают диссипативные структуры, выражением которых могут быть гексагональные образования. В жидко-пластичной среде, каковой является коромантийная смесь, они могут во внутренней части ячейки Бенара преобразовываться в структурные формы центрозональной геометрии, а на внешней – в линеаментные системы ортогональной и диагональной динамопар. С этих же позиций можно объяснить и радиально-лучистую структуру центрозональных кольцевых систем. Если несколько усложнить гидродинамическую модель стоячих внутренних гравитационных волн, введя параметр кручения, то с этих же методологических позиций можно объяснить и вихревые структуры. Если представить, что действие такого механизма проистекает в геологическом времени в мантии в жидко-пластичной среде, то одновременно в хрупкой среде верхней части коры должны преобладать глыбово-волновые перемещения с образованием морфоструктур, на поверхности которых могут в скрытой форме отобразиться следы глубинных диссипативных структур в виде криптоморфных геоморфологических образований.
Картогафирование криптоморфных геоморфологических мегаструктур на примере Северной Евразии. Иллюстрацией вышесказанного является карта структурных неоднородностей земной коры Северной Евразии масштаба 1:15000000, выявленных по данным космических съемок, картометричеких реконструкций и аномальных геофизических полей в масштабах от 1:1000000 до 1: 5000000 КГС Объектом картографирования явились центрозональные формы, отражающие разноглубинные тектонические и тектономагматические структуры размерностью 0-50 км (преимущественно 0,2-2 и 5-40 км), 50-100 км (преимущественно 60-90 км) и больше километров в диаметре. Предметом изучения были поля сгущения этих образований, при этом не предполагалось наличие прямой связи между размерностью структурных форм и их глубинностью. Генезис определялся в зависимости от геодинамической позиции каждого класса объектов картографирования.
При анализе природы малых и среднеразмерных кольцевых форм, образующих сгущения и показанных на данной карте цветовой заливкой, было сделано допущение о том, что они могут быть связаны либо с магматическими телами (орогенные гранитоиды, траппы), либо с брахиформными тектоническими деформациями (плиты). Для орогенных и дейтероорогенных областей проводилось сопоставление центрозональных структур с площадями магматических тел методом статистических выборок. Пример такой выборки, показан на прилагаемом Рис. 10-4. Из данного рисунка следует, что наблюдается представительная корреляция размерности площадей выходов на поверхность орогенных гранитоидов (независимо от их вещественного состава) наблюдается полная корреляция с размерностью ареальных КГС над ними, что позволяет предположить не только пространственную, но и генетическую связь ежду ними. Отсюда следует, что зоны сгущения центров КГС в пределах дейтероорогенных областей могут иметь магматическую природу. На основании этого можно предположить, что и все остальные центрозональные структуры такой же размерности, выделенные по снимкам и аномальным геофизическим полям, в подобных структурно-геологических ситуациях могут также быть связаны с особенностями проявления магматизма, в поле развития которого они находятся. Последнее обстоятельство позволяет относиться к выявленному феномену как к потенциальным рудно-магматическим образованиям.
Первой группе центрозональных структур самого малого диаметра соответствуют трубки взрыва. Вторую представляют активизационные гранитоидные тела областей слабого горообразования и вулканические кальдеры полей базальтоидного магматизма сводовых поднятий сибиретипных платформенных гор. Третья группа связана с телами андезит-липаритового ряда островодужных комплексов и брахиформными образованиями плит нефтегазоносных бассейнов. Последние располагаются над аномалиями теплового поля, что свидетельствует об их косвенной связи с плюм-тектоническими процессами в мантии. Четвертая группа не обеспечена в достаточной степени статистической выборкой. Это обстоятельство и размерность структурных форм(статистическими выборками от 125 до 600 км (и больше) определило индивидуальный подход к каждой из них. В этом случае исследования проводятся на базе корреляционного анализа изображений и аномальных геофизических полей, по оптико-статистическим параметрам, данным ГСЗ, характеру магматизма и металлогении.
Для того, чтобы объяснить процесс картографирования и интерпретации, необходимо сопоставить связь линеаментных оболочек с рудоностностью. Примером может быть Верхоянье. На рис.10-5 отчетливо видно, как контролируется линеаментными структрами Янской, Индигирской, Верхнеколымской сложных центрозональных структур, Колымской микроплиты, обрамленной колизионными дислокациями складчато-надвигового пояса позднего мезозоя с рудоносностью. На рисунке косой штриховкой обозначены площади пояса центрозональных структур среднего звена (60-90 км), тойже штриховкой с цифрой 6 - малые центрозональные образования (2-40 км). По геофизическим данным (соотношению гравимагнитных характеристик) поле, закартированное штриховкой, соответствует скрытым в осадочных породах магматическим комплексам среднего состава позднего палеозоя. Разрозненные поля штриховки с цифрой 6 соответствуют верхнекоровым магматическим комплексам гранитоидного ряда. На схеме также отчетливо выделяется сквозная зона Верхояно-Марианского трансконтинентального линеамента(, контролирующая гранодиоритовые оловоносные интрузии Верхоянья, как известные, так и еще не выведенные на дневную поверхность. Точно так в соответствии с логикой методики проводятся исследования и всех остальных инфраструктурных образований центрального типа.
Структурное моделирование земной коры на базе КГС. Для изучения информации, которая отобразилась на карте в виде сложных линеаментных систем большой размерности, не обеспеченной статистическими выборками, была разработана специальная методика изучения их природы. Она опирается на предположение, что все выделяемые неоднородности являются результатом геодинамики Земли. Методика основывается на корреляции данных картографического, пространственного и математического анализа магнитного поля Земли, полученного спутниками POGO и MAGSAT с высоты 400ч500 км, с линеаментными и тонометрическими моделями (рис. 10-6). Гравиметрические и геотермические характеристики этих аномалий пересчитывались с целью получения равенства радиусов их телесных углов и радиусов наблюденных магнитных аномалий и соответствующих им центрозональных космических образов. Преследовалась цель получения количественных характеристик глубины залегания поверхности тела неоднородности земной коры, формирующего тонометрическую и соответствующую ей геомагнитную аномалии. Пример картографического сопоставления геоморфологических и геомагнитных космических данных с другими характеристиками литосферы показан на рис. 10-7.
Методика моделирования строится на принципах совместимости дистанционной и геолого-геофизической информации и целесообразности использования аналоговых или цифровых методов обработки. Научно обосновываются параметры оптимально достаточного набора изображений с учетом единства ландшафтных и структурно-геологических свойств земной поверхности. При цифровой обработке используютсь следующие методы: 1) анализ градиентов яркости в изолинейном виде (дифференциальный анализ) и в виде характерных текстур преобразованного изображения, соответствующих определенным структурно-формационным комплексам; 2) статистические методы обработки цифровых моделей рельефа, частотно-пространственный и дисперсный анализ изображений с целью получения данных об особенностях тектонического строения разноглубинных срезов земной коры и блоковых ограничений; 3) спектральный анализ изображения с целью получения информации о мощностях рыхлых отложений, а также методы индикаци дискретных тел в земной коре. В качестве аналоговых используютсь методы структурного дешифрирования, картометрического анализ рельефа и поверхностей топографического ряда (карт магнитного, гравитационного, теплового полей). Производится совмещение в интерактивном режиме полученных результатов с данными структуры линеаментного поля, обработанного как дистанционного изображения. Методика интерпретации данных (полученных с помощью корреляционного анализа) производится на базе моделирования образов. Выделяются, а затем строятся классы моделей разноглубинных тектонических структурных форм связанных, к примеру: 1) с регматическими системами ориентированных линеаментов, 2) с центрозональными кольцевыми и 3) вихревыми структурными формами разной размерности, а также 4) с шарьяже-надвиговыми образованиями.
В результате практики выяснилось, что классы кольцевых и вихревых центрозональных структур над восходящими конвекционными потоками представлены тремя типами: лунных морей, нуклеаров, койлогенов и один - над нисходящим потоком вещества.
Структуры типа лунных морей выделяляется методами сложных реконструкций изображения со структурно-тектоническими схемами, выполненными Р.З. Левковским по 11 временным срезам докембрия и раннего палеозоя. Они, например, характеризуют фундамент Восточно-Европейской платформы и образовывались в раннем протерозое. На ранних стадиях возникновения сиалической коры в архее сформировалось несколько мегаблоков, разделенных подвижными (зеленокаменными) поясами (межами). В раннем протерозое в результате вихревых конвекционных плюмтектонических процессов в мантии эти блоки приобрели вращение с образованием крупнейших поликонцентрических мегаструктур фундамента Восточно-Европейской платформы, которые были охарактеризованы в более ранних работах.
Структуры нуклеарного типа сформировались в разное время путём наращивания вокруг древних докембрийских сиалических ядер складчатых или магматических поясов. При этом первоначально угловатый неправильной формы центр консолидации мог превратиться в идеальную центрозональную структуру (Чешский и Омолонский палеозойские, Агинский позднемезозойский нуклеары). Они характеризуются повышенными мощностями земной коры и образуют ядра микроконтинентов. Примерами этого являются Анабарский, Алданский, Колымский микроконтиненты и др. Отдельно хотелось бы сделать заметку о Тибетском нуклеаре как структуре, вызывающей много взаимоисключающих толков. Наличие круговой системы горных поясов эллипсоидальной формы, мощнейшего мимимума поля силы тяжести и аномальной высоты цокольной поверхности плато, свидетельствующего о наличии сиалического монолитного легкого «всплывающего» ядра, «холодная» мантия под ним, двойная мощность земной коры - являются надежными свидетельствами в пользу альпийской нуклеарной геодинамики. А если представить перекрестное падение сейсмофокальных зон в местах сочленения с соседними мегаструктурами, то данная модель окажется предпочтительнее всех иных.
Койлогенные образования представляют собой активизированные осадочные чехлы плит. Они обладают следующими свойствами: 1) вихревой или кольцевой геометрией линеаментного поля с наложенной на нее радиально-лучистой структурой или без нее; 2) конформным уменьшением к центру мощности земной коры, наличием кольцевых уступов поверхности Мохоровичича, сопровождающихся геотермическими аномалиями; 3) увеличением к центру значений поля силы тяжести, глубоким минимумом аномального магнитного поля кольцевой формы (измеренного из космоса); 4) также увеличением к центру мощности платформенного чехла; 5) приуроченностью нефтегазоносных залежей к системе радиальных глубинных разломов и к узлам их пересечения с концентрическими зонами повышенной проницаемости (полигональный рифтогенез по А.А.Смыслову, 2003); 6) приуроченностью к последним гирлянд брахиформных нефтегазоносных структур. Аналогами такого типа криптоморфных структур являются Карская, Обская, Прикаспийская, Южно-Каспийская, Амазонская, Конго и др. Ансамбли койлогенов разного возраста, например, приурочены к Урало-Африканскому поясу (Урало-Оманский линеамент), занимающему 6% территории суши, где сосредоточено до75% нефти и до 65% газа нашей планеты.
Тектонотип некоторых вихревых тектоно-магматических структурных форм обладает свойствами вращательно-нисходящих энергетических потоков. Индикатор такого процесса - вихревое распределение магматических массивов с кальдерой поглощения в геометрическом центре. Морфологически картина напоминает галактическую структуру «черной дыры» или «глаза циклона». Такие структуры обладают следующими свойствами: 1) нейтральным или слабоотрицательным значением аномального гравитационного поля, 2) глубоким минимумом магнитного поля, 3) слабоположительными значениями теплового поля, 4) полизональными складчато-надвиговыми структурами со сдвиговой компонентой, 5) центростремительной рудной зональностью. Аналогами таких образований являются: Яно-Колымская система центрозональных структур и Брахмапутринская вихревая складчатая структура. Первая образовалась в процессе сжимающих напряжений с севера (при раскрытия рифта в северном Ледовитом океане), с востока и юго-востока – при расширении дна Охотского моря и масштабных лево-сдвиговых дислокаций в районе южного структурного угла Верхояно-Сеттедабанской горно-складчатой системы. Брахмапутринская вихревая структура образовалась в коллизионной зоне тройственного сочленения: Индийской плиты, Тибетского консолидированного сиалического ядра и Южно-китайской сложно построенной мега-центрозональной структуры нуклеарного типа.

Основные выводы и рекомендации. Криптоморфогенез, является вновь описанным рельефообразующим процессом и новым научным направлением в геоморфологии, требующим всестороннего внимания к его изучению в рамках морфотектонического учения. Он проявляется в виде криптоморфных геоморфологических структур, решение проблемы генезиса которых находится на стыке различных наук и научных дисциплин: морфотектоники, геодинамики, металлогении, математики и космонавтики.
Морфотектонические структуры не исчерпываются только явным трехмерным соответствием рельефа новейшему тектоническому плану. Они образуют дискретный ряд изменений от конформного (морфоструктурного) к дисконформному (криптоморфному) геоморфологическому выражению.
Криптоморфные геоморфологические структуры являются индикаторами скрытых дисконформных новейших тектонических деформаций - маргинальным звеном единого дискретного ряда форм тектонического рельефа.
Выявленные на снимках из космоса и реконструирующиеся картометрическими методами, они являются новым классом новейших тектонических структур, относимых к морфотектоническому ряду. Их образование может быть объяснено диссипативной моделью геодинамического развития Земли.
Образы КГС и их линеаментный каркас представляют фактическую базу для создания аналитических моделей глубинного строения литосферы, которые могут быть использованы при минерагеническом прогнозе.
11. Дистанционные исследования тектонических структурных форм разного возраста
Дистанционные методы получения информации и методы новейших тектонических исследований наглядно отображаются через структурно-геоморфологические критерии. Разница заключается лишь в том, что структурная геоморфология для решения, к примеру, задач нефтегазопоисковых работ оперирует только объёмными образами продуктивных структурных форм, в то время как дистанционная информация заметно расширяет возможности выявления новейших и молодых структурных форм. Она даёт информацию обо всём континуальном морфотектоническом ряде их выражения, как о морфоструктурном, так и о криптоморфном, не выделяющимся морфосметрическими методами диагнстики.
В настоящее время отмечается интенсивное и инновационное внедрение материалов дистанционных съёмок (МДС) в практику геологоразведочных работ обзорного, регионального, локального и детального характера. Результаты дешифрирования МДС, несмотря на методы цифровые или аналоговые, содержат принципиально новые сведения, как о структурной неоднородности чехольных комплексов, так и о глубинном строении. Флюиды и тепло, проходя по зонам проницаемости к поверхности, несут информацию, как о коромантийных геодинамических процессах, так и о структуре чехла. Они позволяют трассировать дизъюнктивные нарушения, выявляют новые тектонические зоны разной активности, уточняют, а иногда и дают принципиально новую информацию о структуре седиментационных бассейнов, их отдельных областей, районов и малых структурных ансамблей. Всё это вместе способствует выявлению новых районов поисков и даёт незаменимый материал к доисследованию известных нефтегазоносных областей.
Основу методических исследований и практического использования МДС составляет разработанный в нашей стране индикационный метод. Он базируется на представлении единства компонент ландшафта и их корреляционных связей с объектами геологического и глубинного строения, а также и с процессами их формирующими. Изучение и выделение ландшафтных индикаторов дистанционных образов и их тонометрических или яркостных показателей, отражающих структуру чехла, а через их ансамбли и структуру фундамента, имеет научную и практическую ценность. Дешифрирование космических снимков по геоморфологическим индикаторам привело к дальнейшему развитию представлений о скрытых разломах разной геометрии. В различных рудных районах такие образования представлены зонами рассредоточенных трещин и разрывных нарушений различных порядков как рудоконцентртующих структур различных типов. Например, полученные по космическим снимкам достоверные данные о линейной протяжённости разломов делает оценку проникновения их на глубину более значимой. Для рудоконтролирующих разломов такая оценка важна для суждения о вертикальном интервале распространения оруденения. При расчётах такой глубинности используют не бесспорное, но принятое в настоящее время, эмпирическое правило М.В. Гзовского: глубина проникновения разлома составляет не менее полвины его длины по простиранию. С такими выводами согласуются и данные сейсмологических исследований. Они показывают, что эпицентры большинства землетрясений, в процессе которых и возникают глубинные разломы, составляющие десятки километров, располагаются именно на этих глубинах. Таким образом, рельеф местности, его поля и зоны, представленные роями малы форм структурного рельефа, благодаря известным свойства космических снимков, позволяют выявлять скрытые, или криптоморфные, разноглубинные разломы и зримо изучать их полезные и вредные свойства, используя все доступные на сегодня методы структурно-вещественной и других видов диагностики, включая и математико-статистические.
Рельеф как универсальная модель геолого-тектонического и глубинного строения местности. Рельеф местности может отображать целый спектр разноглубинных неоднородностей литосферы. Его индикационные признаки могут быть прямыми, косвенными, опосредованными и скрыто выраженными или криптоморфными. Все вместе они представляют единый дискретный ряд изменений: от высокой степени конформности до полной дисконформности. Высокой степенью конформности обладает морфоструктурный план, выраженный через прямые и системы косвенных индикаторов геоморфологического дешифрирования. Ими могут быть тектонические уступы, оси поднятий (хребты) или опусканий (депрессии), региональные зоны сейсмодислокаций, прослеживающихся в парагенетической связи с сесмогравитационными формами рельефа, вулканы и вулканические цепи, островные дуги, рифтовые зоны и системы разномасштабных геоморфологических форм, образующих их структуру. Опосредованные индикаторы помогают выявлять морфотектонические дислокации посредством морфометрического усиления диагностики объекта выраженного не явно. Криптоморфные геоморфологические индикаторы наиболее надёжно и рационально выявляют внутреннюю структуру тонометрических аномалий, отображающихся на аэрокосмических материалах. Рассмотрим этот аспект подробней.
Выявление общих закономерностей формирования и передачи информационного сигнала о содержании строении литосферы на аэрокосмических изображениях Земли является важнейшей частью дистанционных исследований. Именно они определяют геологическую информативность рассматриваемых материалов вообще и в конкретных условиях той или иной области в частности. Ясное представление об информативности этих изображений определяет направления их применения, круг задач, которые можно решать с их помощью, методику выявления, и технологию обработки данных дешифрирования и получения интерпретационного результата.
Геологическая информативность материалов дистанционных съёмок и инструментальных измерений определяется двумя важнейшими группами факторов. К первой группе относятся геоморфологические индикаторы структурно-геологической индивидуальности объектов исследования. Ими могут охватываться как целые территории, так и отдельные геологические тела разных размеров, вещественного состава и структуры, положения в разрезе земной коры. Вторую группу факторов составляют физические индикаторы и носители этой информации, методы и приёмы их регистрации. Ими могут быть гравитационное, магнитное, электромагнитное (включая и видеоизобразительное или яркостное) поля, тип и характер их излучения, трансформация на пути от источника к приёмнику, возможности методов, приборов и материалов для их регистрации.
Земная поверхность как геологический объект наблюдения и предмет геологического моделирования. При визуальном дистанционном изучении Земли по фотографическим, электронно-сканерным, радиолокационным и другим изображениям, получаемым с самолётных или космических носителей, специалисты имеют дело с информацией от одного и того же объекта излучения – земной поверхности, в виде сложной интегральной картины. Следовательно, важнейшей задачей исследователя является нахождение искомой составляющей части для получения представления об объекте исследования. Таким образом, приступая к геологическим наблюдениям из космоса, необходимо иметь совершенно определённое представление о том, чем является земная поверхность как геологическое образование. С этих позиций её необходимо рассматривать как некую интегральную структуру, созданную в результате последовательного наложения и сложения разновозрастных и раноглубинных ансамблей неоднородностей, закономерно переработанных многообразным комплексом экзодинамических процессов. В этом определении земная поверхность рассматривается как категория историческая и одновременно как результат окислительного взаимодействия литосферы с гидросферой, атмосферой и биосферой. С этой точки зрения земная поверхность должна выступать как современный эрозионный срез земной коры, как геоморфологическая формация современной геологической формации. В структуре геоморфологической формации необходимо чётко разграничивать древние и молодые элементы, так как их удельный вес в формировании земной поверхности весьма различен. А соотношение того и другого имеет огромное значение для оценки интенсивности новейшей геодинамической активности литосферы в данном конкретном месте. Соответственно и различна информативность материалов дистанционных съёмок в отношении разновозрастных и разноглубинных образований.
Молодые структурно-геологические неоднородности создают основные формы современного континентального рельефа, которые мы сегодня наблюдаем на обзорных космических снимках. Они предопределены молодыми и новейшими тектоническими движениями геоморфологического этапа развития литосферы Земли и возникли 30-35 миллионов лет тому назад (олигоцен, реже эоцен). В то же время, надо понимать, что сами формы новейших структурных образований достаточно разнообразны и различны на платформинных равнинах, в горно-складчатых областях или рифтовых зонах.
На платформах они отличаются большими размерами, преобладанием мягких изометрично-овоидных форм с малой контрастностью рельефа и градиентных переходов от положительных к отрицательным. Поэтому границы таких форм являются размытыми. Всё это затрудняет картирование их, особенно, если работы ведутся контактными методами.
В пределах горно-складчатых областей и рифтовых зон задача выделения молодых элементов геолого-структурных форм решается много проще, так как в большинстве своём они очевидны. Хребты и впадины, вулканы, тектонические уступы и др., являются ни чем иным как крупными блоками земной коры и их внутреннего строения и ограничения. Они охватывают сразу мощные толщи земной коры и получили по Э.Аргану и С.С.Шульцу название складок основания, по В.Пенку складок коры, по Е.В.Павловскому аркогенов, по В.А.Обручеву складчато-глыбовых поднятий и опусканий и т.д. К основанию в данном аспекте относятся все осадочные, метаморфические и магматические комплексы, которые сформированы в эпохи, предшествующие новейшему этапу, когда деформационные структурные формы не вступили в контакт с атмосферой, гидросферой или биосферой. От молодых образований – покровных, они обычно отделены поверхностями несогласия, которые в свою очередь отражают длительные эпохи денудационного выравнивания горного рельефа континентов. Для основания или фундамента характерна расслоенность. Это означает, что в верхней части коры наблюдается чередование разновозрастных структурных этажей, а в нижней её части и в верхней мантии это расслоение дополняется и изменениями физико-химических вещественных комплексов. Чехол или покров платформ понимается в их традиционном значении.
В одних случаях этими деформациями охвачены древние ранее уже деформированные породы как на Урале или Тянь-Шане. В других – одновременно с ними интенсивно развиваются значительно более мелкие по размерам и глубине охвата деформации молодых ранее не деформируемых пород. Примером этого могут служить Альпы, Карпаты, Кавказ, Гималаи и др. И в тех и других случаях эти деформации образуют внутреннюю структуру складок основания. Имея сравнительно небольшие размеры, и не образуя самостоятельных форм рельефа, они могут и не распознаваться с больших космических высот, а дешифрироваться с помощью АФС и космических снимков высокого пространственного разрешения. Важно здесь то, что эта внутренняя структура складок основания предопределяет некоторые особенности их общей морфологии, отображенные на дистанционных носителях в виде внутреннего фотоаномального рисунка, отражённого от роёв и зон малых структурных форм рельефа.
Молодые складки покрова в ряде горно-складчатых областей достаточно обширны по своим размерам и прямо проявлены в рельефе в виде линейных повышений и понижений или куполообразных складок. Будучи сложенными слоистыми или многоцветными толщами осадочных или вулканических пород, они хорошо распознаются на снимках. Примером этого могут служить Ферганская впадина, Таджикская депрессия, Восточная часть Кавказа, складки Загросса и др.
Возможности дешифрирования в этих случаях предопределены различными степенями деформированности той или иной территории и являются надёжными критериями тектонического, структурно-морфологического или кинематического районирования, которое можно эффективно производить с помощью аэрокосмических изображений. Здесь высокие уровни конформности рельефа и геологического субстрата отображается на снимках прямыми или системой понятных косвенных геоморфологических признаков.
Древние структурно-геологические образования в различной мере вовлечены и преобразованы молодыми движениями. В зависимости от степени последующих преобразований и принадлежности к той или иной новейшей тектонической области: будь то складчатая, платформенная или орогеническая, их значение в преобразовании рельефа поверхности различно.
Структура древних складчатых комплексов в пределах молодых орогенов на дистанционных носителях распознаётся несколько хуже, чем альпийская молодая складчатость. Эта структура определяет лишь некоторые особенности новейшей формы, которые в рельефе проявлены в виде малых форм. Они создают специфику внутреннего рисунка того или иного ранее выделенного новейшего тектонического блока и могут не распознаваться прямыми и косвенными признаками вообще за счёт более поздней деформационной деятельности.
На щитах складчатые комплексы метаморфогенных дислокаций распознаются значительно лучше, так как их рисунок мало переработан молодыми тектоническими процессами и не затушёван покровными комплексами рельефа. Примером этого могут быть Канадский (пояс Томсона), Балтийский (Имандра-Варзугский пояс) и Казахский щиты. Селективная денудация и избирательная эрозия в этих условиях препарируют древние структурные формы. На дистанционной основе они распознаются достаточно хорошо, так как доминируют в микро- и мезорельефе и определяют конфигурацию размещения почвенно-геоботанических индикаторов. Этот класс геологических задач, где степень конформности рельефа и геологического субстрата не всегда высокая, определяют косвенные и опосредованно выраженные индикаторы.
Погребённые древние и внутричехольные структурные неоднородности в пределах оснований плит, их чехлов или межгорных впадин могут тоже проявляться на поверхности в ряде нижеследующих случаях. Во-первых, путём нарушения и некоторого преобразования восходящих потоков тепла, газов и флюидов с более глубоких горизонтов коры и формирования на поверхности ореолов морфолого-почвенно-растительных микрокомплексов, отображающихся на снимках в виде тоновых аномалий изображения. Во-вторых, - при штамповой передаче в чехольные комплексы платформ тектонических неоднородностей основания. В-третьих, при денудационном вскрытии уже сформированных штамповых образований чехлов платформ. В-четвёртых, при унаследованном или возобновлённом развитии древних структурных неоднородностей основания. В этих случаях низкой степени конформности или при её отсутствии «работают» опосредованные и криптоморфные индикаторы.
Проявление на дистанционных материалах глубинных неоднородностей литосферы является важнейшим качеством и малоизученным аспектом геологического дешифрирования. Говоря об изучении глубинных деформаций необходимо исходить из того, что глубинный тектогенез представлен большим разннобразием первичных форм и процессов различных по своему генезису, глубине нахождения и объёму охваченных ими слоёв литосферы. Они различны также по времени заложения и активного развития, по механизму передачи и форме проявления в более высоких слоях литосферы и на поверхность Земли. Поэтому при их диагностике используется весь спектр геоморфологических индикаторов, объединённых в геометрические образы линеаментных систем.
По генезису геологического процесса глубинные образования, стимулирующие тот или иной индикатор, могут быть деформационными: упругими, пластичными или разрывными, магматогенными: в виде местного плавления и внедрения расплава, и метаморфогенными.
По глубине нахождения и охвату глубинных форм они могут быть скрыто локализованными в одном или нескольких глубинных слоях и сквозные, охватывающие непосредственно верхние слои коры и её поверхность. Скрытые, локализованные в одном глубинном слое, могут быть нижнемантийными, подастеносферными, надастеносферными, нижнекоровыми и верхнекоровыми. Неоднородности этого типа, но расположенные в нескольких глубинных слоях, могут быть верхнемантийными, коро-мантийными и нижнекоровыми. Сквозные могут быть мантийными, нижнекоровыми и верхнекоровыми. Другие дислокации проявляются в некотором интервале глубин. Они не достигают приповерхностных зон коры и проявляются в виде вторичных форм – линеаментов, линеаментных зон разной геометрии, называемых криптоформными или инфраморфными образованиями. Многие из них являются объектами первостепенной важности с точки зрения минерагенического прогнозирования.
По времени активного развития глубинных форм и адекватных им процессов они могут быть современными, новейшими тектоническими (новообразованными, возрождёнными) и древними.
По формам и степени проявления в приповерхностной зоне земной коры и рельефе они могут быть прямыми, косвенными, опосредованными и криптоморфными или инфраструктурными. На снимках данные образования выражаются в виде структурно-геологических, ландшафтно-геоморфологических или зонально-локализованных микрогеоморфологических признаков.
По механизму передачи и генезису форм проявления на земной поверхности глубинные структурные неоднородности могут быть механическими: упругими, пластичными или разрывными, вещественно-геохимическими: магматическими, гидротермальными, гидрогеохимическими, и геофизическими: гравитационными, магнитными, тепловыми и др..
Совокупность известных геолого-геофизических и геохимических данных, наших представлений о структуре литосферы и процессах происходящих в ней (в формах преобразования и миграции вещества), позволяет составить модель передачи глубинного «сигнала» на земную поверхность и проявления на ней глубинных скрытых структур, соответствующих отражений их на космических снимках и в рельефе, в виде простых и сложных композиций.
Простейшими из них являются линеаментные модели. Предположим, что линеамент является отражением на земной поверхности некоторого погребённого разлома, по которому могут происходить активные смещения или он может разделять блоки основания. Смещение блока может происходить в некотором погребённом слое и вызывать смещение, деформацию всего вышележащего слоя покрова, или будет как-то им преломлено. Естественно предположить, что на поверхности глубинные смещения могут проявиться в виде полосы или зоны вторичных форм. При большой генерализации космического изображения эта зона концентрируется в виде полосовой тонометрической аномалии. Форма нарушения в фундаменте платформ несомненно должна повториться и на поверхности в виде геометризованной фигуры. Ширина и внутренний рисунок тонометрической аномалии, согласно закону конуса рассеивания, отобразят форму и интенсивность первичной деформации. Чем глубже источник возбуждения, тем более расплывчатым будет изображение (шире полоса малых структурных форм рельефа). Чем активнее сигнал возбуждения, тем резче проявление глубинной неоднородности на поверхности. Именно на этой особенности и основывается наше предположение о диссипативном механизме связи между геологическим процессом и его геоморфологическим следствием (Рис. 11-1).
Используя это положение, космическое изображение позволяет прогнозировать некоторые кинематические и морфологические особенности деформаций. Комплекс вторичных форм, которые возникают над погребёнными активными разломами растяжения (плотный рой разнонаправленных линеаров), должен отличаться от такового над разломами сжатия (зоны смятия, чешуйчатые линеары). В этом отношении первостепенным выступает анализ геометрических образов наземных объектов и их космических изображений.
Более сложной является геотермо-геохимическая модель глбинного строения. Образование линеаментов обеспечено непрерывным процессом физико-химическим преобразованием вещества. Этот процесс сопряжён с определёнными особенностями протекания этого явления на разных глубинных уровнях литосферы. Он сопровождается выделением и вертикальной миграцией газово-жидких выделений, продуктов этих преобразований и тепла. Восходящий поток флюидов и тепла может быть как сосредоточенным, так и иметь региональный диффузный характер и являться практически сплошным. В обоих случаях его плотность и состав не одинаковы во времени и по площади.
Первичные неоднородности глубинного потока флюидов и тепла отражают структуру и особенности процессов в той среде, в которой они зарождаются. Вторичные же определены особенностями состава, структуры и проницаемости слоёв, через которые этот поток проходит. Преобразуясь на поверхности, они отображают в виде особенностей микрорельефа, почвенных и растительных комплексов флюидово-газовые и тепловые потоки становятся видимыми и могут быть запечатлены на дистанционных изображениях с образованием над очагами флюидов форм линейной, кольцевой и вихревой геометрии. Вертикальный поток вещества может рассеиваться и создавать на поверхности диссипативные криптоморфные образования, слабо проявленные в рельефе. Они могут локализоваться в виде несогласного плана, осложняя рисунок морфоструктурного строения .
Таким образом, в сложном геохимическом и тепловом спектре земной поверхности и соответствующих ему особенностей изменения в строении земной поверхности, а также характере поля отражённого и собственного электро-магнитного излучения земной поверхности заключена весьма разнородная информация. В ней выделяется и та, которую глубинные флюиды и тепло несут как о своих материнских средах, так и о слоях, сквозь которые они проходят на пути к поверхности.
Все эти внутренние изменения фиксируются геофизическими методами диагностики глубинного строения, а внешние их проявления – дистанционными. Методами контактной геологии они не фиксируются. Изучение глубины возбуждающего неоднородность слоя, его физические параметры и форма локализации на поверхности в виде мега или микроструктур криптоморфного ряда, может быть достигнуто с помощью корреляционного анализа линеаментных моделей, их оптического поля с другими геофизическими полями и геохимическими данными.
В заключении необходимо сделать некоторые общие замечания, которые открывают перспективу в использовании МДС в поисковом деле.
Важно подчеркнуть, что с помощью дистанционной информации легко установить криптоморфные разрывные дислокации, не достигшие дневной поверхности или достигшие в сильно ослабленном виде. Тем самым создаются предпосылки поиска надблоковых локальных поднятий и ловушек тектонического экранирования.
Картирование клавишных тектонических дислокаций в пределах авлакогенов, платформенных и предгорных прогибов представляет большой интерес как зоны промышленных залежей нефти.
Прогноз локальных поднятий в комплексе подсолевых отложений в койлогенах, размещение которых контролируется блок-сегментами в виде крупных кольцевых структурных форм. Наибольший поисковый интерес представляет их центральные области и примыкающие к ней локальные поднятия.
В целом накопленный опыт и его практический анализ, моожет представлять поисковый интерес только в комплексе с материалами геологии и геофизики. Но данные МДС интересны сами по себе как материалы, обладающие прогнозным потенциалом. Всё это позволяет сформулировать следующие основные направления использования МДС для повышения результативности прогнозно-поисковых исследований.
1. Усиление исследований по выделению наиболее информативных геоиндикационных показателей, отражающих внутреннее строение чехла всех перспективных нефтегазовых площадей и территорий, необходимо осуществлять в корреляционной связи, как со структурным планом чехла, так и фундамента платформ. Флюиды и тепло от активных структурных форм и ансамблей фундамента передают информацию об активных структурных образованиях на поверхность и проявляются в ландшафте в идее геоморфологических, почвенных и растительных индикаторов, отображающихся на дистанционных изображениях в виде тонометрической информации.
2. Методика изучения прогнозных возможностей МДС строится на основе качественных характеристик специального дешифрирования и количественных – корреляционного анализа численных характеристик степени яркости с таковыми аномальных геофизических полей: теплового, магнитного и гравитационного.
3. Усовершенствование методики особенно в перспективных нефтегазоносных провинциях, районах и локальных площадях видится в разумном комплексе аналогового и цифрового дешифрирования, специально подготовленными для этого операторами, владеющими основами как географических, так и геолого-геофизических знаний, а также и современными информационными технологиями обработки больших объёмов информации.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДОВ И ПОДХОДОВ СТРУКТУРНОЙ ГЕОМОРФОЛОГИИ ПРИ ПОИСКАХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
12. 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:
Получение общих представлений о закономерностях строения рельефа региона.
Изучение физико-географических условий рельефообразования.
Экзодинамические условия дифференциации рельефа рудного поля.
Изучение структурно-геоморфологических условий строения рудного поля.
Построения полевой геоморфологической карты рудного поля.
Геоморфологическая классификация рельефа и построение легенды.
Выявление основных структрно-геоморфологических закономерностей при генерализации данных геом. картографирования.
Выявление геоморфологических признаков рудоконтролирующих структурных форм.
Комплексный линеаментный анализ геоморфологической карты.
Структурное дешифрирование АФС крупных масштабов.
Выявление структуры линеаментного поля по данным картометрии.
Составление карт блокового деления рудного поля.
Составление карт плотности линеаментов.
Выявление элементов прогноза оруденения по всем аспектам геоморфологического анализа.
Составление и анализ необходимых морфометрических карт.
Составление карты мощностей рыхлых образований.
Осуществление комплексного прогноза рудоконтролирующих структурных форм по геоморфологическим данным.
Совместный анализ прогнозных элементов по геоморфологическим данным с данными геофизических и геохимических съёмок.
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 кмІ), 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 2,0-2,5кмІ.
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 Прибайкалья.
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/кмІ. 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.
Водораздельный морфодинамический пояс
Гребневидные линейные формы,
Валообразные линейные формы.
Отдельные куполовидные вершины в узлах схождения гребневидных линий.
Субгоризонтальные выровненные поверхности разного генезиса в местах депрессий гребневидных линий (фрагменты поверхностей выравнивания, седловины, педиментные проходы, нагорные террасы, курумы на них, денудационно препарированные структурные поверхности сундучных складок).
Долинный морфодинамический пояс
Донные выровненные поверхности структурно-денудационных долин.
Низкие аккумулятивные выровненные поверхности: а) речных террас, б) низкие террасовидные поверхности структурно-денудационных долин.
Тоґковые линии: а) русла пролювиальных ложбин, б) ложбины неруслового стока (конжелифлюкционные делли), в) овраги, г) промоины.
Площадные формы и рои микроформ на них: а) подгорные колювиально-пролювиальные конусы выноса, б) шлейфы подножий склонов, в) поля солифлюкционного течения днищ падей, г) мерзлотные бугры пучения и их поля.
Склоновый морфодинамический пояс
Линии отрицательных перегибов склонов: а) тыловые швы террас, б) террасовидных поверхностей, в) обусловленные структурными контактами разноплотностных пород, г) контактов педиментов, нагорных террас с крутыми склонами.
Линии положительных перегибов склонов: а) бровки тектонических уступов (< 37°) и обрывов (> 37°), б) связанные с контактами разноплотностных пород, в) бровки аккумулятивных склонов и г) денудационных уступов.
Поверхности однородных склонов: а) медленного дефлюкционного и делювиального переноса (3-12°), б) дефлюкционного, конжелефлюкционного (>12°) и делювиального переноса.
Поля и отдельные формы микрорельефа: а) мерзлотно-солифлюкционных форм, б) скопление мерзлотных бугров пучения на склонах.
Отдельные реликтовые формы рельефа: нивальные кары сартанской стадии (?) оледенения.
Генерализация данных геоморфологического картографирования проводилась с целью выявления линеаментов линейно ориентированной и центрозональной геометрии рисунков размещения однотипных форм и микроформ рельефа. Например, делается калька (информационный слой) солифлюкционных форм рельефа и мерзлотных бугров пучения. Если наблюдается какая-либо геометрическая закономерность их взаиморасположения, то поля их распространения объединяются линией. Выделенный линеамент рассматривается как возможная зона открытых разломов, по которой происходит циркуляция грунтовых вод или разгрузка упругих напряжений. То же самое делается и по зонам расположения кварцевых жил (структурные высупы) и даек гранит-аплитов (структурные гривы). По скоплению рытвин и борозд в геологическом субстрате структурного происхождения оконтуриваются области повышенной трещиноватости. Если они формируют радиально-концентрический образ или его отдельные секторы или сегменты, то он рассматривался как возможное инфраструктурное отображения дискретного глубинного тела. С позиций морфодинамической связности рассматриваются ансамбли форм рельефа, отображающие локальные морфоструктуры. По комплексу форм рельефа и микрорельефа, связанных и не связанных между собой генетически, но образующих правильные геометрические ансамбли или их чёткие фрагменты, строются прогнозы о наличии здесь глубинных неоднородностей.
Во многом в этой работе помогает аэросъёмка и картометрия. На основе выявленных линеаментных структур и их природных индикаторов строются сводные карты линеаментов путём механического совмещения карт линеаментов, полученных разными методами: отдешифрированными с топоосновы, с аэрофотоматериалов, а также выявленными при геоморфологической съёмке масштаба 1:10 000.
При анализе общей картины распределения линеаментов разной геометрии подтверждаются выводы о наличии здесь линеаментов контролирующих глубинные разломы северо-западного простирания. Получают также и новые данные о том, что центорзональные инфраструктуры малых размеров, подтверждённые всеми тремя методами в одном месте, группируются в линейно-вытянутые цепочки. Они же ещё располагаются вдоль длинных осей крупных морфоблоков, проходящих по водоразделам падей, или вдоль крупных протяжённых блокоограничивающих линеаментов. Наибольшая плотность линеаментов отмечается в осевых частях центрального морфоблока, на водоразделах, лишённых покрова рыхлых отложений, и особенно в юго-западных частях площади рудного поля.
Выявление геоморфологических рудоиндикационных признаков. В процессе сопоставления частных картометрических и тонометрических материалов с размещением известной минерализации устанавливается ряд прямых геоморфологических рудоиндикационных признаков. Ими являются: а) геоморфологические структуры центрального типа (ГСЦТ), б) участки аномально высокого эрозионно-денудационного расчленения, в) локальные базисные и вершинные мезозой-кайнозойские поднятия, г) линейные зоны сгущения ГСЦТ, д) массивные куполовидные и конусовидные вершины в пределах водоразделов. Косвенными, имеющими опосредованную связь с размещением рудных объектов, являются следующие признаки: а) участки с аномально положительными уклонами тальвегов долин, б) участки повышенной плотности линеаментов, в) наиболее приподнятые морфоблоки осевой части сводового поднятия.
Несомненно, наибольший интерес представляют участки с многократным наложением различных геоморфологических рудоиндикационных элементов, совпадающих с геохимическими, геологическими и геофизическими аномалиями, располагающимися вблизи известных месторождений и пространственно связанных с наиболее выступающими частями крупной Шилинской интрузии (весь горно-останцовый массив рудного поля).
В итоге рудно-индикационного анализа геоморфологической карты и ряда вспомогательных морфометрических карт и схем строятся карты рудоиндикационных геоморфологических структур и их элементов. На них выносятся следующие структурно-геоморфологические элементы: а) локальные поднятия (по вершинной поверхности), б) участки аномально положительных значений эрозионно-денудационного расчленения рельефа, в) наиболее контрастные ГСЦТ, г) линейно-ориентированные зоны и узлы их пересечения, д) все дугообразные и кольцевые линеаменты, фиксируемые по топокартам, аэрофотоснимкам и материалам геоморфологической съёмки. Таким образом, в пределах рудного поля было выделено 49 линейных зон сгущения ГСЦТ. Их ориентировка различна, но большинство из них имеют северо-восточные и северо-западные простирания. В меньшей степени наблюдаюлись субширотные и субмеридиональные. Линейные зоны сгущений кольцевых форм как рудоконтролирующие выделялись только в том случае, если на одной линии находилось не менее трёх ГСЦТ с расстоянием между центрами не более 1,0-1,5км (Рис.13-12).
Другими словами, прогнозная карто-схема этой тематической направленности отражает плановое размещение геоморфологических структур и элементов рельефа, генетически связанных с неровностями (выступами) рельефа скрытой Шилинской интрузии. Она отражает главные эндогенные причины, определяющие развитие рельефа района в верхнеюрское (раннемеловое) и неоген-четвертичное время, связанные с инъективными тектоническими движениями.
Комплексный линеаментный анализ является важнейшим звеном в методике геоморфологического прогнозирования и поисков полезных ископаемых с помощью выявления общих закономерностей тектонического дробления жёсткого гетерогенного субстрата, сквозными рудоконцентрирующими структурными зонами и площадными радиально-концентрических систем разрывных и трещинных неоднородностей, отображающих на некоторой глубине геологические тела с симметрией центрального типа. Ими должны быть рудоносные штоки. Все дальнейшие действия необходимы для выработки дополнительного блока прогнозных критериев погребённых продуктивных тел на качественном и количественном уровнях. Методики таких работ известны и широко применяются в практике Государственной геологическо карты РФ масштаба 1:200000 третоего поколени. Но на уровне рудных полей полностью покрытых геоморфологической съёмкой (374кмІ) с кондиционной геодезической привязкой профилей и картографируемых объектов в масштабе 1:10000 пока широко не применяется. Она включает нижеследующие звенья.
Составление картосхем линеаментов, выявленных по аэрофотоматериалам крупных масштабов. На материалах АКС выделяются несколько типов линеаментов контролирующих разрывные нарушения или зоны повышенной трещиноватости. Во-первых, по фототональности выделяются диаклазы, или безамплитудные разломы и зоны трещиноватости. Они определяются разными формами выработанного мезо- и микрорельефа: а) геометризованными тальвегами долин, падей, распадков, оврагов, промоин и т.д., б) тёмными линиями на изображении, характеризуются высокой плотностью сомкнутости различных растительных ассоциаций в водораздельных частях остепнённых склонов; в) тёмными полосами, отображаются в структурном микрорельефе и растительности днищ долин. Во-вторых, линеаменты проводятся по тектоническим уступам и выступам, установленным по тёмным (обводнение, затенение) и светлым (дайки, жилы) линиям на склонах. В-третьих, они проводятся по простиранию отрицательных и положительных склоновых перегибов, по тыловым швам разорванных уровней денудационных и структурных поверхностей. А в-четвёртых, отображаются в виде геометрических фигур, полос и линий на изображениях местности (ансамбли малых форм).
При анализе линеаментной карты устанавливается, что плотность мелких кольцевых микроморфологических комплексов является наибольшей в осевых частях поднятий и наименьшей на крыльях. Кольцевые формы с поперечником более 2км распределяются по всей площади рудного поля равномерно, но, чем ближе они расположены к Агинской и Хилинской депрессиям, тем более глубоко дренированы, что может косвенно свидетельствовать о медленных поднятиях «всплывающих» гранитоидных тел.
Из ориентированных линеаментов преобладают северо-западные, меньше - северо-восточных и субмеридиональных; очень мало субширотных. Наиболее крупные и протяжённые из них имеют продольную северо-западную ориентировку. Такое же направление имеет масса отдешифрированных нарушений в юго-западной части площади. В других случаях какой-либо одной ориентировки не отмечается. Подавляющее большинство ориентированных линеаментов в площади рудного поля имеет протяжённость 0,2-1,3км.
Выделение линеаментов по топографической карте М 1:25 000. Линеаменты проводятся по элементам рельефа, являющимися индикаторами тектонической трещиноватости. Ими могут быть геометризованные участки долин, уступы, седловины, отрицательные и положительные перегибы склонов, западины, водосборные воронки, овраги, промоины, водораздельные гребни, цепочки бессточных котловин термокарстовых озёр и болот, ложбины, микродепрессии минеральных источников (аршанов), родники, контрастные границы между участками рельефа, различающимися своей расчленённостью, бровки суб-горизонтальных уровней рельефа, линейные зоны солифлюкции, закурумливания, формы мерзлотного микрорельефа и т.д.
На карте, кроме прямолинейно-ориентированных линеаментов, выделяется большое количество кольцевых и дуговых. Размер кольцевых форм в поперечнике составляет 02-3,0 км и более. Распределение их по площади более или менее равномерное. Основная масса кольцевых форм подтверждается дешифрированием аэрофотоснимков и материалами геоморфологических съёмочных работ.
Наиболее трещиноваты центральные части поднятия. Минимальные плотности линеаментов находятся на его крыльях и во впадинах, занятых долинами рек Аги и Хилы. Преобладающей ориентировкой линеаментов является северо-западная. Особенно много линеаментов этого простирания наблюдается в юго-западной части площади. Меньшее их количество соответствует северо-восточному направлению и совсем мало субмеридиональному и субширотному. В западной части площади, в верховьях падей Закульти, Дылбырхей и Барун-Убжигой наблюдается область малой плотности линеаментов.
Размещение малых (0,2-1,5 км) кольцевых линеаментов контролируется, как краевыми частями крупных морфоблоков, так и крупными линейными зонами трещиноватости и их пересечениями. Крупные же центрозональные формы обычно связаны с линейными зонами сгущений кольцевых форм рельефа и с их пересечениями (13-13).
Анализируя схему общего дешифрирования рядов снимков разного разрешения, картометрии и обобшения данных катры геоморфологического картографирования, следует отметить, что центрозональные инфраструктуры локализуются вдоль крупных протяжённых линеаментов, в узлах их пересечений и в дуговых разломах более крупных кольцевых структур. Наибольшая плотность линеаментов отмечается в осевых частях поднятия, на водоразделах, лишённых покрова рыхлых отложений и в юго-западных частях площади. Цепочки центрозональных инфраструктур располагаются обычно или вдоль длинных осей крупных морфоблоков, проходящим по водоразделам падей, или у крупных протяжённых блокоограничивающих линеаментов.
Картосхема блокового деления. При построении схемы блокового деления предварительно была выделена сеть наиболее крупных, протяжённых и дренированных линеаментов, разделяющих крупные морфоблоки. После этого в пределах каждого отдельного блока, описываемого тектоморфоизогипсами, показывается положение его вершинной поверхности. Штриховкой выделяется высотное положение морфоблоков. По этому принципу все они подразделены на 4 группы: I - 650-800м; II - 675-900м; III - 675-1000м; IV - 725-1050м (рис.13-14).
Исследуя карту, можно отметить следующие особенности блоковой морфотектоники позднего кайнозоя. Наиболее раздробленной частью поднятия является водораздельная, где блоки имеют поперечник 1-3 км и длину 2,5-7,0 км. Подавляющее большинство блоковых форм вытянуты к северо-западу и лишь у некоторой их части длинная ось ориентирована к северо-востоку и востоку. Наиболее опущенные морфоблоки располагаются на крыльях поднятия. Исключение составляет блок овоидной формы, находящийся между Зун-Килькиндой и Барун-Килькиндой, и соседствующий с максимально поднятым Орловским блоком. Наиболее поднятые морфоблоки расположены по территории неравномерно и группируются в западной части рудного поля (Тымон-Худульский, Орловский), образуя изометричное поднятие. Кольцевые формы рельефа, как правило, связаны с внешними граничными частями блоковых морфотектонических образований. В плане морфоблоки образуют звёздообразную структуру с центром, расположенным у г. Хухэ-Чалотуй.
Картосхема плотности линеаментов. Для более объективной оценки размещения плотности трещиноватости как показателя перспективной минерализации на исследуемой площади строятся схемы плотности линеаментов. Этому предшествует создание матрицы всех линеаментов, выявленных тремя методами: комплексного дешифрирования разномасштабных АФС, полученных картометрическими методами и по данным полевого геоморфологического картографирования. Составления схемы плотности линеаментных структур производится методом скользящего окна любой формы площадью 1 кмІ. В пределах окна измеряется суммарная длина всех линеаментов. Она относится в виде точки к центру квадрата. Далее, по законам картографии строится изолинейная вторичная карта, отражающая распределение плотности линеаментного поля (рис.13-15).
Наибольшей плотностью линеаментов (более 12 км/кмІ) характеризуется юго-восточная и северо-западная части участка "Спокойный", северо-западная часть "Барун-Килькинда", левобережье пади Улан-Булак, центральная часть участка "Барун-Убжигой" на водоразделах между падями Дыльбырхей и Барун-Убжигой, Зун-Убжигой и Дунду-Убжигой.
Необходимо обратить внимание на аномальные рисунки невысоких значений плотности линеаментов, расположенных в центральной части фрагмента карто-схемы (центральные поля). Они напоминают изометрично-концентрические фигуры и могут быть объяснены близким залеганием поверхности штоков.
Таким образом, в процессе доисследования территории рудного поля, где методы традиционных поисков не дают решающего прорывного результата, весьма целесообразно расширить их арсенал за счёт структурно-геоморфологических и дистанционных методов, согласно предлагаемой в статье методике.
Составление и анализ важнейших аналитических морфометрических карт и схем.
Картосхема аномальных уклонов тальвегов долин строится по топографической основе масштаба 1:25 000. Методика построения состоит из операций описанных в соответствующем разделе выше. Результат её применения заключается в нижеследующем.
Больше всего тальвегов с аномальными положительными уклонами было выявлено в пределах Орловского и Тымон-Худульского поднятий. Обычно они локализуются в осевых частях морфоблоков и отвечают локальным поднятиям, фиксируемым по картам базисных и вершинных поверхностей (Рис. 8-3).
Аномально положительные уклоны тальвегов отмечаются в Наринской зоне, у Спокойнинского и Орловского месторождений, в верховьях пади Шалун-Кунды, в районе гравиметрических аномалий в центральных частях участка "Барун-Убжигой". В юго-восточной части рудного поля они почти полностью отсутствуют. По-видимому, это связано с явлением криптоморфизма. Ряд тальвегов с аномальными уклонами соответствуют линейным северо-западным группировкам ГСЦТ в юго-западной части площади.
Таким образом, тальвеги с аномальными уклонами пространственно совпадают с уже выявленными структурно-геоморфологическими неоднородностями и формируют контур или поле малых структурных форм над «всплывающим» гранитным массивом.
Картасхема тектономорфоизогипс строися также по топооснове масштаба 1:25 000. Методика построения карт тектономорфоизогипс достаточно подробно описана Л.Б.Аристарховой (1970) и в данном разделе не рассматривается.
Рисунок тектономорфоизогипс отражает сводообразную структуру Хангилай-Шилинского поднятия и её северо-восточную ориентировку. Вся основная редкометальная минерализация приурочена к трём локальным поднятиям, пространственно совпадающим с Хухэ-Чалотуйским, Хухе-Шилинским и Спокойнинским штоками. Тектономорфоизогипсы особенно отчётливо фиксируют известные рудоносные Спокойненский и Хухэ-Чалотуйский штоки. Хухэ-Шилинский шток более эродирован и, видимо, в настоящее время испытывает менее интенсивные поднятия. Большинство локальных поднятий отвечают наиболее раздробленным участкам с максимумом плотности линеаментов.
Картасхема базисной поверхности строится по методике, предложенной В.П.Философовым (1975) . Учитывались только водотоки III и более высоких порядков, как наиболее полно отражающие план главных новейших структурных форм и почти не чувствительных к локальным мелким структурам новейшего этапа (Рис. 8-6).
Изобазиты хорошо фиксируют Хангилай-Шилинское сводовое поднятие и ряд отходящих от него структурных выступов. Северо-западные линейные зоны трещиноватости и сгущений линеаментов совпадают с валообразными поднятиями, пересекающими сводовую геоморфологическую структуру. Менее контрастно, чем на карте вершинной поверхности, проявлены Орцигское и Шилинское поднятия; ряд других вообще не фиксируется. Скорее всего, эти структуры на новейшем этапе менее активны, чем впозднем мезозое, палеогене и неогене. Базисные поверхности, в отличие от вершинных, более чувстуительны к новейшим тектоническим движениям и отражают более молодые структурные формы. Сопоставление планов морфоизогипс и изобазит говорит о большом их сходстве, что не противоречит положению об унаследованном развитии структур Восточного Забайкалья. Размещение минерализации имеет прямую связь с размещением локальных базисных поднятий.
Картасхема вершинной поверхности строится также по методике предложенной В.П.Философовым (1975) и отражает план (но не амплитуды) новейших тектонических структур (Рис. 8-6). Анализ карты, построенной, как и большинство других морфометрических материалов, по топографической основе масштаба 1:25 000, позволяет сделать следующие выводы о новейшей тектонике рудного поля: а) выявляется крупная сводовая геоморфологическая структура хребта Хангилай-Шили, имеющая северо-восточное простирание; б) в осевой части свода выделяются крупные овалообразные куполовидные структуры второго порядка (Орловская, Тымон-Худульская, Шилинско-Спокойнинская, Хара-Угунская, Орцигская, Зун-Убжигойская) с амплитудой более 50-60м, с которыми связаны выходы гранитоидов и главные рудные объекты. в) Отмечается масса локальных аномалий (выступов) с амплитудой менее 50-60м. г) По линейным зонам сгущения морфоизогипс (градиентам) намечается ряд крупных нарушений северо-западного и северо-восточного простирания, разбивающих сводовое поднятие на ряд крупных морфоблоков. д) Юго-восточная часть района, ограниченная крупными диагональными нарушениями, согласными с простиранием свода, характеризуется слабоконтрастными малоамплитудными структурами. е) Линейная зона высоких значений градиентов морфоизогипс вдоль правобережья р. Ага указывает на наличие крупного разлома, обрамляющего сводовое поднятие с северо-запада. ж) Линейная меридиональная зона локальных уступов по левобережью Барун-Килькинды, возможно, связана с древним разломом, по которому в триасе происходило внедрение габбро-диоритов и который активно продолжает развиваться и сегодня. з) Выявляется звёздообразное размещение цепочек локальных поднятий относительно Орловского наиболее крупного воздымания.
Картасхема вертикального расчленения рельефа составляется по общепринятой методике Спиридонова, 1975) (Рис. 8-1). В результате анализа картосхемы выделилась зональная стуктура дизъюнктивных нарушений и геоморфологических аномалий. Одна из зон с аномальными значениями коэффициента вертикального расчленения рельефа расположена в юго-западной части рудного поля и протягивается от района пос. Дылбырхей до устьев падей Тымон-Худула и Барун-Худула.
Другая зона, субширотная, вытянута по крайней западной части площади до верховьев пади Зун-Убжигой. Отдельные локальные участки аномального вертикального расчленения расположены в северной части полигона "Барун-Убжигой", ряд аномалий совпадает с Наринской зоной. Отдельные аномальные участки находятся в верховьях падей Чалотуй и правом борту пади Хурай-Хилы. В юго-восточной части рудного поля они не отмечаются. Основная масса месторождений и рудопроявлений совпадает с участками максимальных значений коэффициента вертикального расчленения рельефа, на основании чего этот морфометрический параметр мы считаем рудоиндикационным.
Картасхема горизонтального расчленения рельефа строится тоже по методике, предложенной А.И.Спиридоновым (1975) (Рис. 8-2). Наибольшая горизонтальная расчленённость выявилась в пределах западной и юго-западной частей площади. Небольшие максимумы отмечаются в юго-восточной части участка "Барун-Убжигой", на площадях расположенных северо-западней поди Хурай-Хила, и в некоторых других местах.
Чётких коррелятивных связей между расположением максимумов горизонтальной расчленённости рельефа и размещением редкометальной минерализации не наблюдается. В связи с этим, самостоятельного значения для анализа структурно-геоморфологических особенностей рудного поля и связей их с новейшей тектоникой данная карта не имеет, но может использоваться как дополнительная при построении карты совмещённого коэффициента расчленения и ряда других морфометрических материалов.
Картасхема суммарного коэффициента расчленения рельефа строится по методике Э.Л.Якименко (1970) (Рис. 8-4) и отражает план новнйших тектонических структур. За аномальные принимаются участки со значением коэффициента более 300. Эти участки расположены в западной части площади и связаны с наиболее поднятыми морфоблоками. Аномальной суммарной расчленённостью, а следовательно, и активностью в кайнозое характеризуются участки в районе г. Хухэ-Чалотуй и к югу от него, а также в районе Шилинского и Спокойнинского массивов. Значительные по площади аномально расчленённые участки отмечены в юго-западной части площади, где они связаны с северо-западными ослабленными зонами. Отдельные локальные аномалии отображают участки с повышенной новейшей тектонической активностью. Они фиксируются к востоку и северо-востоку от месторождения Спокойного. В юго-восточной части рудного поля участки аномального расчленения не отмечены.
Таким образом, наибольшая тектоническая активность свойственна полосе, начинающейся от района пос. Дылберхей и продолжающейся к северо-западу, до устьев сухих падей Тымон и Барун-Худула. Эту полосу активности пересекает другая, менее контрастная субширотная, начинающаяся от верховьев пади Хара-Угун и протягивающаяся до верховьев пади Хурай-Хила. Известные месторождения и рудопроявления характеризуются повышенными значениями суммарного коэффициента расчленения.
Методика построения и описание карт мощностей рыхлых отложений масштаба 1:10 000. Карта создаётся с использованием материалов геоморфологической съёмки и данных бурения. Она строится для получения наглядной картины при составлении стратегии поисковых работ, а также для установления особенностей распространения вторичных ореолов рассеивания рудных минералов, используемых при поисках коренных месторождений. Проводились изопахиты 2, 4, 8 и 12м. Данная карта может быть использована при введении поправок в процессе анализа гравиметрических материалов, а также при разбраковке площадей под литогеохимическую съёмку и интерпретации её результатов (Рис.13-16).
Данная карта была построена только на участки "Спокойный", "Барун-Убжигой" и "Барун-Килькинда" (северо-западная часть площади). В ходе построения использовались карты вторичных литогеохимических ореолов, мощностей рыхлых отложений и геоморфологические карты.
Выделялись днища структурно-денудационных долин, в пределах которых вскрытие вторичных литогеохимических ореолов с целью выявления минерализованных зон бесперспективно. Открытые ореолы рассеяния здесь, как правило, оторванные, а их источники могут находится в любой точке водосбора. Вторичные солевые ореолы в этих участках безусловно формируются, но они не связаны с редкометальной минерализацией, ассоциирующей с верхним ярусом рельефа. Погребённые (оторванные, дефлюкционные) механические ореолы в пределах долин могут выводиться на поверхность мерзлотными процессами.
Для склонового комплекса форм рельефа в данном районе характерна повышенная мощность (2-8м) рыхлых отложений. Основным склоновым процессом является крип, в результате которого формируются ореолы закрытого типа. С другой стороны, могут образовываться и ореолы открытого типа при плоскостном делювиальном смыве. Закрытые ореолы могут выводиться на поверхность, как мерзлотными процессами, так и эрозией (овраги и промоины в нижних частях склонов). Переход закрытых ореолов в открытые может происходить у положительных перегибов склонов, связанных с выходами коренных пород.
Отбор литогеохимических проб обычно осуществляется с поверхности, поэтому выявленные ореолы, в своём большинстве, относятся к типу открытых. Для учёта повышенную мощность рыхлых отложений в средних и нижних частях склонов, рекомендуется провести в наиболее перспективных участках глубинный отбор проб с целью определения представительных горизонтов.
Для увеличения эффективности геохимических поисков с учётом зональных физико=географических условий предлагаются следующие рекомендации: а) до начала отбора литогеохимических проб необходимо проведение работ по районированию площади по ландшафтно-геоморфологическим условиям; б) отбор проб в пределах структурно-денудационных долин не целесообразен; в) в процессе обработки литогеохимической информации на ЭВМ группировать выборки проб с целью расчёта фоновых и аномальных содержаний необходимо по участкам с конкретными геоморфологическими и ландшафтными условиями; г) в средних и нижних частях пологих дефлюкционных склонов, где мощности рыхлых отложений достигают 3-8м, необходимо проводить глубинный отбор проб.
На карте геоморфологической интерпретации были оконтурены участки с мощностью рыхлых отложений до 2м и с литогеохимическими ореолами рассеяния, а также вышележащие участки, с которых они могли переместиться. Эти площади интерпретируются как перспективные на вскрытие минерализованных зон, являвшихся источником появления вторичных литогеохимических ореолов рассеяния. Здесь в наиболее благоприятных по комплексу факторов местах могут отмечатся локальные участки перспективные для горных работ (линии шурфов и канавы).
Большая часть ореолов рассеяния, расположенных в склоновом ярусе рельефа, малоперспективна для вскрытия в пределах их контуров минерализованных зон. Здесь на участках с наиболее контрастными ореолами-индикаторами редкометального оруднения рекомендуется проведение опытно-методического отбора проб с целью окончательной оценки перспективности этих аномалий. Наиболее контрастные литогеохимические аномалии располагаются вблизи выхода на поверхность небольших окон гранитоидов.
Геоморфологическое прогнозирование. Методика прогнозирования предусматривает следующий порядок работы: а) выявление кольцевых линеаментов по аэрофотоматериалам, топокартам и интерпретация материалов крупномасштабного геоморфологического картографирования; б) выявление локальных мезозой-кайнозойских поднятий (построение и анализ карт тектономорфоизогипс, вершинных и базисных поверхностей, аномальных уклонов тальвегов долин и др.); г) выявление участков аномального эрозионно-денудационного расчленения рельефа по данным анализа карт вертикального, горизонтального и суммарного коэффициентов расчленения рельефа; д) выявление других рудоиндикационных элементов рельефа: по топокартам и материалам геоморфологической съёмки - куполообразных и конусовидных вершин, возвышающихся над водоразделами; по картам плотности линеаментов - участков сгущений последних; е) корреляционный анализ геоморфологических материалов с картой полезных ископаемых, данными геологии, геофизики, геохимии; выявление рудоконтролирующих и рудоиндикационных геоморфологических структур, отдельных сочетаний их элементов; ж) построение схем геоморфологической интерпретации вторичных литогеохимических ореолов рассеяния; з) построение карты качественного факторного прогноза по геоморфологическим данным, выдача рекомендаций на проведение дальнейших поисково-разведочных работ; классификация площадей по степени перспективности, проектирование горных выработок (шурфов, канав, скважин).
Выявление геоморфологических рудоиндикационных признаков. В процессе сопоставления частных морфометрических, картометрических и тонометрических материалов с размещением известной минерализации устанавливается ряд прямых геоморфологических рудоиндикационных признаков. Ими являются: а) геоморфологические структуры центрального типа (ГСЦТ), б) участки аномально высокого эрозионно-денудационного расчленения, в) локальные базисные и вершинные мезозой-кайнозойские поднятия, г) линейные зоны сгущения ГСЦТ, д) массивные куполовидные и конусовидные вершины в пределах водоразделов. Косвенными, имеющими опосредованную связь с размещением рудных объектов, являются следующие признаки: а) участки с аномально положительными уклонами тальвегов долин, б) участки повышенной плотности линеаментов, в) наиболее приподнятые морфоблоки осевой части сводового поднятия.
Несомненно, наибольший интерес представляют участки с многократным наложением различных геоморфологических рудоиндикационных элементов, совпадающих с геохимическими, геологическими и геофизическими аномалиями, располагающимися вблизи известных месторождений и пространственно связанных с наиболее выступающими частями крупной Шилинской интрузии (весь горно-останцовый массив рудного поля).
В ходе составления карты крупных рудоиндикационных геоморфологических структур и их элементов на неё выносятся следующие структурно-геоморфологические элементы: а) локальные поднятия (по вершинной поверхности), б) участки аномально положительных значений эрозионно-денудационного расчленения рельефа, в) наиболее контрастные ГСЦТ, г) линейно-ориентированные их зоны и узлы пересечения, д) все дугообразные и кольцевые линеаменты, фиксируемые по топокартам, аэрофотоснимкам и материалам геоморфологической съёмки. Таким образом, в пределах рудного поля было выделено 49 линейных зон сгущения ГСЦТ. Их ориентировка различна, но большинство из них имеют северо-восточные и северо-западные простирания. В меньшей степени наблюдаются субширотные и субмеридиональные. Линейные зоны сгущений кольцевых форм как рудоконтролирующие выделялись только в том случае, если на одной линии находилось не менее трёх ГСЦТ, с расстоянием между центрами не более 1,0-1,5км.
Другими словами, прогнозная карто-схема этой тематической направленности отражает плановое размещение геоморфологических структур и элементов рельефа, генетически связанных с неровностями (выступами) рельефа скрытой Шилинской интрузии. Она отражает главные эндогенные причины, определяющие развитие рельефа района в верхнеюрское (раннемеловое) и неоген-четвертичное время, связанные с инъективными тектоническими движениями.
Совместный анализ материалов геоморфологии, геохимии, геологии, геофизики. В связи с вопросами прогнозирования встаёт проблема геоморфологической интерпретации геофизических аномалий (магнитных, гравиметрических, геоэлектрических и др.). Не секрет, что на многих аномальных участках геологоразведочными работами всё же не удаётся обнаружить месторождений и рудопроявлений. Поэтому, путём установления геоморфологических различий между эталонными аномалиями с месторождениями и без них можно осуществлять отбраковку бесперспективных участков. Решение этой задачи позволило бы сэкономить материальные средства, затрачиваемые на вскрытие аномалий, которые по тем или иным причинам являются безрудными.
По структурно-геоморфологическим условиям месторождения Орловское, Спокойное и др. имеют некоторые различия. Это заставляет строить прогнозные модели, опираясь на особенности каждого из них. Но у них есть и общие закономерности. К ним относится смещение оси водораздельной линии от оси скрытой интрузии на 2 км к северу. Это объясняется тем, что процессы денудации субстрата, бронирующего интрузию на южных склонах массива, в сухостепных условиях происходят более интенсивно, чем на северных. Эта особенность, несомненно, должна учитываться при построении прогнозных схем.
Также общим, для всех участков месторождений и рудопроявлений рудного поля является следующее. Наблюдаемые линии сгущения центрозональных структурных форм совпадают с уступами в теле интрузии, а сами структурные формы пространственно совпадают с отрицательными значениями силы тяжести, повышенной напряжённостью магнитного поля (50 нТл) и геоэлектросопротивления (300 ом/м, метод СГ-ВП). Высокая степень корреляции наблюдается между пространственными границами геохимических и геоморфологических аномалий. Все рудные объекты расположены в пределах эпицентральных частей центрозональных структурных форм или линий их сгущения. Геоморфологические данные свидетельствуют о том, что тело основного выступа гранитов, с которым связаны штоки, находятся в 600-800м к северо-востоку от месторождения Орловского, расположенного в северо-западном углу рудного поля. Дайки лампрофиров, аплитов, кварцевых жил и другие особенности геологической структуры субстрата тяготеют к внутренним частям центрозональных структурных форм.
Факторы качественного прогнозирования. Основой для построения прогнозной карты является карта рудоиндикационных структур и элементов рельефа. На данную прогнозную карту выносятся все контрастные центрозональные структурные формы, контуры отрицательных гравиметрических аномалий, известные месторождения, рудопроявления и контуры геоморфологических аномалий. В результате анализа таких карт установлено, что наибольшее значение в размещении известной минерализации играют узлы пересечения север-северо-западных, субширотнвх и субмеридиональных зон сгущения ГСЦТ с таковыми же, радиально расходящимися от Орловской формы вздутия поверхности. Все они тоже выносятся на прогнозную карту как наиболее важные рудоиндикационные элементы строения земной поверхности. Рудоиндикационная роль радиальных линий связана, очевидно, с их возникновением в период внедрения и становления Хухэ-Чалотуйского массива в позднем мезозое. Данный этап прогнозирования отображён на Рис. 13-17, А.
Количественное и итоговое прогнозирование. Итогом всех проведённых работ является составление прогнозных карт по результатам количественной и качественной обработки геоморфологической информации. Теория прогнозирования основана на распознавании образцов эталонов в конкретных прогнозных объектах. Для количественного выражения степени близости прогнозируемого объекта к эталонному необходимо знать «вес» каждого геоморфологического признака по отношению к эталону.
Последовательность операций производится в следующем порядке: а) оконтуривание площади, подлежащей оценке; б) определение эталонных объекты; в) разбивка площади на равновеликие квадраты, производство их нумерации; г) формулировка и нумерация информационных геоморфологических признаков в виде специальных таблиц; д) составление таблицы, в которой строки соответствуют номерам квадратов, а столбцы – признакам. В каждой ячейке таблицы проставляется значение признака. е) Таблица оцифровывается и производятся расчёты по соответствующей программе. ж) Полученные значения цифрового материала после обработки заносятся в соответствующие квадраты площади. з) Результатом обработки является получение изолинейной поверхности значений сходств с эталоном (Рис.13-18 – 13-20).
В результате анализа карт, построенных по разным эталонным участкам, и их сравнении между собой, вероятность обнаружения месторождений будет возрастать. Корреляция тоже станет представительней с увеличением абсолютной высоты поверхности свода, плотности центрозональных линеаментов, вертикальной расчлененности рельефа и с уменьшением плотности ориентированных линеаментов с азимутальными значениями 0-45 и 270-315°. К рудоиндикационным элементам рельефа особого внимания следует отнести локальные базисные поднятия, линейные зоны сгущения криптоморфных ГСЦТ и узлы их пересечения, массивные купольные вершины центральных частей купольно-кольцевых морфоструктур (Рис. 13-17, Б).
В ходе составления итоговой прогнозной карто-схемы было выделено 13 перспективных участков и 10 скважин первой очерёдности в их пределах, где целесообразно произвести детальные геолого-разведочные работы, ряд скважин второй и третьей очерёдности. Эти участки отвечают местам пространственного наложения ГСЦТ, линейных зон их сгущения, узлов пересечения этих зон с геохимическими и гравиметрическими аномалиями. Карто-схема с этими данными прогнозирования представлена на Рис. 13-17. В. Слабым звеном предлагаемой методики является неразработанность аргументации критериев глубин, до которых надо производить бурение в каждом конкретном случае. Но учитывая фактор чуствительности геоморфологической инфраструктуры лишь к близповерхностным штокам, эта слабость не имеет принципиального значения.
Таким образом, в процессе доисследования территории рудного поля, где методы традиционных поисков не дают решающего прорывного результата, весьма целесообразно расширить их арсенал за счёт геоморфологических и дистанционных методов, согласно предлагаемой в статье методике.
Инфраструктурные проявления в рельефе глубинных рудоностных тел включают широкий спектр структурно-геоморфологических образований: от ярко проявленных купольных морфоструктур до типичных криптоморфных со всеми переходными формами между ними.
Определён рациональный набор специализированных приёмов геоморфологических исследований, порядок их применения и место в комплексе поисково-разведочных геолого-геофизических работ. Методика совместного моделирования рудоперспективных площадей и точек проводится в 3 этапа: а) проведение качественного моделирования на основе индикационных признаков глубинной инфраструктуры, б) количественного моделирования по индикационным типам известных месторождений и в) анализ всех результатов и представления прогнозной картосхемы.
Наиболее значительные промышленные концентрации руд редких металлов могут локализоваться лишь на оконтуренных площадях (Рис. 13-17). Проведённый совместный анализ геологических, геофизических, геохимических и геоморфологических материалов позволил на качественной и количественной основе выявить 13 рудоперспективных участков и локализовать точки заложения 10-и первоочередных скважин.
14. Прогнозирование локальных рудоносных тел этапов тектономагматической активизации в условиях платформенных плит на примере Золотоцкого кимберлитового рудного поля
Данный вопрос обычно имеет конкретное решение. Поэтому нам целесообразно рассмотреть, как и в преыдущем случае, на конкретном примере решения прогнозной задачи при выделении тел трубочного типа, опираясь на материал Золотицкого рудного поля, расположенного на Зимнем берегу Белого моря Русской плиты Восточно-Европейской платформы.
Данному вопросу посвящена большая литература и многочисленные фондовые исследования. Они широко известны и касаются в основном методов геолого-геофизического блока. Мы же хотим акцентировать внимание в основном на данных индикационного дешифрирования криптоморфных ореольных геоморфологических структурных форм и показать эффективность прогнозирования, опираясь на биогеохимические данные.
Известно, что не все тела трубочного типа на плитах древних платформ отображаются на материалах аэромагнитной съемки. Целый ряд потенциально рудоносных структур остаётся не выявленным. В то же время методы аналогового дешифрирования съемок высокого пространственного разрешения позволяют их обнаружить по ореольным, еле заметным геоморфологическим структурам, возникающим в результате просадок тяжелых щелочно-базальтоидных пород, слагающих тела трубочного типа в среде более лёгких пород субстрата.
Задачи и методы их решения. В процессе работы ставятся и решаются следующие геологические задачи. На основании находок ранее неизвестных органических остатков в обнажениях красноцветных терских песчаников на реках Кице и Юлице на юге Кольского полуострова было определено стратиграфическое положение кимберлитового магматизма. Оно оценивается как последевонское. Рвущие девон трубки взрыва оказались заведомо палеозойскими, но не не рифейскими, как считалось раньше. Производится идентификация с трубками Зимнего берега, где они стратиграфически определены как средне-верхнекарбоновые. Одновременно с этим, проводится сопоставление вещества трубок взрыва обеих территорий с вмещающими породами, определяется абсолютный возраст.
В процессе дешифрирования аэрофотосъемочных, радиолокационных и космических материалов высокого пространственного разрешения на обеих территориях было обнаружено множество ореольных структур. На основе статистической выборки составляется таблица индикационных признаков и проводится классификация признакового поля по степени перспективности продуктивных тел. Эталонными явились установленные бурением интрузивные тела. Наиболее перспективные из ореольных структур подвергаются биогеохимическому изучению по известной методике А.Б.Лобановой (Доклады РАН, 1987, т.295, № 3, с.707.). Она основывается на анализе мультипликативных кривых распределения ионов тяжелых минералов-спутников алмазов, полученных на основе биогеохимического анализа растительности над ореольными формами рельефа. По степени представительности данных оценивается степень перспективности исследуемой глубинной структуры.
По данным дешифрирования обзорных снимков выявляется система контролирующих линеаментов, проведится их геодинамический анализ, изучяется система рудоконтролирующих разрывных нарушений и установливаются разломы рифтогенного типа, контролирующие трубки взрыва, дайки, более крупные тела щелочно-базальтоидного магматизма. Изучается приуроченность интрузивных тел к узлами пересечения рифтогенных разломов и менее глубинных их аналогов. Устанавливается их функциональная связь.
Анализ закономерного распределения ореольных структур и выявленных трубок взрыва позволяет реконструировать положение глубинных магматических камер. Поиски аналогов подобных структурных композиций позволяет локализовать площади поисков тел трубочного типа в пределах всей Восточно-Европейской платформы. Рассмотрим всё это более подробно.
Индикаторы трубок взрыва на аэрокосмических материалах высокого пространственного разрешения. На первом этапе проводилось экспериментальное дешифрировании аэроснимков крупных масштабов, в площади которых в последствии было выявлено несколько продуктивных трубок взрыва. Затем, опираясь на полученнве идикаторы, было выявлено большое количество фото-объектов центрозональной геометрии, среди которых нашли выражение все тела трубочного типа, выделенные к тому времени по данным магнитометрии и бурения. Независимость проведенных исследований от геофизических работ, а также высокая сходимость результатов обоих методов позволила с уверенностью судить о перспективности их комплексного использования, тем более что хорошо известно, не все трубки взрыва формируют на поверхности магнитные аномалии. В результате длительных исследований было сформулировано 10 признаков дешифрирования трубок взрыва на АФС и КС высокого пространственного разрешения, применительно к условиям Восточно-Европейской платформы и к содержанию поставленной задачи. В прилагаемой таблице (Табл. 14-1) даётся следующая классификация этих признаков: 1- наличие кольцевой фигуры и ее размеры, 2- парность центрозональных фигур (восьмерка), 3- сдвоенность колец, 4- понижение в рельефе, 5- приуроченность фигуры к локальному повышению, 6- обтекание контура тела водотоками, 7- расположение болот внутри контура, 8- степень сомкнутости растительного покрова, подчеркивающего контур, 9- характер сопряжения разломов с аномальными объектами изображения в виде утыкания в контур или его огибание, 10 – аномальная контрастность тона.
На эталонных объектах перспективных структур наблюдается в основном до шести признаков, хотя и в различных сочетаниях (Рис. 14-1). Определяющими же являются только два – шестой и десятый. Они наиболее значимы и характерны для алмазоносных трубок. При написании программы распознавания образов и выделении контрастных объектов именно эти два признака составляют основу автоматизированного поиска погребенных трубок взрыва на Восточно-Европейской платформе.
Индикаторы трубок взрыва на радиолокационных изображениях масштаба 1:90000. Практический опыт поисков трубок взрыва с использованием радиолокационных материалов масштаба 1:90 000 показал свою перспективность при изучении территорий в условиях приполярных природных зон ландшафта Зимнего берега Белого моря. С помощью этой основы удалось выявить индикаторы трубок среднего и крупного размера, с диаметром на поверхности снимка от 2 до 15 мм и больше, а также глубинные рудоконтролирующие очаговые структуры. При этом диаметр ореольных образований на поверхности может быть гораздо больше геологических тел.
Структуры трубочного типа в радиолокационном изображении местности выделяются через формы экзогенного рельефа, которые проявляются через яркостные контрасты. Последние же наиболее сильно реагируют на степень увлажненности поверхности связанной с особенностями гидрологического и гидрогеологического режимов, газо-биохимического обмена в зонах повышенной трещиноватости и проницаемости горных пород.
Радиолокационные аномалии, эмитирующие тела трубочного типа в пределах Балтийского, вероятно Канадского, Гренландского и Бразильского щитов, имеют 5 морфологических или фототиповых разновидностей строения: 1- радиально-лучистое, 2- зонально-концентрическое, 3- контрастное рельефное внутри неконформного ему комплекса форм, 4- лепешковидные: ортогональные аномалии в тоновом контрасте, 5- с выпуклой осветленной поверхностью внутри идеального фототонового кольца.
Строение изображения первого типа обусловлено радиально расходящимися положительными формами водно-ледникового происхождения, приуроченными, как правило, к зонам линеаментов.
Аномалии второго типа имеют зональное концентрическое строение, подчеркивающееся чередованием фототонов различной интенсивности. Внутренняя часть изображения тел, обычно плоская, слабовогнутая с резко очерченными краями. Они выделяется по более темному фототону, создающему видимость вогнутой поверхности. Четкость контуров на РЛ-изображении обусловлена чередованием контуров, обусловленных повышениями или понижениями в рельефе.
Аномалии третьего типа, имеющие контрастно-рельефное изображение внутри контура (не конформного последнему), имеют одиночный концентр. На местности он представлен ложбинами, одним или группой камов. Генетическая связь с трубочными телами отсутствует.
К аномалиям четвертого типа относятся слабовыпуклые лепешковидные контрастные аномалии, выделяющиеся по фототону. Внутри контура фототон заметно осветлённый. Он постепенно темнеет от центра к периферии. Внешний контур аномалии нечеткий и связан с кочковатым низинным болотом. Кочкарник здесь определяет диффузное рассеяние фототона, дающее осветление в поле контура. Прямой связи между аномалиями такого типа и диаметрами трубок не наблюдается, хотя и соответствие не исключено.
Пятый тип РЛ-аномалий обладает зонально-концентрическим строением и обусловлен заметной выпуклой осветленной срединной частью круглой формы и темной полосой его обрамления. В ландшафте они представлены одиночными холмами с узкой полосой периферических болотных понижений низинного типа вокруг. Этот тип конформен контуру самих трубок взрыва.
Первые два типа и пятый отличаются наибольшей степенью корреляции с телами трубочного типа, так как морфология рисунка РЛ-изображения наиболее близка к элементам структуры тел. Наличие центрозональной геометрии является характерным признаком диатрем. Второй типа наиболее часто встречается в регионе. Он соответствует практически всем выделенным трубкам взрыва. Это обстоятельство позволяет использовать его в качестве определяющего.
Кроме перечисленных типов индикаторов, была выделена целая группа аномалий, имеющих отчетливо концентрическое строение, но очень малых размеров. Вследствие этих обстоятельств их не удалось типизировать. На Рис. 14-2 представлены все ореольные структурные формы, выделенные по АФС (А) и РЛС (Б).
Анализ сходств и различий индикаторов. Несмотря на разные условия геологического строения исследуемых районов Кольского полуострова и Зимнего берега, различия в используемых материалах дешифрирования при решении задачи диагностики трубок взрыва используется единый методический подход. Рассматривается геометрия рисунка, образованная всеми природными факторами и яркостными характеристиками, природа которых не всегда ясна. В обоих случаях выделялись зоны сгущения аномалий, которые могут нести косвенную информацию о закономерностях размещения эксплозивных тел. Оси сгущения малых изометрических аномалий на Кандалакшском побережье Кольского полуострова приурочены к зонам повышенной плотности трещиноватости и проницаемости пород, что, несомненно, благоприятствует проникновению эксплозивного магматизма.
Геологическая сущность ореольных структур ландшафта. Известно, что практические все известные на исследуемой территории эксплозивные тела выражаются в виде фотообразов. Имеет место своеобразное «просвечивание» трубок взрыва. Основанием для этого является резкая плотностная неоднородность кимберлитовых «столбцов» и вмещающих их рыхлых платформенных отложений, мощность которых на северо-западе Восточно-Европейской платформы достигает 2000 м.
На основе индикационных признаков, характерных для трубок только Восточно-Европейской платформы с ее индивидуальными ландшафтами и структурно-геологическими особенностями, на первом этапе идентификации проведится предварительная классификация перспективности всех отдешифрированных фотоаномалий по степени соответствия их телам трубочного типа. За эталон принимаются структуры, подтвержденные бурением. Учитываются многие факторы, выявленные в результате предварительной сравнительно-логической обработки дешифровочных признаков и геологических данных по трубкам взрыва . На эталонных структурных формах наблюдается в основном сочетание из шести признаков, единично из трех. При этом повторим, что шестой и десятый признаки являются определяющими.
Для того чтобы метод работал самостоятельно, необходимо выяснить происхождение признаков на местности. Для этого проводятся нижеследующих технических операций: 1 - сопоставление фотоаномалий с данными магнитометрии того же масштаба и 2 – данными дешифрирования радиолокационной съемки масштаба 1:90 000. Для выявления связи дешифрируемых объектов и тел кимберлитового магматизма хорошо себя зарекомендовал давно известный метод биогеохимической идентификации, речь о котором шла выше. В пределах ореольных структур над трубками взрыва выделяются геохимические ореолы. Для оптимального обеспечения результата в условиях Зимнего берега Белого моря в состав проб входила травяно-кустарниковая биомасса вместе с некоторыми видами зеленых мхов.
Результаты опробования демонстрируются в виде мультипликативных графиков, построенных над геологическими профилями с обозначением на них геометрии рисунка дешифрирования. Отбор проб производится с шагом в 30 м с таким расчетом, чтобы были охвачены не только сами структуры, но и области вмещающей рамы. В пределах ореольных образований, установленных по данным РЛ-съемки, шаг опробования составляет 50 м.
Для построений графиков выбираются мультипликативные показатели, включающие Ni(Co и Ni(Co(Ti(Cr(Sr. Все пять элементов характерны для щелочно-ультраосновных пород кимберлитового ряда, и проявляются как в первичных, так и во вторичных ореолах рассеяния. Однако Ni и Co наиболее резко меняют своё содержание при переходе от тел эксплозивного магматизма к песчаникам вмещающих пород терской свиты, что следует из данных спектрального полуколичественного анализа этих пород. По этой причине и во вторичных ореолах следует ожидать того же.
Параллельно с изучением количественных соотношений проводятся анализы изменения процента зональности вещества отобранных проб. Они показали, что многие элементы изменяют свое содержание соответственно изменению процента зональности. А содержание Ni(Co увеличивается с уменьшением последнего, что подтверждает правильность выбора элементов (Рис.14-3).
Проведенные исследования позволяют судить о возможности использования биохимического метода исследований для наземной заверки аномалий, выделенных дистанционными методами.
Реконструкция глубинного очага кимберлитового магматизма. На первый взгляд в пространственном размещении тел эксплозивного магматизма нет определенной зональности. При анализе геометрии рисунка распределения структур в плане выявляются некоторые следующие закономерности. На схеме взаимного расположения всех выявленных кольцевых аномалий, большая часть из которых была геологически идентифицирована, выносятся геометрические центры аномалий и проводится оси их взаимного расположения. Векторами соединяются центры по принципу их максимальной сближенности друг относительно друга. Обнаруживается определенная пространственная организация. В одних случаях структурные ансамбли вытягиваются вдоль основных направлений зон разломов северо-западного и меридионального простирания, в других – образуют на поверхности вихревые зоны, располагающиеся вокруг единого центра. Взаимное расположение линий образует вихревую геометрию с центрозональной симметрией (Рис. 14-4).
При поиске возможных причин, обусловливающих такой рисунок, можно идти двумя путями. Первый путь предполагает, что данная геометрия является прямым отображением на поверхности глубинных мантийных процессов. В этом случае возможно наличие на глубине магматического очага, который можно отождествить с начальной эмбриональной стадией рифтогенеза по типу горячих точек Планеты. Возможен также и другой вариант: разуплотнение в верхней мантии. На поверхности это выражается в виде вихревой структуры, образовавшейся за счет подъема мантийного вещества к нижней поверхности земной коры с вращательным моментом по часовой стрелке.
Второй вариант вероятного объяснения того же самого связан не с глубинными процессами, а со структурными свойствами вмещающих пород, сформировавшихся в результате длительной геологической и тектономагматической эволюции (Рис. 14-5).
Схема регионального прогнозирования. При изучении закономерностей распределения дешифрируемых объектов с разломами, идентифицирующимися с линеаментными каркасами, между ними обнаруживается генетическая связь, которая заключается в приуроченности точечных аномалий к перекрестьям линеаментов двух автономных динамопар, различающихся временем заложения. Как правило, эти линеаментные каркасы представляют собой криптоморфные разломы, прочитывающиеся на снимках в ближней инфракрасной зоне в результате фотогенерализации малых структурных форм, проявляющихся в низкочастотной части светового спектра. Такая связь является бесспорным критерием регионального прогнозирования трубок взрыва в условиях Восточно-Европейской платформы.
На типовых участках Кольского полуострова и Зимнего берега Белого моря трубочные тела приурочены к узлам пересечения ортогональной и диагональной динамопар. Ортогональная контролирует рифтогенные структуры поздний рифей-раннепалеозойского возраста с датами 650 – 320 млн. лет (Ковдор-Хибино-Ивановская зона). Диагональная - соответствует возрасту продуктивной активизации. Она является рудогенерирующей и проявилась в период 320 – 210 млн. лет. Пересечение этих двух систем в пределах кольцевых очаговых структур и является важнейшим рудогенерирующим фактором (Рис. 14-5). Есть данные, позволяющие считать, что эту закономерность можно экстраполировать и на всю территорию Восточно-Европейской платформы, по крайней мере, на территорию ее плитного чехла. Пересечение не отдельных разломов, а мощных глобальных линеаментов в ее пределах могут создавать благоприятные условия для образования рудных полей и районов. Например, зона пересечения субмеридионального Лапландско-Нильского линеамента с субширотным Хибинским рифтогеном и ортогональной динамопарой является рудоконтролирующим фактором для Хибинских массивов и интрузий Турьего мыса, которые являются следствием того же процесса развития, что процесс образования материнских интрузий, дающих на поверхности рой трубок взрыва или целое рудное поле.
Объяснение этой закономерности лежит в следующей плоскости. Для северо-западной части Восточно-Европейской платформы характерно наличие зон растяжения глобального масштаба. Их локализация как ортогональной системы не противоречит ротационной теории В.Н.Стоваса (Избранные труды. Ч.1, М., Недра, 1973, с.24-37).. Пересечение таких зон должно давать локальную область деструкции земной коры, ведущей к образованию аномальной мантии и структур рифтогенного типа. Очаг аномальной мантии, в свою очередь, является источником генерации трубок взрыва, возникающей в начальной стадии процесса. Они реализуются в зонах разрывных нарушений. При усилении активизационных геологических процессов точечные разгрузки внутри очагов, дающие трубки взрыва, сменяются сплошным трещинным рифтогенезом. Внедрение трубок взрыва, таким образом, знаменует начальную фазу рифтогенеза. Во всяком случае, для Восточно-Европейской платформы предлагается именно такую модель.
Схема автоматизированных поисков трубок взрыва. Она представляется в следующем виде:
выделение узлов пересечения рудоконтролирующих и рудолокализующих систем (очаговых структур и региональных систем разломов);
проведение дешифрирования АФС, РЛС и космических снимков высокого пространственного разрешения, увеличенных до масштаба 1:25 000 (10-15 м на местности), которые были сняты в летнее время в видимой и инфракрасной зонах спектра, согласно разработанной системе индикаторов;
проведение дешифрирования в цифровой форме по тем же индикаторам;
проведение дешифрирования радиолокационных изображений высокого разрешения, также по двум индикаторным признакам (форма аномалии и интенсивность), в любом доступном режиме;
дешифрирование детального гравитационного поля (если есть такая возможность) и выделение мощных точечных аномалий, размеры которых корреспондировали бы с размерами магматических камер;
приведение данных к совместимому виду;
совмещение и анализ вариантов совпадений;
осуществление биогеохимического опробования рудоперспективных ореольных структур;
составление кадастровых паспортов на все рудоперспективные площади;
составление картотеки прогнозируемых участков.
Данная схема изложена в виде информационно-логической таблицы, отображающей стадийности и последовательность поисков трубок взрыва в автоматизированном режиме.
На основе такого рода работ проводятся поиски рудоперспективных площадей. В пределах Восточно-Европейской платформы они имеют следующие координаты. Воронежская - 38( в.д. - 51(41( с.ш., Новохопровская - 51(20( - 50(04(( с.ш. – 41(30( - 41(46( в.д., Старобешевская – 38( в.д. – 47(40( с.ш., Жлобинская – 30( в.д. – 52(50( с.ш., Канинская локализованная южнее полуострова Канин, Кряж Чернышева - 66(30( – 65( в.д. – 58( – 60( с.ш., Золотицкая – 42( в.д. – 65( с.ш., Мезень-Вычегодская, Ильменская.
Таким образом, предлагаемая методическая схема использованию аэро-космической информации при поисках локальных продуктивных тел на примере трубок взрыва Восточно-Европейской платформы позволяет рекомендовать данный подход и для поисков криптоморфных рудоносных структур на других территориях, в иной физико-географической и структурно-геологической обстановках, использовав логику и последовательность процедур анализа. При этом индикационные признаки дешифрирования могут быть совершенно иными и зависеть от зонально-климатических, физико-геологических и стратиграфических условий местности. В этих условиях возрастает роль, не столько операционной системы обработки изображения, сколько квалификацию оператора.
15. Структурно-геоморфологические и новейшие тектонические исследования при нефтегазопоисковых работах.
Данной проблематике повящена большая литература. Первые обобщающие работы появились уже в 70-ые годы. Наиболее полно они представлены в ранних работах Н.А.Ласточкина (Новейшие движения и размещение залежей нефти и газа. Тр. ВНИГРИ. Вып.324. Недра. ЛО., 1974), в работах под редакцией А.Л.Яншина (1988) и нкоторых других. В настоящем учебном пособии необходимо изложить только самые сущностные достижения в этой области.
Новейшие тектонические движения и структурно-геоморфологическое их отображение в рельефе влияют на формрование и размещение подвижных углеводородов. Этим определяется необходимость изучения и учёта новейших тектонических условий при оценке перспектив нефтегазоносности в совокупности с другими критериями.
Анализ новейших тектонических условий должен базироваться на результатах полного комплекса структрнр-геоморфологических, новейших тнктонических, дистанционных, геофизических и данных по нефтегазоносности. Результаты этого анализа включают следующие положения: 1) количественную оценку рельефообразующих движений, амплитуд и гралиентов амплитуд рельефообразующих движений в абсолютных значениях в виде карт этих движений и деформаций поверхностей выравнивания, а также структрно-геоморфологических характеристик, отрпжающих эти закономерности на специальных картах; 2) данные о положении зон разрывных нарушений; 3) подробное отображения новейшего структурного плана, полученного на основании 1-го и 2-го; 4) геолого-геоморфологические данные об актуальности пликативных и разрывных движений. По оценке перспектив по нефтегазоносности нужно иметь также данные о расположении известных месторождений, нефтегазопроявления и о непродуктивных структурных формах, о составе залежей, удельных запасах, стратиграфическом этапе нефтегазвых скоплений и месторождения полезных ископаемых.
Дальнейший анализ сводится к выявлению связей между новейшими тектоническими, структурно-геоморфологическими характеристиками, показателями нефтегазоносности и использовании этих связей при комплексной оценке перспектив. При этом следует стремиться к сопоставлению тех и других параметров при близких прочих условиях. Например, распределение залежей относительно новейших тектонических характеристик в одних и тех же продуктивных горизонтах, учитывая изменения в мощностях и качестве вышележащейтолщи. В то же время, надо избегать фетишизации новейшего тектонического фактора. Его роль зависит от условий изменения от ведущего фактора до нулевого. Например, отсутствие месторождений в прибортовых зонах нефтегазоносного бассейна. может быть связано не с большими амплитудами новейших поднятий, а с выклиниванием региональных изолирующих горизонтов или с отсутствием структурных ловушек на крутых моноклинальных флексурах.
Оптимальные значения новейших тектонических и структурно-геоморфологических показателей для положительной оценке перспектив каждой нефтегазоносной провинции, облвси или района являются индивидуальными. Они могут быть определены только импирически, путём изучения рапределения залежей, нефтегазопроявлений и непродуктивных структурных форм относительно различных характеристик новешего тектонического и структурно-геоморфологического анализа. Важнйшее значение имеет комплексирование новейших тектонических и структурно-геоморфологических исследований с прямыми методами поисков нефти и газа. При этом следует иметь в виду, что структурно-геоморфологические и новейшие тектонические равнозначны геофизическим, газовво-эманационным, микробиологическим, тонометрическим и др. аномалиям. Это обстоятельство позволяет выявлять зоны интенсивной вертикальной миграции углеводородов, а не зоны их концентрации в осадочном чехле. Вместе с тем, применение этих методов позволяет углубить прогноз и сделать его более эффективным.
На современной стадии развития проблемы о рельефообразующих движениях в размещении и формировании залежей углеводородов закономерности связи между морфотектоническими характеристиками и показателями нефтегазоносности можно сформулировать в следующем виде.
1. Перспективными в отношении нефтегазоносности являются любые по времени заложения положительные стрцктурные формы.
2. Прирост амплитуд высот структурных форм за кайнозой во многом определяет вероятность обнаружения в них залежей, их состав, свойства и стратиграфический диапазон нефтегазоносности. С увеличением активности возрастает вероятность продуктивности структурных ловушек. Наиболее активные структурные формы в газоносном отношении являются наиболее перспективными, а неактивные – наиболее перспективные в нефтеносности.
3. С ростом активности структурных ловушек и амплитуд новейших поднятий увеличивается вероятность обнаружения в нефтяных залежах нефтей большой плотности, повышенным содержанием смол, асфальта, серы.
4. Наиболее перспективными в отношении нефтегазоносности являются ловушки, расположенные на участках, испытывабщих поднятия в новейший этап без существенных изменений в морфологии структурных форм. Наименее перспективными считаются формы, гипсометрическое положение которых за это время изменилось в обратном направлении.
5. Унаследованные движения антиклинальных структурных форм и общие поднятия играют положительную роль в концентрации углеводородов,. только при определённом умеренном диапазоне этих движений, определяемом глубиной заложения продуктивного горизонта и литологическими условиями. За верхним пределом указанного диапазона эти факторы вызывают разрушающее действие.
6. В нефтегазоносных провинциях газовые залежи тяготеют больше к зонам новейших и молодых поднятий. Нефтеносные – к зонам погружения.
7. Газово-нефтяные МПИ по новейшим тектоническим условиям формирования и размещения близки к газовым месторождениям.
8. Активные в новейший тектонический этап зоны разрывных нарушений наибольшее влияние оказывают на размещение газовых месторождений чаще всего отрицательное в случае их повышенной активности и положительные, когда они слабо активны и не проникают до земной поверхности (криптоморфные). Структурные формы пространственно приуроченные к активным разрывным нарушениеям,.. отличаются наибольшими запасами углеводородов и более широкими диапазонами нефтегазоносности. Вместе с тем, значительное количество продуктивных структурных форм пространственно и генетически не связано с известными разломными зонами.
9. Благоприятствующим в отношении нефтегазоносности являются зоны повышенных горизонтальных градиентов новейших движений.

ЭВОЛЮЦИЯ РЕЛЬЕФА И РОССЫПИ
16. Общие термины и определения.
Исследование россыпей. Происхождение россыпей и становление методик поисков по ним коренных источников впервые в России описал М.В.Ломоносов в 1759 г. Он обратил внимание на то обстоятельство, что золото и другие тяжёлые минералы переносятся в горных ручьях и сосредотачиваются в низинах. Поднимаясь вверх по водотокам можно найти коренные жилы. М.В.Ломоносов указал также способ промывки золотоносных песков. Он ни чем не отличается от современной промывки грунта в доводочном ковше. Однако, условия того времени, связанного с отсутствием организованного промысла, отодвинули открытие и разработку россыпей России на 74 года. Лишь в 1814 году на Урале после открытий Л.И.Брусницыным россыпей золота началась их промышленная эксплуатация. Большую роль в исследованиях россыпей в России сыграли работы А.П.Карпинского и П.К.Яворского. Начало систематического изучения россыпей связывается с советским и учёными и практиками Б.А.Билибиным, И.С.Рожковым, В.С.Трофимовым, Е.В.Шпнцером, Н.А.Шило, Ю.Н.Трушковым, А.В.Хрипковым, Е.З.Горбуновым, Г.Б.Жилинским, А.А.Кухаренко, Г.П.Валаровичем, Ю.П.Казакевич, А.П.Сиговым, И.П.Карташовым, Г.В.Нестеренко, Н.Г.Бондаренко, А.Г.Желамским, О.В.Кашменской, Е.И.Тищенко и мн. др.
Общеизвестно, что россыпи являются более экономичным способом добычи полезных ископаемых, нежели эксплуатация коренных источников. Больше половины всего олова, алмазов, минералов титан-пироксеновой группы добывается сейчас из россыпей. При этом в последние десятилетия наблюдается устойчивая тенденция увеличения доли добычи из древних и ископаемых россыпей. В США и России, например, потенциальные запасы золота связывают с третичными, меловым и палеозойским аллювиальными и прибрежно-морскими отложениями. В целом считается, что сырьевые ресурсы, связанные с россыпями весьма велики. Холошо известно, что большинство коренных источников полезных металлов найдено благодаря изучению россыпей.
Анализ и генетический смысл понятия «россыпь». Существует много определений понятия «россыпь». Ю.А.Билибин, рассматривая развитие россыпи в узком временном интервале, которым является место в эрозионном цикле, понимал под этим термином рыхлые или сцеметированные скопления обломочного материала, содержащего то или иное полезное ископаемое. При этом, основное внимание уделялось изучению вмещающих полезный компонент толщи. Выяснялась её генетическая принадлежность, возраст, литология и минеральный состав. К основным параметрам россыпи относят глубину залегания, каменистость, глинистость, льдонасыщенность, водонасыщенность разрабатываемость грунтов. Но по этим параметрам, например, нельзя судить о возрасте и генезисе россыпи, особенно в случае многослойного строения единой продцктивной толщи, включающей в едином разрезе металлоносные отложения разных генетических типов и возраста. Изучая такие тощи в Ленском золотоносном районе, Ю.П.Казакевич предложила под россыпью понимать не всю рыхлую толщу, содержащую пласты с золотом, а сам пласт. Она предложила его выделять в качестве классификационной единицы.
Многие исследователи предлагали различные значения этого понятия. А.В.Хрипков, проведший анализ всех значений понятия «россыпь» подчёркивает, что россыпь – это не простое скопление металла, а природное естественное распределение полезных компонентов, которое обладает целым рядом закономерностей, принципиально отличающихся от закономерностей вмещающих её обломочной среды. Возраст вмещающих россыпи осадочных слоёв характеризует лишь время консервации полезных минералов, высвободившихся порциями из коренных источников в разное время. Эти выводы были признаны справедливыми большинством ведущих россыпников страны, так как отсюда вытекает важный следствия. Россыпи и вмещающие их породы являются неоднородными образованиями. Следовательно, решение вопроса о генезисе россыпи надо искать, не только в изучении рыхлых толщ, но и в эволюции самой россыпи. В таком случае общая формулировка понятия россыпь должна звучать следующим образом. Россыпь – это закономерная проекция каждой фракции гидравлической крупности или концентраций полезных минералов из источника на земную поверхность под влиянием экзодинамических процессов, законсервированная на различных этапах её развития.
Основными параметрами россыпи являются её генезис, возраст и морфология. Но это требует развёрнутого пояснения.
Происхождении россыпей (генезис). Информация о генезисе получается в процессе всестороннего изучения изменения гранулометрического спектра, средних содержаний, запасов, окатанности, уплотнённости, среднего веса зёрен в изучаемой фракции, количества сростков, характера деформаций, наличия и мощности высокопробных оторочек, гипергенноно «нового» металла, а также тщательного изучения факторов россыпеобразования. Для алмазов генезис россыпи выясняется по изменению гранулометрического спектра, срелних содержаний и запасов, степени износа, растворения первичной эндогенной формы, средних весов, как самих алмазных зёрен, так и минералов-спутников, степени их расколотости, наличию и мощности келифитовых оторочек на пиропе и лейкоксеновых на пироильмините.
По комплексу типоморфных признаков главных полезных компонент в россыпях и их минералов-спутников определяется формационный тип коренного источника, за счёт которого образовалась россыпь. Например, в России определяется 5 главных золоторудных формаций: золото-кварцевая, золото-серебряная, золото-редкометалльная, золото-сульфидная и золото-сурьмяеая, золото в которых обладает конкретными типоморфными признаками.
Возраст россыпей. Определения возраста россыпей ограничиваются датировками возраса вмещающих отложений, которые соответствуют времени их консервации и совершенно не дают представления о длительности и сложной этапной эволюции самих россыпей. Ю.А.Билибин подчёркивал, что металлоносный пласт представляет собой образование не вполне одновременное не только по вертикали, но и по длине россыпи. Любой пласт, по его мнению, образование разновременное, и чем ниже по течению, тем древнее его возраст. Таким образом, для определения возраста россыпи необходимо найти надёжные критерии для определения времени высвобождения разновременных порций полезного минерала из коренного источника. К тому же, надо иметь данные о времени поступления отдельных его порций в долину.
По-видимому, возраст сложной россыпи охватывает значительный интервал времени от начала поступления первой порции в долину до того вроемени, когда начнётся его консервация. В этом временном интервале весьма важно различать число порций поступающего металла в россыпь, обычно соответствующее количеству эрозионных циков и этапов россыпеобразования. Возраст россыпей также определяется в процессе реконструкции размытой части коренного источника, либо непосредственно при изучении самого полезного ископаемого.
Морфология россыпей. Россыпь минералов с повышенной массой не является обособленным геологическим телом. Она не имеет чётких литолого-стратиграфических границ и определяется пока общепринятыми предельными лимитами бортовых содержаний полезного минерала. При оконтуривании морфология россыпи может иметь самую разнообразную форму в плане, не зависящую от струйчатого и косослоистого строения аллювия, а отражающую морфологию и условие залегания коренного источника. Россыпь не имеет в плане литологических границ. На сегодня принята следующая классификация россыпей, различающихся по своим морфологическм признакам: одноструйчатые, лентообразные, линзовилные, чётковидные, гнездовидные, изометричные или блямбовидные, неправильной формы, многоструйчатые, расчленённые по террасам.
17. Коренные месторождения как первоисточник россыпных полезных ископаемых.
Коренные месторождения являются главным источником формирования россыпей. Россыпника-геоморфолога в первую очередь должны интересовать следующие условия:
Формы и размеры месторождения. Формы и размеры выхода его на поверхность.
Характер вмещающих пород.
Расположение месторождения относительно элементов рельефа.
Вещественный состав месторождения.
Содержание и распространение металла в нём, форма его нахождения свободная, в виде твёрдых растворов или химических соединений, крупность зерна.
Вторичные изменения месторождения под воздействием процессов выветривания.
Образование и типы золоторудных месторождений. В настоящее время более 96 ценных минералов добывается из россыпей. Но более 70% из них – это золоторудный концентрат, поэтому в настоящем курсе мы главное внимание уделяем россыпям золота.
Золоторудные месторождения связаны с гранитоидной магмой. Золото оседает в опофизах трещинных систем вмещающих пород по мере продвижения магмы вверх по ослабленным зонам, зонам дробления, смещения – там, где магма может легко пробить себе дорогу. По мере движения вверх она внедряется во всё более холодные горизонты земной коры. Отдавая тепло, она остывает, расскристаллизовывается и переходит из пластичного состояния в твёрдое. Вмещающие породы вдоль контакта сильно прогреваются, что влечёт к изменению их структуры. Совокупность этих изменений назвывается контактовым метаморфизмом. Метаморфизм ослабевает центробежно: чем дальше от контакта, тем он слабее. При переходе в твёрдое состояние магма дегазируется и даёт начало различным горным породам кислого ряда, то есть образований богатых кремнекислотой. Твердеть магма начинает от контакта вглубь магматического тела.
Находясь в жидко-пластичном состоянии, магма содержит большое количество паров и газов. Они делают её лёгкой и подвижной. Преобладающими являются водяные пары. При застывании они выделяются в свободное состояние, давая начало горячим водам, насыщеным растворёнными минералами, различными газами, кремнезёмом и соединением металлов золота, серебра, свиныа, цинка, меди и пр. Эти вещества вместе с горячими водаи и газами проникают во вмещающие породы и там, теряя температуру и давление, кристаллизуются. При контактовом метаморфизме образуется огромное количество вышеназванных металлов, но золото устремляется вместе с водами по трещинам на большее расстояние, чем горячий контакт.
Все вышеназванные вещества и растворённое золото под большим давлением скапливаются во внутренней части магматического тела и устремляются по трещинам растяжения при образовании купола. Воды насыщенных растворов циркулируют по ним в течение всего процесса застывания магматического тела. Трещины постепенно заполняются веществами, выпадающими в осадок из термальных вод. Кремнезём выделяется в виде кварца, металлические соединения – в виде сульфидов и окислов. Так образуются гидротермальные рудные месторождения, имеющие для золота исключительное значение. Почти все золоторудные месторождения относятся к этому, гидротермальному, типу. Гидротермальные месторождения образуют три большие группы:
Гипотермальные (t° = 300-500°), образующие в наружной корке магматического тела, глубоко от поверхности Земли (Орловско-Спокойнеское рудное поле).
Мезотермальные - образуются на больших удалениях от фронта застывающего тела, уже во вмещающих породах при t° = 170-300° и на меньшем расстоянии от земной поверхности. (Колымское золото – 20-25 км от поверхности тела, Алах-Юнь – 10-15 км от коренного источника).
Эпитермальные (t°= 50-170°) – на весьма значительном удалении от поверхности магматического тела и на незначительных расстояниях от земной поверхности.
Все три типа гидротермальных месторождения связаны непрерывным рядом переходов.
Но есть тип гидротермальных месторождений, который связана и иным механизмом образования. Магма проникает на поверхность по трещинам и трубам магматических аппаратов вместе с обогащёнными полезными минералами водами. На поверхности магма образует вулканический аппарат с покровом липаритовых, дацитовых, трахитовых, андезитовых, базальтовых или фонолитовых лав вокруг него. В промежутках между извержениями на поверхность лав изливаются термальные воды. Теряя температуру и давление на поверхности они выбрасывают в осадок минеральные ассоциации, в том числе и с золотом. Затем, новое извержение перекрывает месторождение и процесс повторяется заново. Такой тип месторождений тоже называется эпитермальным, но отличается от выше охарактеризованного способом формирования продуктивной залежи.
Формы и размеры рудных месторождений могут быть трёх видов:
Выполнения тектонических трещин и пустот, представляющие собой пути циркуляции термальных вод.
Контактово-метаморфические, когда рудные растворы, проникая во вмещающие породы, образуют месторождения замещения.
Комбинированные.
Большинство месторождений гидротерсального типа чаще всего образуют жильные тела.
Влияние вмещающих пород. Золоторудные месторождения могут формироваться в самых разных породах. В магматических породах они могут формироваться в боковых трещинах, сопровождающих каналы прохождения магм. В известняках они образуют мраморы с ассоциациями с гранатами, цирконами, амфиболами, турмалином и др. Такие рудные ассоциации называются скарнами. Мелкокристаллические кварцевые агрегаты получили название джеспироидов. Контактово-метаморфические породы в глинистых сланцах, песчаниках получили название роговики. Все они часто содержат золото и являются рудовмещающими.
Расположение россыпных золоторудных месторождений относительно элементов рельефа. На процесс россыпеобразования большое влияние оказывает положение в рельефе разрушающегося коренного месторождения:
Если оно находится на поверхности водораздела.
В верховьях золоторудной речки,
В среднем её течении или
Простирание золотоносной жилы относительно долины реки её размывающей.
Взаиморасположение речных долин и залегания рудной жилы во многом зависит от геологического строения и влияния его на рельеф. Золотоносные рудные жилы, как правило, располагаются в телах, препарируемых селективной эрозией и денудацией. Непосредственной связи в расположении речных долин и золоторудных месторождений нет. Речные долины слишком не велики по размерам, чтобы определять собою направление эрозионной деятельности. Но расположение золоторудных месторождений и речных долин в большей степент зависит от факторов геологического строения. Благодаря этому можно сделать в этом отношении некоторые обобщения.
В обычных золоторудных районах площадь дна речной долины во много раз меньше, чем площадь разделяющих их водораздельных возвышенностей. Поэтому вероятность расположения золоторудных месторождений в пределах водораздельной возвышенности гораздо больше, чем на дне речной долины. Это положение часто усугубляется тем обстоятельством, что золоторудные месторождения обычно локализуются в более прочных породах к размыву, которые не попадают в сферу эрозионной деятельности.
Так, например, гранитные массивы, расположенные в толще осадочных пород, обычно выдаются вместе со своей контактной зоной как крупные положительные формы рельефа, слагая как второстепенные, так и главные водоразделы. Золоторудные месторождения, локализующиеся в пределах подобных массивов и их контактных зон (контактово-метоморфические, гипотермальные и отчасти мезотермальные), имеют все основания быть расположенными в пределах водораздельной возвышенности, а не на дне речной долины. При этом сам гранитоидный массив только начинает обнажаться и занимает небольшую площадь, представляя наиболее благоприятные условия для раскрытия золотоносных жил. Они обычно выдаются в рельефе в виде отдельных ориентированных возвышенностей в виде грив и гряд. Именно с них берут начало текущие радиально относительно гранитоидного тела ручьи и речки, являясь золотоносными от самых своих верховий. Если гранитный массив вскрыт уже глубоко и вскрыша занимает большую площадь, а водораздельная линия проходит в середине массива, то и более благоприятная для локализации золоторудных жил его периферическая часть в контактовой зоне пересекаются текущими с массива реками в их среднем течении.
При внедрении гранитного тела в более древнюю магматическую породу контактные зоны, обогащённые полезным концентратом, оказываются более стойкими к разрушению, нежели сам гранит. В этом случае контактная зона интрузии может слагать местный водораздел в виде кольцевого хребта (вала), и текущие с неё реки могут быть золотоносными с самых своих верховий.
Когда молодая и активная гранитная интрузия расположена среди не менее стойких, чем она, пород (гнейсы, магматические породы), то она не выдаётся в рельефе, и золоторудные жилы не обнаруживают какой-либо связи с рельефом.
Мезотермальные золоторудные месторождения обычно локализуются в некотором удалении от гранитоидных массивов (иногда и до 60 км), и для них можно наблюдать весьма разнообразное расположение относительно элементов рельефа. Если осадочная толща, вмещающая месторождение, сложена породами равномерной прочности к разрушению, то месторождения располагаются безразлично по отношению к элементам рельефа: то на дне долины, то на водораздельной возвышенности, то в верховьях ключей и ручъёв, то в их среднем или нижнем течении.
При развитии среди глинистых сланцев небольших пластов или даек более прочных пород, благоприятных для локализации месторождений, также наблюдается безразличное отношение к элементам меза-рельефа расположение последних, поскольку прочные породы не обладают в этом случае достаточной мощностью, чтобы отразиться в меза-рельефе. Они могут формировать лишь элементы структурного микрорельефа. Есло же прочные породы обладают большой мощностью и достаточной монолитностью, чтобы формировать водоразделы, то текущие с них ключи обычно золотоносны не от самых своих верховий, а от контактной зоны интрузивных тел с вмещающими породами.
Эпитермальные месторождения второго рода тоже имеют тенденцию располоагаться в верховье ключей. Обычно они сосредоточены вблизи центров вулканических извержений. Первичная поверхность вулканических покровов и потоков имела общий наклон от краеих центров во все стороны, благодаря чему при последующем размыве ее проточными водами вулканической жерловины имели все шансы для того, чтобы сохраниться в качестве местных узлов, с которых ключи текут в разные стороны. Примеры таких ситуаций можно найти в Дальневосточном вулканическом поясе.
Весьма благоприятное на характер россыпей может оказать продольное или поперечное расположение рудоносных жил относительно речных долин. По отношению к слоистости вмещающих пород рудные жилы могут быть разбиты на три группы. Они могут быть секущими, согласными и плвстовыми.
Секущие жилы располагаются под разными углами к простиранию пластов горных пород. Согласные жилы имеют то же простирание, что и пласты вмещающиж пород, но другой угол падения. Подобные жилы пользуются очень большим распространением. На некоторых своих отрезках они превращаются в секущие, делаясь далее вновь согласными. Пластовые жилы имеют одинаковое с вмещающими породами и падение, и простирание. Они особенно характерны для метаморфических пород (гнейсы, сланцы и пр.), хотя встречаются и в нормально осадочных породах. Пластовым жилам характерно чётковидное строение рудных тел.
Речные долины по отношению к простиранию дислоцированных слоистых пород также разделяются на продольные, поперечные и диагональные. Там, где речная сеть согласована с геологической структурой района, преобладают продольные участки долин, соединяющиеся между собой значительно более короткими поперечными притоками. Так как пластовые и согласные жилы пользуются бо'льшим распространением, чем секущие, то в продольных участках долин жилы чаще вытягиваются вдоль них. В поперечных же участках пересекают их под углом, чаще всего под прямым. Секущие жилы могут пересекать под любым углом как продольные, так и поперечные долины. Диагональные долины обычно секутся жилами под косым углом. Что касается жил, расположенных в массивных породах, то они могут находиться в любых соотношениях с речными долинами. О влиянии выше исследованных ситуаций на морфологию россыпей будет рассмотрено далее по тексту.
18. Эволюция рельефа и образование россыпей
Полезные ископаемые россыпей в своих первичных, коренных месторождениях, генетически связаны с проявлением магматической деятельности после завершения образования складчатых поясов. Для этих областей характерен горный рельеф. Поэтому большинство россыпных месторождений располагаются в гористых местностях, а не на равнинах. Установлено, что рельеф горных стран с умеренными относительными высотами и с преобладанием в рельефообразовательном цикле нисходящих денудационных процессов представляет для россыпника наибольший интерес.
В результате долговременного выветривания, если продукты его деятельности не удаляются процессами денудации, то может накопиться мощный слой элювия, под которым процессы выветривания прекратятся. Однако, в горных районах продукты выветривания всегда удаляются, перемещаясь вниз по склону. Защитный слой элювия становится тоньше и процесс выветривания коренных пород, таким образом, продолжается. Под влиянием постоянно действующего поля силы тяжести разрыхлённый материал перемешанный с тяжёлыми металлами перемещается вниз по склону и скапливается в прибортовых частях эрозионных долин. Здесь склоновое движение прекращается, так как материал достигает базиса денудации. Таким образом, для каждой возвышенности местным базисам денудации является подножье склона, то есть уровень поймы прилежащей к склону долины. Накапливающиеся в бортовых частях долин коллювиальные массы остаются здесь неподвижными некоторое время. Затем, благодаря горизонтальным передвижениям русел рек по днищу долины, они вступают в сферу деятельности эрозионно-аккумулятивных процессов. Каждая река, особенно крупная, непрерывно перемещает вниз по течению колоссальные массы аллювия, который, в конце концов, этот материал выносится за пределы горной страны. Конечным пунктом назначения этого материала является морской бассейн, являющийся общим базисом эрозии.
Таким образом, совокупная работа процессов выветривания, склонового перемещения и аллювиального выноса приводит к непрерывному снижению общего уровня горной страны. Помимо этих деструктивных процессов им сопутствуют и другие второстепенные агенты преобразования и консервации вещества: деятельность ветра, ледников, работа морского прибоя и др. Совокупность всех деструктивных сил в условиях тектонического покоя приводит, в конце концов, к выравниванию рельефа и образованию на месте горной страны пенеплена или педиплена. Его поверхность является конечной фазой развития рельефа горной страны. Периоды стояния пенепленов тектонически неподвижными исчислюетя десятками миллионов лет. Их длительность либо соизмерима с периодом горообразования или охватывает много больший промежуток геологического времени, чем мгновение горообразовательного ритма.
Весь цикл образования горной страны и её денудации может быть представлен в виде следующих поступательных фаз взаимодействия эндо- и экзодинамических процессов:
Поднятие страны – резкое понижение базиса эрозии.
Усиление эрозионной деятельности – углубление речных долин и понижение базиса денудации водораздельных пространств.
Усиление денудационных процессов под влиянием понижения базиса денудации – уменьшение защитного слоя коры выветривания на поверхности коренных пород.
Усиление процессов выветривания – проникновение их во всё более глубокие горизонты земной коры.
Процесс выветривания сопровождается поставкой материала кор выветривания в денудационный поток.
Процесс денудации поставляет материал для транспортирующей работы водных потоков и вместе с выветриванием непрерывно снижают высоты водораздельных пространств.
Процесс эрозии – вынос материала за пределы грной страны.
Прогрессивное снижение высоты и контрастности рельефа горной страны и превращение её в пенеплен.
Этап преобладания денудации над эрозией является благоприятствующим для образования россыпей.
19. Классификация россыпей
В настоящее время существует несколько классификаций россыпей. Б.А.Билибин, занимаясь в основном молодыми россыпями неоген-четвертичного возраста, предложил свою гентическую классификацию. Она основывается на положении россыпей относительно коренного месторождения: перемещённые и неперемещённые. Для перемещённых россыпей классификация основывается на процессах, которые обусловили перемещение полезного концентрата. Эти же процессы обычно обуславливают и положение россыпи относительно элементов рельефа земной поверхности. На основании этих признаков россыпи могут быть подразделены на следующие генетические категории:
1. Элювиальные, залегающие на месте образования, вследствие разрушения и разрыхления верхней части коренного месторождения.
2. Делювиальные – смещённые вниз по склону массы элювиального материала. Резких границ между первыми и вторыми нет.
3. Коллювиальные – образующиеся в основании склона в прибортовых частях речных долин там, где делювиальный поток останавливается. Иногда колювий залегает на поверхности аллювиальных накоплений.
4 Аллювиальные россыпи залегают в речных долинах. По отношению русла в долине аллювиальные россыпи подразделяются на 4 типа:
а. русловые, залегающие в самом русле,
б. косовые, залегающие на галечниковых осерёдках, косах и отмелях,..
в. долинные россыпи, залегающие на дне долины, независимо от положения в ней русла,
г. террасовые россыпи, залегающие на террасах и террасоувалах.
5. Дельтовые, озёрные и лагунные россыпи образуются за счёт выноса обломочного материала водными потоками и накопления металла в дельтах, лагунах, озёрах.
6. Береговые россыпи – морские и озёрные. Они образуются путём переноса и накопления обломочного материала вдоль береговой линии в условиях прибоя и вдоль береговых течений. Продуктивный материал формируется за счёт абразии берегов, и выноса речного материала. Дельтовые и береговые россыпи морут содержаться и в террасовых комплексах.
7. Морские россыпи могут формироваться в мелководной морской среде за счёт подводных течений.
8. Шельфовые россыпи – россыпи речных долин и береговой зоны, находящиеся сейчас на шельфе в подводном состоянии.
9. Ледниковые россыпи располагаются в горных районах в моренных комплексах.
10. Водно-ледниковые россыпи формируются подлёдными реками и маргинальными каналами.
Н.А.Шило (1985) выделяет ещё один тип несортированных россыпей – делювиально-солифлюкционный. Он является арктическим аналогом делювиальных, включающих в себя всё разнообразие склоновых россыпей.
Элювиальные, делювиальные и ледниковые россыпи относят к не сортированным, в то время как все остальные в процессе накопления претерпели сортировку в водной среде.
Сортированные россыпи в вертикальном разрезе состоят из трёх горизонтов: торфов – необогащённых полезным металлом пород, пласта или песков – содержащих россыпной концентрат и плотика – коренного ложа россыпи.
Иногда в аллювии бывает несколько горизонтов песков, разделённых торфами. По мощности, длине и ширине россыпи подразделяются на простые и сложные. Россыпи ещё подразделяются на рыхлые (молодые) и сцементированнфе или древние. Они также подразделяются по геологическому возрасту на ископаемые (протерозойские и палеозойские), древние – мезозойские и молодые – кайнозойские.
20. Процессы выветривания коренных месторождений и образование элювиальных россыпей
Процесс выветривания коренных пород включает в действие механизма все коренные источники рудных и нерудных полезных ископаемых. Он включает в себя два механизма: физическое и химическое выветрвание.
Процесс физического выветривания заключается в том, что коренная порода, попадая в зону соприкосновения с атмогидросферой оказывается в совсем иных условия среды и становится не устойчивой к ней и начинает распадаться на фрагменты по системам трещин и микротрещин. Они подвергаются прогрессивному измельчению и формированию фрактолитовой (крупные обломеи), сапролитовой (мелкие обломки) или глинистой коры выветривания. Чем мельче материал, тем он устойчивее к данным физическим условиям среды. Главными факторами физического выветривания являются температурное и морозное измельчения материала.
Процесс химического выветривания заключается в том, что коренная порода, попадая в зону окисления среды земной коры под воздействием атмогидросферы, оказывается неустойчивой в условиях новой химической реальности. Она вступает с ней во взаимодействие, претерпевая ряд изменений в своём химическом составе. Происходит преобразование первичных минералов во вторичные, устойчивые в новых условиях. Измельчаясь в процессе физического выветривания, рыхлый материал становится всё более доступным для химического выветривания. Важнейшими факторами химического выветривания являются поверхностные и подземные воды, температура, благоприятная для прохождения реакций, дефляция и уклоны рельефа, необходимые для удаления продуктов выветривания.
Вторичные изменения коренных месторождений и злювиальное россыпеобразование. В результате воздействия внешней активной среды на пассивную среду верхних горизонтов земной коры образуется несколько зон вторичных изменений. Они располагаются параллельно дневной поверхности и отображают зональное снижение активности химических процессов преобразования коренного местрождения.
Верхняя зона – зона выщелачивания. Здесь происходит растворение всех мало стойких химических элементов и рудных минералрв и вынос продуктов растворения в более глубокие горизонты. Остаются нерастворёнными лишь самые стойкие минералы: кварц и барит. Этот процесс тождественен образованию подзолистого горизонта в почвоведении.
Средняя зона – зона окисления. В ней минералы из сульфидных соединений превращаются в окислы и соли кислородных кислот. Вынос золота здесь ограничен. Обогащение происходит за счёт вынесенного металла из зоны выщелачивания.
Нижняя зона – зона цементации, или зона вторичных сульфидов. Происходит выделение из растворов металлов, вынесенных из верхних горизонтов. Здесь поверхностные воды теряют свои окислительные свойства. Выделение металлов происходит по схеме вторичных сульфидов. Верхняя граница зоны цементации совпадает с постоянным уровнем грунтовых вод. Ниже зоны цементации располагается поверхность коренных пород и первичных руд.
Глубина проникновения зон вторичных изменений сильно варьирует в зависимости от глубины проникновения по открылвм трещинам грунтовых вод. Максимальные мощности вторичных изменений отмечены до глубин 600-800 м от поверхности. Они располагаются во влажных тропиках на юге Азии и в Африке. Но бывают места плохой дренированности, где поверхность первичных руд залегает на нескольких метрах от поверхности. Нижняя зона – зона цементации более предсказуема, так как совпадает с зеркалом грунтовых вод.
В результате этого процесса и выноса лёгких продуктов выветривания возникают условия естественного обогащения металлом или его химическим соединением происходит естественное обогащение даже бедных руд и образование элювиальных россыпей. Элювиальные россыпи в районе коренных месторождений встречаются достаточно часто (рис. 20-1, 20-2, 20-3).
21. Делювиальный (склоновый) процесс и россыпеобразование
Изучая множество источников информации по россыпному делу, я пришёл к выводу, что под термином «делювий» россыпники пониают любой слой рыхлого материала движущегося по склону между коренным источником и промежуточным или конечным аллювиальным коллектором. Мы также будем придерживаться именно этого значения термина исключительно для удобства понимания механизмов россыпеобразования.
Процесс делювиальной денудации для россыпника представляет тройственный интерес. Во-первых, эти процессы перемещают металлоносный обломочный материал от коренного источника к долинам рек. От характера этого переноса во многом зависит характер аллювиальной россыпи. Во-вторых, делювиальные образования сами могут содержать промышленные концентрации металла. В-третьих, металлоносные делювиальные образования – это путь, который ведёт поисковика от аллювиальной россыпи к коренному источнику. Только хорошо разбираясь в строении делювия и процессе его динамики, поисковик может быть уверен в том, что его поиски коренного месторождения в любых условиях увенчаются успехом.
Если во многих случаях трудно провести границу между коренными породами и элювием, то ещё менее определённа граница между элювием и делювием. В делювии, подобно элювию, протекают процессы выдувания, выщелачиванияи вымывания. Последнее протекает тем быстрее, чем круче склон. Перемещение материала в делювии протекает несравненно интенсивнее, чем в элювии. Перемещаясь по склону, он находится в постоянном движении.
Перемещение делювия по склону обуславливает его несовершенную слоистость. Если на склоне имеется выход контрастной породы (рудная жила), то от неё вниз по склону тянется шлейф продуктов выветривания. Вблизи выхода – это крупные обломки, плотно прилегающие друг к другу. Вниз по склону они заметно уменьшаются в размерах и разубоживаются в концентрации. Образуется некий слой. Он перекрывается продуктами разрушения вышележащих пород. По мере продвижения вниз этот слой теряет свою индивидуальность, перемешиваясь с посторонним обломочным материалом (Рис. 21-1)
Делювиальные россыпи. Делювиальные россыпи промышленного значения встречаются гораздо реже элювиальных. Несмотря на это, поисковику приходится с ними встречаться достаточно часто, так как именно при делювиальном переносе производится размельчение рудного концентрата и высвобождение из него металла, без чего невозможна концентрация его в аллювиальной россыпи.
Форма делювиальной россыпи и распределение в ней металла очень сильно зависит от морфологии коренного источника и расположение жилы относительно склона. Если это небольшое гнездо, то форма россыпи напоминает хвост или узкий раструб, расширяясь как в горизонтальном, так и в вертикальном срезе. При пологом склоне раструб расширяется больше, а при крутом незначительно. Определив границы россыпи по трём-четырём профилям, можно экстраполтровать её форму и выйти на коренной источник (Рис. 21-2).
Благодаря непрерывному перемешиванию делювия при его перемещении по склону, золото или касситерит, заключённые в делювиальной россыпи, подвергается обработке. Зёрна золота оглаживаются, обминаютя, обжимаются, расплющиваются. Чем выше по склону расположен коренной источник, тем больше процент таких «окатанных» золотин может присутствовать в коллювии подножного шлейфа. И, наоборот, при расположении месторождения вблизи подножья склона в коллювии присутствуют исключительно неокатанные, угловатые частицы рудного вещества.
Разработка элювиально-делювиальных россыпей по времени обычно предшествует разработке коренных месторождений, так как почти каждое коренное месторождение сопровождается такими образованиями. Но при этом, не каждая элювиально-делювиальная россыпь является промышленной. Большинство из них вырабатывается попутно с разработкой коренного месторождения.
Одной из наиболее известных элювиально-днлювиальных россыпей являетсяются россыпи Западной Австралии. Их образование шло двумя последовательными этапами. Первый заключался в интенсивном и глубоком химическом выветривании самих золоторудных жил и изверженных рудовмещающих пород метаморфических сланцев с развитой в них контактово измененной рудовмещающей зоной. Выветривание шло в условиях аридного климата до конечной стадии и привело к образованию золоторудных латеритов. Второй этап связан с резким изменением климата с преобладанием физического выветривания. Золотоносные порожилки превратились а элювий до глубины 25-60 м, состоящий из щебня и пыли. Ввиду отсутствия там воды процессы обогащения элювия золотом протекало за счёт дефляции и выноса пыли. При этом тонкие частицы золота под действием силы тяжести перемещались вниз по трещинам, благодаря чему процесс обогащения распространился вниз до глубины 30 м. Добыча золота на этом месторождении проистекает путём провеивания латеритной коры выветривания. Шлейф золоторудного концентрата распространился до 300 м от выхода золото-кварцевых жил, представляя пример эллювиально-делювиальных россыпей с содержанием золота до 60 г/мі.
Промышленные элювиально-дел.виальные россыпи наблюдаются во Французской Гвиане в Южной Америке, в Южных Аппалачах в Северной Аменике, платиноносные россыпи Урала, в районе Золотой горы в хребте Токурингра Зейского района Приамурья, в Аллах-Юньском районе Яно-Индигирского междуречья и в Колымской золоторудной провинции.
22. Делювиально-солифлюкционные.
Данный тип россыпей является арктическим аналогом делювиальных россыпей и распространён в перигляциальном климатическом поясе. Отличительной особенностью делювиально-солифлюкционных россыпей является отсутствие в них заметных концентраций рудного вещества, даже в тех случаях, когда они вовлекают в склоновое перемещение металлоносный элювий богатого месторождения. Такое распределение рудного вещества определяется самим процессом солифлюкции. Она препятствует дифференциации вещества на рудные и породообразующие минералы. Процесс накопления полезных компонент в приводораздельных прострпнствах сопровождается их рассеиванием в делювиально-солифлюкционном потоке. Он подавляется интенсивным перемешиванием рыхлого материала, обогащённого глинистой фракцией. Отделение рудного вещества тормозится ещё и особым характером физического и химического выветривания. По склонам в долины водотоков, где происходит их вскрытие, рудные минералы транспортируются заключёнными в материнской породе. Структуру водораздельного и склонового фациального комплекса россыпей хорошо представляет рис.22-1.
На нём показаны водотоки, размывающие рудное тело, представленное дайковоыми, кварцево-жильными рудными телами и прожилковыми зонами, обеспечивающими рудным материалом аллювиальные россыпи. Делювиально-солифлюкционные содержат лишь наиболее лёгкую фракцию шлихового комплекса. Это обстоятельство позволяет проследить весь путь транзита рудного вещества вниз по склону в направлении к аллювиальной артерии. В вертикальном разрезе склоновых отложений в пределах рудного поля наблюдается неравномерное распределение рудного минерала. Около рудных тел оно находится только в элювии. Но по мере удаления от них рудное вещество в средних, а у основания склона и в верхних слоях склонового материала. Максимальная удалённость перемешанного материалпа наблюдается уже в нескольких десятках метров от коренного источника. Россыпеобразующий минерал крупных фракций уже присутствует на глубинах 0.7-1.0 м от поверхности в цементирующем щебнистую фракцию в суглинистом материале. Мелкие фракции встречаются ещё выше: в слое 0.2-0.8 м.
Таким образов, делювиально-солифлюкционный поток, характерный для рудных полей перигляциального климата, с одной сороны разубоживает концентрацию коренного месторождения, а с другой – является транзитёром россыпных минералов в долиы рек, питающим аллювиальные россыпи.
23. Аллювиально-пролювиальный и коллювиальный процесс эрозии коренных месторождений горными речками, ключами и россыпеобразование.
Металлоносный аллювий, пролювий и коллювий, накапливающийся в верховьях самых малых водотоков, является первичным промежуточным коллектором для образования аллювиальных россыпей, возникающих уже в сформированных речных долинах гораздо ниже по течению. Поэтому, для того, чтобы понять механизм образования и строение аллювиальных россыпей необходимо создать представление о режиме горных речек и ключей и переносе ими обломочного материала, а также рассмотреть закономерности развития речных долин. Среди главных факторов функционирования малых первичных водотоков наибольшее значение представляют следующие из них: а) весеннее снеготаяние, б) летние дожди, в) оттаивание склоновых льдов, наледей и вечной мерзлоты, г) выходы грунтовых вод, д) испарение, е) карст, ж) циркуляция воздуха в трещинах и карстовых полостях.
Все выпадающие в этих районах осадки претерпевают следующие преобразования: а) испарение, б) просачивание вглубь и в) сток. Испаряющаяся часть баланса теряется в атмосфере. Просачивающаяся часть, циркулируя в качестве грунтовых вод, через 4-5 лет попадает в речные бассейны. Эта часть воды обеспечивает речкам и ключам бесперебойное функционирование, невзирая на состояние погоды и значительно смягчает эффект засушливых и влажных периодов. Та часть осадков, которая стекает в водотоки прямо по поверхности, составляет основной источник их питания, находящийся в тесной зависимости от погодных условий.
Такой динамический режим жизни малых водотоков, дренирующих делювиальные склоны в пределах рудных месторождений, обеспечивает поставку россыпного полуфабриката в речные артерии и обеспечивает россыпи бесперебойным питанием материалом делювиальных шлейфов.
24. Гетерогенные россыпи
Развитие делювиального процесса завершается флювиальной переработкой материала склоновых отложений в ложбинах стока, распадках, горных ручьёв и речек. Их россыпные коллекторы могут рассматриваться как эмбриональные формы аллювия. Они являются вершиной аллювиального процесса. Для таких россыпей характерен слабо обработанный разнообразный обломочный материал. В перигляциальном поясе он сцементирован глигисто-суглинистым и биогенно-коллоидным веществом. Этот вид делювиально-солифлюкционно-аллювиальных россыпей характерен для всех акктических регионов, но роль их в общем балансе запасов весьма незначительна. Их география охватывает Северо-Восток России, Сибирь, Полярный Урал, Забайкалье и др.
Здесь рыхлые отложения верховий долин и ручьёв образуют двухярусный разрез. Его нижняя часть представлена делювиально-аллювиальными отложениями, в которых значительную часть слагают не окатанный щебнистый материал. В них встречаются значительные концентрации слабо окатанного рудного минерала. В верхней части разреза залегают делювиально-солифлюкционные отложения. Высокие концентрации рудных минералов в этих отложениях определены тем, что распадок вскрывает рудную зону с повышенной эрозионной податливостью, вследствие чего он легко образует вдоль неё свою долину. Рассматриваемые россыпи занимают промежуточное положение между типичными делювиальными, делювиально-солифлюкционными и аллювиальными. Для них характерны черты всех выше названных групп.
Таким образом, если солифлюкционно-делювиально-аллювиальные россыпи являются начальной стадией образования аллювиальных россыпей, то аллювиально-делювиальные представляют конечную стадию их эволюции.
25. Аллювиальные россыпи
Рассмотрение аллювиального процесси и связанного с ним россыпеобразование основано на физическом взаимодействии отдельных компонент трёрдого вещества с водой как главным членом системы. В ходе преобразований обломочный материал в долно-аллювиальной среде осуществляется концентрация рудных минералов, достигающая при определённых гидродинамических условиях промышленного содержания в пласте. Главным фактором формирования ореолов рассеивания рудного вещества в ходе аллювиального процесса является физическое, гидродинамическое и литогенетические явления. Это существенно отличает аллювиальное россыпеобразование от делювиального и элювиального, где ведущими являются геохимические процессы. И именно их характер определяет скорости и особенности концентрации рудных минералов.
С учётом этих замечаний можно остановиться на наиболее ярких чертах содержания рудных минералов речных отложений. Всё нижесказанное может быть распространено на золото, платину и минералы близкие к ним по величине гипергенной устойчивости, а наиболее общие – на все россыпеобразующие минералы.
Аллювиальные россыпи по месту образования в долине подразделяются на а) плотиковые или щёточные, б) русловые, в) косовые и г) долинные.
Щёточные россыпи. К ним относят россыпи с концентрацией полезного минерала в трещинах коренных пород, обнажающихся в зоне прирусловых отмелей. Эти россыпи отражают совершенно определённую геоморфологическую обстановку развития речной сети и формирования аллювиальной толщи. Они встречаются на перепадах, в зоне передового фронта врезания, где эрозионная деятельность рек по тем или иным причинам замедляется. В этом случае изменение динамической силы водного потока сразу же сказывается на концентрации минералов. Осаждаются наиболее тяжёлые. В последствие щёточные россыпи могут быть перекрыты аллювием. Тогда щёточные россыпи преобразуются в косовые и русловые
Русловые россыпи. К русловым россыпям можно отнести не перекрытие речными отложениями продуктивный аллювий пристрежневой части русла, совмещённый с плотиковой зоной. Аллювий находится в сфере действия водного потока. Россыпи образуются в инстрвтивную фозу врезания реки в коренное ложе. Для руслоых россыпей характерно накопление минералов в плотиковой фации и частичное их рассеяние в надплотиковом аллювии. Здесь концентртруется наиболее крупные минералы и содержатся наибольшие его концентрации.
Косовые россыпи. К косовым россыпям сначала относили металлоносные отложения прирусловых отмелей. Они образуются за счёт переносимых во взвешенном состоянии мелких чешуек тяжёлых металлов. Дальнейшие исследования показали, что в таких россыпях крупность тяжёлого минерала превосходит средний размер зёрен относимых к классу мигрирующих в водном потоке. Здесь он передвигается волочением и перекатыванием по дну. Этим объясняется отсутствие косовых россыпей, связанных с пойменными и старичными фациями, которые слагаются материалом, передвигающимся во взвешенном состоянии. Для косовых россыпей характерны низкие содержания металла, представленного мелкими фракциями, состоящими из уплощённых частиц.
Долинные россыпи. В настоящее время долинными россыпями принято считать продуктивные отложения аллювия, залегающие в районах рек и ручьёв, которые отделены от современного русла аллювиальной толщей, включающей пойменную и старичную фации. Говоря иначе, под долинными россыпями необхлдимо понимать россыпи, содержащиеся в пойменных террасах. На территории России и стран некогда в нё входящих металлоносные аллювиальиые месторождения распределяются следующим образом: русловые – 0,1%, долинные – 55,4%, террасовые – 44,5%.
Сложная эволюция речной сети горных стран сопровождается формированием долинных россыпей, различающихся между собой строением, генезисом слагающих пород, условиями залегания и т.д. Всё это обусловлено процессом обособления долинных россыпей от русловых, из которых они развиваются. В то же время сам процесс обособления весьма сложен и не может быть сведён лишь к формрованию пойменных фаций.
В россыпных провинциях горных поясов, переживающих этап молодых тектонических поднятий, обособление долинных россыпей от русловых часто происходит в результате накопления русловых фаций. Это происходит в тех случаях, когда русловые фации составляют основной элемент аллювиальной свиты. Такая разновидность россыпей является наиболее распространённой. Она принимает участие в строении главных аллювиальных месторождений золота и платины, касситерита и циркона. Подобными чертами обладают долинные россыпи уникальных, большинства крупных и среднеразмерных месторождений. Это объясняется тем, что в процессе обособления долинных россыпей от русловых важную роль играет положение гидросети в той или иной физико-географической обстановке. В криогенной зоне, где перигляциальные процессы осадкообразования подавляют другие типы литогенеза, обособление долинных россыпей может происходить за счёт неаллювиальных отложений. К наиболее распространённым их представителям можно отнести солифлюкционные образования. Они могут перекрывать поймы многих водотоков, особенно в глубоковрезанных долинах, имеющих небольшие размеры.
В высоких широтах Земли получила распространения вторая разновидность россыпей этого типа. Это преимущественно малые объекты, и заключённые в них запасы составляют небольшую часть запасов долинных россыпей этих же районов. Такие месторождения есть в Яно-Колымском горном поясе, Канаде и Аляски.
Во многих горных странах обособление долинных россыпей от русловых происходит в стадию флювиальной аккумуляции, в условиях нарушения обычного хода эрозионной деятельности водотоков, в формирующихся прогибах, в перигляциальных и гляциальных областях. Подобное образование россыпей подчиняется сложной тектоно-геоморфологической эволюции горных поясов и физико-географической обстановке, контрасно изменяющейся во времени и от места к месту. Поэтому данная разновидность поссыпей встречается, хотя и реже двух предыдущих, но не является исключением и известна в бассейнах рек Лены и Северо-Востока России, на Аляске, Урале и др. областях. Поскольку этот тип долинных россыпей мало изучен, есть перспектива обнаружения подобных образований и в более широкой географии планеты.
Таким образом, долинными россыпями следует считать все продуктивные отложения, залегающие в поймах водотоков, отделяющихся от русловых, выполняющих долину, рыхлой толщей (Рис.25-1, 25-2).
Долинные россыпи прекращают своё существование лишь в стадию, когда одна часть их металла переотлагается во вновь образующиеся русловые россыпи, а другая остаётся на месте в период, когда пойма превращается в террасу.
В различных рудных провинциях Мира, особенно в горных поясах, наблюдается большое разнообразие долинных россыпей. Среди них выделяются россыпи эрозионных долин, обладающими следующими свойствами: а) с нормальной мощностью аллювия, б) долин с избыточной мощностью аллювия, в) областей древнего оледенения и г) связанные с иными разновидностями россыпей, проявляющихся в зоне перехода от гляциального пояса к областям развития других типов литогенеза – аридного или гумидного.
Образование промышленного пласта. Вся работа по исследованию россыпей, в конце концов, должна привести к ответу на единственный вопрос: как образуется промышленный пласт?
Пласт промышленных россыпей состоит из трёх элементов: а) нижняя часть гравийно-галечтикового слоя, перекрывающая плотиковый аллювий; б) собственно плотиковый аллювий или главная его часть; в) подстилающий плотиковый аллювий щебень коры выветривания коренных пород, сменяющийся зоной трещиноватых пород. Промышленный пласт, представленный обломочными породами, представляет собой двух- или трёхкомпонентную смесь из грубообломочных, гравийно-галечных и щебнистых пород, сцементированных песчано-глинистыми материалом в умеренном климате и илистом – в арктическом.
Из анализа приведённых рисунков следует, что промышленный пласт образуется в динамических условиях, не только инстративного и перстративного, но и, реже, констративного типов.
Таким образом, пласт образует система, состоящая не только из пород разных фракций, но и из отложений, относящихся не к одному времени образования. Каждый член системы, независимо от места в разрезе может относиться к разным динамическим фазам. Такие условия характерны для динамических условий горных рек.
26. Террасовые россыпи.
В различных металлогенических провинциях террасовые россыпи играют далеко не одинаковую роль в образовании месторождений. В одних случаях они содержат основную часть запасов, а в других имеют второстепенное значение. Но есть одна общая закономерность: количество запасов уменьшается, согласно возрастания порядкового номера террасы относительно днища, ввиду сокращения их площадей вверх по склону. Поэтому кажется вполне естественным, что основная часть запасов (более 75%) связана с I и с II надпойменными террасами. Причём в первой находится почти половина – 40,9% запасов аллювиальных россыпей и 18,2% от всех запасов россыпного металла. Более 90% запасов россыпей сосредоточено в первых трёх террасах, тогда как остальные содержат менее 10%. В то же время на IV террасу приходится 71,4% этого количества. Такое распределение запасов россыпного металла в террасовом аллювии объясняется действием экзодинамических процессов в междуречных пространствах (Рис. 26-1).
Значение террас в формировании россыпных месторождениях не исчерпывается долей заключённых в них запасов. Более важна их другая функция – участие в образовании долинных россыпей, когда при аллювиальном, делювиальном или солифлюкционном разрешении их полезные ископаемые переотлагаются во вновь формируемве долинные россыпи. При этом переотлагаемые материалы находятся в свободном состоянии, а их поведение в водном потоке полностью определяется гидродинамикой среды и физическими свойствами рудного вещества. Следовательно, образование долинных россыпей из вещества террас – процесс сложного эволюционного их развития. Он связан с проблемой террасообразования: взаимообношением климатических и тектонических ритмов.
Россыпи платформенных террас характерны для крупных рек, но реже встречаются и в долинах небольших водотоков. В подавляющем большинстве случаев они связаны с низкими надпойменными террасами, особенно формирующимися в районах молодого вреза речной сети. Причина этого в том, что устанавливающееся в предшествующий этап эволюции речной сети равновесие между эрозией и склоновой денудацией обычно нарушается медленней, чем происходит врезание водотоков.
Россыпи платформенных террас по Н.А.Шило (1985) представлены двумя разновидностями: первая связана с террасами, имеющми цоколь из коренных пород, вторая – с террасами аккумулятивными.
Россыпи аккумулятивных террас на платформах известны во многих рудных районах мира. Они формируются вслед за этапом аккумуляции отложений и залегают на поверхности коренного ложа долины и являются по генезису долинными. По сути дела, они залегают в цоколе вышележащих аккумулятивных террас.
Террасовые россыпи горных стран тоже характерны для всех рудных районов. Мощность аллювия на низких террасах обычно нормальная или близка к ней. С высокиз террас часть аллювия удалена склоновыми процессами. В горах на речных террасах выше 20м аллювий сохраняется лишь в углублениях плотика. Иногда отмечается металлоносность лишь самого плотика. Но, по больщей части, и плотик страдает от денудации, а рудный концентрат оказывается снесённым на дно долины. Часть террасового аллювия бывает уничтожена боковой эрозией при формировании более низких террас и поймы (Рис.26-1).
На геоморфологических картах россыпных районов отчётливо видно, что площади пойм больше, чем площади любой из древних террас (Рис.26-2). Но бывают и исключения. Так 100-метровая терраса рек Шилки, Аргуни и других рек бассейна Амура выше Хабаровска превышает ширину пойм. Ширина этой террасы достигает 2-5 километров. Похожую картину можно наблюдать и в средней части бассейна р.Катунь на Алтае.
При нормальной мощности террасового аллювия распространение в нём полезных компонент наблюдается у «спая» - места сочленения толщи аллюаия с коренной частью склона. Разработки террасовых россыпей менее удобна, чем пойма, так как на добычу из них концентрата требуются дополнительные затраты на подачц воды для гидромонитора.
27. Россыпи древнего аллювия, залегающего в современных долинах и террасоувалов.
Террасоувалами называются пологосклонный рельеф долин и междуречий (до 10-12°), связанный с денудационными процессами нивелировки террас древней и современной гидросети. Россыпи террасоувалов связывают с процессом денудационо-аккумулятивной деформации террасового ряда склонов. Террасовые россыпи в процессе развития долины рано или поздно попадают в область интенсивного действия склоновых процессов. Одни из террас, имеющие форму узких и менее выраженных ступеней, быстро уничтожаются. Другие в сильно разрушенном и деформированном виде продолжают сохраняться. Склоновая деформация россыпей обусловлена в основном климатическими процессами, протекающими на фоне нисходящих тектонических движений земной поверхности.
В гумидном поясе в области тропического и субтропического влажного климата деформация террасовых россыпей выражается в интенсивном размыве, протекающем тем активнее, чем выше над тальвегом поднята россыпь. Преобладающими процессами разрушения древних металлоносных террас являются плоскостной смыв и оползнеобразование. В поясе умеренно влажного климата террасовые ряды деформируются под действием делювиальных процессов, образования оврагов, тектонических движений и др. В перигляциальном климатическом поясе высоко поднятые над тальвегом террасовые россыпи активно разрушаются процессами солифлюкции. При этом важное значение приобретает не только высокое положение террас, но и экспозиция склонов, на которых они развиты. Обычно солифлюкция более активизируется на склонах южной экспозиции. Здесь наблюдается планиформиый процесс консервации террас. На этих склонах террасы перекрываются плащом делювиально-солифлюкционных отложений, что приводит к прекращению их уничтожения. Наглядной иллюстрацией могут служить разрезы террасовых россыпей на рис. 27-1.
Иногда остаточный аллювий обнаруживается на относительно крутых склонах (20-30°) . Однако, назвать такие склоны принадлежностью увалистого рельефа было бы неправильно. Такой рельеф получил название «подувальный». Подувальные россыпи и россыпи глубоких тальвегов были обнаружены в процессе обычных разведочных работ в обычных долинах. Поддувальные россыпи залегают под чехлом склоновых образований, а иногда и аллювия террас. В результате слияния их в единую денудационную поверхность и формируются террасоувалы. Но поддувальный аллювий принадлежит более раннему циклу эрозеонного врезания долин. Типичная картина разновидностей поддувального рельефа долин представлена на рис. 27-2.
Иногда разведочные линии обнаруживают погребённые тальвеги – аллювий разных циклов аккумуляции, залегающий на двух уровнях. Для образования поддувальных врезов с россыпями или без них обязателен этап накопления в долинах констративного аллювия, после чего начался новый этап врезания с образованием современных террас и пойм. Накопление могло быть различным по размеру. Иногда удаётся установить, что на дне долин накапливаетс толща до 100-150м. Большие мощности свойственны долинам рек впадин и депрессий. На тех же реках, не испытавших опусканий, мощности одновозрастных аккумулятивных образований обычно меньше. Заметно уменьшаются мощности металлоносного аллювия в местах, где реки пересекают поднятия (Рис. 27-3).

28. Россыпи долин, потерявших связь с современным рельефом.
К этому типу долин относят долины поверхностей выравнивания, древних долин, потерявших связь с современным рельефам в результате тектонических перестроек рельефа и опущенные, аллювий которых отлагается а условиях предгорных котоловин опускания, межгорных и внутригорных депрессий и предгорных прогибов.
Россыпи поверхностей выравнивания. К данной разновидности относятся россыпи, находящиеся в рыхлом аллювии кайнозойского и мелового возраста. Они залегают в долинах, морфологическе черты которых стёрты денудацией. Но их нельзя назвать ни «опущенными», ни погребёнными. Их аллювий располагается на водораздельных плоскогорьях выше дна современных долин. Древние долинные врезы заполнены рыхлыми отложениями вровень с прилегающими частями междуречий и перекрыты транзитными маломощными делювиальными покровами. Поэтому-то они и получили название ещё и «скрытые». Этот тип россыпей описан П.К.Яворским на Урале ещё в начале ХХв. и исследованы на Зауральском пенеплене А.Г.Желамским. в 60-70 годы прошлого столетия. Не выраженные в рельефе фрагменты древних долин наблюдались в толщах каолиновых кор выветривания. Типичный пример водораздельной россыпи представлен на Рис.28-1 и 28-2. Поиски таких россыпей осуществляются с помощью шлихового анализа склоновых отложений междуречий. Их также можно обнаружить с помощью дешифрирования дистанционных изображений в инфракрасной зоне или радиолокационных диапозонах электромагнитного спектра. Повышенные мощности рыхлых отложений на цокольеой поверхности всегда будут более влагоёмкими, и отображаться в виде тёмных полос, повторяющих конфигурацию речной сети.
Россыпи приподнятой долинной сети. Среди россыпей в долинах, поднятых над современным базисом эрозии можно различать древние долины, фрагменты которых наблюдаются в современном рельефе водораздельных пространств. Они оторванны от базиса денудации. Такие долины встречаются почти во всех горных системах. Эти долины давно оставлены реками всилу разных причин: перехватов, в результате подпора ледниками. Но чаще всего это происходит в результате тектонической перестройки рельефа. Оставленные долины обычно хорошо выражены в рельефе, хотя аллювий их перекрывается мощным слоем делювия, коллювия или пролювия, что затрудняет выявление россыпей.
Типичным примером таких россыпей можно считать россыпи древней гидросети бассейна верхней Лены. По данным Б.В.Томилова их эксплуатация ведётся с перерывами с 1654г. Всего известно 15 месторождений. Аллювиальные образования древних долин представлены хорошо окатанными валуннмками, галечниками, песками, суглинками и глинами мощностью от 2,5 до 150м. Древний аллювий подстилается корами выветривания мелового и неогенового возраста. Осадки древней гидросети, активно фунционировавщей с позднего плиоцена до позднего неоплейстоцена, относятся к манзурской свите, формировавшуюся в конструктивную фазу развития этой речной системы. Древняя гидросеть была выработана до возникновения в Байкальской впадине глубоководного бассейна, в то время, кода в её пределах был субаэральный рельеф. Эта ситуация представлена на Рис. 28-3.
Россыпи покинутых реками долин могут оказаться и на седловинах, приуроченных к одной прямолинейной зоне разлома. При пересечении её в долинах рек иногда появляются целые серии россыпей, что связано с приуроченностью к данной зоне разлома коренных рудопроявлений. При наблюдении на местности отчётливо видно, что седловины продолжают одна другую, трассируя сону разлома. В прошлом по зоне разлома могла существовать единая, в более позднее время расчленённая долина. В таком случае, высоты седловин оказываются близкими по высоте. Ширина их постепенно увеличиваются в одном направлении, а высоты уменьшаются в том же направлении. При пересечении таких древних долин соаременными реками в днищах последних образуются вторичные россыпи.
Россыпи опущенной долинной сети. К этому классу относятся погребённые россыпи. Они могут находиться, как в основании аккумулятивной толщи одной долины под толщей аллювия, моренных или озёрных отложений, так и в пределах обширных площадей аккумуляции.
Россыпи внутригорных впадин. На равнинах скорости водных потоков неаелики и они почти не перемещают частицы тяжёлых минералов. В ходе чередования эпох размыва и аккумуляции материал неоднократно перимывается. Здесь встречаются преимущественно погребённые дельтовые, прибрежно морские и аллювиальные россыпи, перекрытые разнообразными по генезису отложениями. Цоколь аллювиальных равнин достаточно ровный. Имеющиеся неровности представляют собой длевние долины, в которых могут быть россыпи.
В настоящее время многие равнины суши представляют собой арену денудации. Древние аккумулятивные толщи, в том числе и содержащие полезные компоненты, перемываются реками и дают начало новой генерации россыпей. Для таких коллекторов характерно развитие трёх ярусов россыпей:
прицокольные аллювиальные,
дельтовые и прибрежно-морские,
приповерхностные аллювиальные.
Прицокольные россыпные коллектоы. Во внутригорных впадинах и обширных депрессиях рельефа, окаймлённых горами, известны многочисленные россыпи золота, касситерита, ильменита, циркона и др.
На междуречной равнине, ограниченной невысокими горами и кряжами, чехол рыхлых отложений обычно не превышает 100м. В межсопочных котловинах богатые россыпи залегают в депрессиях ровного цоколя. Поверхностные долины рек на цоколе депрессий и котловин не всегда совпадают. Долины существенно металлоносны находятся лишь там, где они по своему положению в предгорьях в плане соответствуют древней (цокольной) долинной сети. При выходе из сопочных массивов в пределах межсопочных котловин они могут смещаться относительно цоколной долины в стороны. В этом случае поиски наиболее продуктивных пластов весьма затруднены. Россыпи этого типа, несмотря на высокие содержания полезных компонентов нижнего яруса из-за трудностей обнаружения при больших мощностях рыхлых отложений обычно редко эксплуатируются. Исключение составляет золотоносный аллювий протерозойской впадины Витватерсрант в Южной Африке. Россыпи нижнего яруса аллювиальной толщи межгорных и внутригорных впадин практически всегда автохтонны.
Россыпи второго яруса, находящиеся в тех же условиях сплошь аллохтонны. Средняя крупность полезных частиц всегда меньше таковых в предыдущем ярусе, и уменьшается ещй вниз по течению рек.
Россыпи верхнего яруса обычно связаны с аллювием пойм и террас. и формируются в основном за счёт перемыва ранее сформировавшихся толщ и в меньшей степени за счёт поступления новых порций тяжёлых металлов со склонов горного обрамления и погебаемых сопок.
При изучении россыпной металоносности в данный геолого-геоморфологических условиях необходимо иметь в виду три направления поисков. Во-перыфх, необходима реконструкция долинной сети, выроботанная в цокольном ложе депрессий с помошью бурения. Его можно оптимизировать с помощь геофизических методов электроразведки и сейсмопрофилирования. Необходимо учитывать возможность значительного отклонения поверхностного стока реки от её коренного русла. Для этого можно продлить линию, на которой находится её долина, расположенная в пределах горного массива, так как известно, что все горные реки закладываются по линиям разлрмов или злн трещиноватости. Во-вторых, необходимо производить изучение линз и струй во втором ярусе всей констративной толщи. При этом надо учитывать, что там, где во впадину открываются долины рек, выходящих из гррных массивов, вся толща может оказаться рентабельной для отработки, поскольку в этих местах мощности аллювия имеют пониженные мощности и мало дифференцированы на металлоносные струи. В-третьих, если цокольные днищя расчленены долинами рек, то в прибортовых частях депрессий современные долины часто оказываются промышленно металлоносными. Пласт горной долины с нормальной мощностью аллювия расщепляется на два и большее количество частей, и верхний из них оказывается промышленно перспективным.
Россыпной аллювий предгорных равнин имеет много общего с аллювием межгорных котловин и впадин. Но особенностью их является открытость пространства осадконакопления в одну сорону – в направлении от горного массива. Если предгорная равнина открывается к морю, то колебания его уровня в геологическом разрезе времени быстро сказываются на особенностях развития рельефа подгорной равнины. Она террасируется. Тектонические поднятия заставляют реки врезаться в россыпь и формировать вторичные россыпи, а опускания – наращивать и разубоживать пласты быстро накапливающейся толщи и захоронивать вторичные аллювиальные россыпи.
При поисках погребённых аллювиальных россыпей во внутригорных впадинах, межгорных котловинах и предгорных равнинах необходимо учитывать весь комплекс георморфологических особенностей территории и истории формирования её рельефа. Однако, есть несколько эффективных приёмов оптимизации поисков.
1. На территориях, прилегающмх к аккумулятивным равнинам, речная сеть по своей ориентировке тяготеет к зонам дробления земной коры и отдельным разломам. Линеаменты с ними связанные почи всегда продолжаются в пределы впадины или равнины. Вдоль них и протягиваются долины рек в цокольном основании, в пределах аккумулятивных толщ, скрытые под чехлом наносов.
2. Если впадина, депрессия или подгорная равнина развивается длительно, с начала эпохи активизации тектонических движений, то необходимо учитывать и неравномерность поднятия её бортов и выдвижение их блоков внутри равнин, особенно в пределах конструктивного горообразования.
29. Россыпи областей древнего оледенения.
Основные трудностями в определении генезиса и возраста россыпей древнего оледенения связвны с двумя нерешёнными проблемами. Первая касается масштабов и частоты оледенений, а вторая – непосредственного воздействие ледников на россыпную металлоносность, где россыпи формировались в типичных ледниковых провинциях.
В литературе укрепилось мнение, что поиски россыпей в областях покровного и полупркровного реликтового оледенения в горных областях – дело безнадёжное. Но работами Н.А.Шило (1985) было показано, что дело обстоит не так безнадёжно. Теория ламинарно-глыбового движения ледников в горах и Д.Ю.Болшиянова (2006) пассивного оледенения распространённого на территории Арктики и Антарктики позволяют допускать, что лишь на отдельных пороговых участках экзарация может быть значительной. Следует учитывать также, что участки, подвергающиеся экзарации, тот час же могут смениться россыпеобразованием и полностью восстановить своё строение (Рис. 29-1).
Типы россыпей в ледниковых областях. В рудных провинциях Средней Азии, долин рек бассейна Лены, Северо-Востока России, Аляски, Канады и др. образование россыпей происходило в сменяющие друг друга эпохи материкового оледенения. Поэтому россыпные месторождения таких регионов определяются специфическими чертами строения и отличаются условиями залегания россыпей.
Среди россыпных месторождений в области древнего оледенения можно выделить четыре типа. К первому относятся россыпи с малой мощностью отложений, залегающих на коренном ложе и включающие как ледниковые, так и аллювиальные образования. Золоторудные отложения второго типа связаны с мощными толщами аллювия, иногда включающие пласты флювиогляциала. Третий тип связан с россыпями, металлоносность которых связана с обычным аллювием, но перекрытым ледниковыми отложениями разной мощности. Четвёртый тип связан с россыпями небольших долин с нормальной мощностью аллювия, не несущего следов деятельности ледников, но встречающиеся в ледниковых районах.
Долины первого типа с полным правом можно отнести к типичным долинным россыпям с нормальной мощностью аллювия. Они являются результатом последующей переработки речными водами или флювиогляциальными потоками ледниковых образований и перекрытого ими металлоносного аллювия. Это особенно характерно для тех частей долин, которые освобождаются от ледника, когда он отступает и ведущую роль вновь обретает эрозионная деятельность. Месторождения, возникающие в подобных условиях, характеризуются резко неоднородным фракционным составом, в которых большую роль играет перлювиальный валунник, скапливающийся в виде отдельных полей. В промежутках между этими полями залегают пески и мелкий гравий с рудным веществом.
Россыпи второго типа образуются при затруднённом стоке, возникающем в процессе формирования конечно-моренного вала и подпруды долин боковых притоков. В этих случаях рудные минералы формируются параллельно с накоплением аллювия, заполняя значительную часть долины. В таких условиях возникают залегающие на ложном плотике висячие пласты. По мере увеличения мощности они расщепляются по простиранию. Такие россыпи обладают всеми особенностями месторождений долин с избыточной мощностью аллювия. Они часто включают озёрные фации, переслаивающиеся с ледниковыми (рис.29-2).
Россыпи третьего типа возникают в фазу, когда ледник наступает. Аллювий, сформированный ещё в доледниковое время, может перекрываться не аллювиальными отложениями. Если с таким аллювием связаны россыпи, то они после деградации оледенения оказываются перекрытыми конечными моренами. Такой тип россыпей имеет двучленное строение. Нижний горизонт этой толщи аллювиальный, а верхний – ледниковый, играющий роль кнсервирующих россыпь торфов (рис. 29-3).
Четвёртый тип относится к не несущим следов оледенения районов. Россыпи возникают в небольших долинах в близи ледника, в перигляциальных условиях. Они связаны с отложениями нормальной мощности, но иногда формируются в долинах после оледенения. Возникают аллювиальные долинные россыпи, обладающими всеми их особенностями.
Таким образом, из приведённых иллюстраций видно, что в районах древнего оледенения необходимо в первую очередь выявлять главнейшие особенности ледниковой деятельности, которая и накладывает свой отпечаток на россыпеобразование. В результате ледниковой деятельности они преобритают специфически геологические черты, выраженные в условиях залегания, в неодинаковом составе слагающих их отложений, в характере строения и концентрации рудных минералов в отложениях.
30. Водно-ледниковые россыпи.
На равнинах и плоскогорьях в границах материкового оледенения водно-ледниковые отложения разнообразны и пользуются даже большим распространением, чем морены. Это пески и гравейники, слагающие обширные зандровые равнины, долинные зандры, камове песчаные холмы, линзы ленточных глин и суглинков, а также галечники и валунники озовых гряд. Все они являются превосходным стоительным материалом, но россыпей тяжёлых металлов в них пока не встречено.
В горных районах водно-ледниковые накопления представлены валунниками, галечниками, гравейниками и песками. В виду того, что они накапливались очень быстро, нахождение в них промышленных пластов тяжёлых минералов также маловероятно. Но логически можно представить несколько случаев формирование россыпей в водно-ледниковых отложенийях. Обогащение тяжёлой фракцией может происходить, во-первых, у конца ледника, где ледниковый транспорт сменяется водным. Во-вторых, россыпи могут возникать вдоль боковых границ долинных ледников – в маргинальных каналах. В-третьих, они могут формироваться по периферии ледников подножий, когда ледник длительное время находится в стационарном положении.
31. Морские береговые россыпи.
Морскими называются россыпи, образовавшиеся в прибрежной зоне под действием волн и течений. Условия образования морских россыпей и континентальных принципиально иные. Кроме однонаправленных водных потоков в морских условиях действует волнение, в результате которого происходит разрушение берегов процессами абразии, перемещение продуктов разрушения горных пород и последующая их аккумуляция. При волнении существует и направленное перемещение твёрдого вещества в виде потоков наносов береговой зоны. В ходе естественной дифференциации и сепарации наносов формируется россыпь. На развитие береговой зоны влияет также соотношение водноэнергетических характеристик с распределением уклонов дна и морфологии подводного рельефа. От этих показателей зависит степень взаимодействия морского волнения с дном, особенности трансформации и диссипации водной энергии, избирательность процессов абразии и аккумуляции и строение россыпей.
Немаловажным при формировании прибрежно-морских россыпей являются некоторые показатели условий россыпеобразования: состояние береговой зоны, конфигурация изрезанности береговой линии, характеристика подводного склона, наличие подводных препятствий на пути волновых потоков и вдольбереговых течений: бухт, непропусков в виде лалеко выступающих мысов или перевалов (подводных коньонов), приустьевые лотки стока речных вод, тектонические поперечные провалы. Именно с конфигурацией береговой линии и ориентировки её к направлению волноэнергетической равнодействующей связано образование аккумулятивных форм свободного, замкнутого или причленённого типов в виде кос, баров, форм заполнения входящих углов, томболо и др., в которых могут образоваться россыпные пласты.
Источники поступления полезных минералов в прибрежно-морские россыпи можно классифицировать по петрографическому составу горных пород и литологии рыхлых отложений, по генетической принадлежности и морфологии первичных образований, а также по механизму подачи исходного металлоносного обломочного материала к месту концентрации. Если петрографический и литологический факторы действуют одновременно при образовании россыпного пласта и влияют на состав полезных компонент, то в последнем случае механизм подачи наносов к месту их обогащения и локализации имеет ряд специфических черт, в отличие от процессов, протекающих на суше. Береговая зона моря является абсолютным базисом эрозии для водотоков, впадающих в бассейн, который является местом конечной аккумуляции. Весь терригенный обломочный материал сгружается в виде твёрдого стока в береговой зоне моря. Поле разноса речных наносов определяется мощностью водотоков, их модулем стока и степенью затухания стоковых течений при вторжении рек в морскую среду. Последующее распределение и перенос терригенного материала осуществляется под действием волн и течений.
Другим источником поступления россыпеобразующих минералов являются морские берега и дно мелководья. В результате абразии берег разрушается и обломочный материал берегоформирующих пород поступает в прибрежную зону и подводный береговой склон. В результате волнового воздействия этот материал измельчается и переносится. Часть материала поступает в береговую зону в результате донного размыва и переноса материала с образованием пляжей, береговых валов и баров, сложенных ракушечниками.
Важную статью бюджета наносов береговой зоны пополняют склоновые обвально-осыпные отложения. Обломочный материал поступает по лоткам камнепадов, плоскостям сноса и отседания, а также в виде делювиального сноса и пролювиального выноса. В целом для Мирового океана объём твёрдого стока значительно превышает поступления осадков от абразии (4/5). Однако, необходимо учитывать тот факт, что россыпи тяжёлых минералов приурочены к малым водотокам.
В береговой зоне обломочный материал испытывает раздельную локализацию. Наносы твёрдого стока обычно накапливаются в бухтах, а склоновые отложения и продукты абразии питают аккумулятивные формы заполнения неровностей бкреговой линии и локализуются в виде карманных пляжей и участвуют в формировании осадочного чехла на подводном береговом склоне открытых участков побережья.
На темпы абразии берегов влияют гидродинамические параметры примыкающей акватории, морфология берегов, прочностные характеристики берегоформирующих пород и рыхлых отложений, а также климатические условия. Например, в зоне распространения вечной мерзлоты скорости разрушения берега в результате действия термоабразии на порядк выше районов с умеренным климатом. Высокие скорости размыва берегов характерны для берегов, сложенных рыхлыми отложениями (десятки метров в год), в то время как берега, сложенные литфицированными и магматическими породами разрушаются заметно медленней 2-8 мм/год. Таким образом, состав пород и их прочность определяют избирательность действия абразии и локализацию источников поступления продуктов абразии в процессе россыпеобразования.
Области накопления морских россыпей. В зависимости от объёмов поступления обломочного материала и условий его отложения в морском бассейне выделяют области нормальной, ограниченной, повышенной аккумуляции и дифицита наносов. Область нормальной аккумуляции прослеживается от уреза воды на пляже до глубин 6-10м. Толща накоплений здесь имеет сложное строение в разрезе. В ней представлены песчано-гравийно-галечниковые отложения с редкими валунами, перслаивающиеся с песчано-глинистыми слоями с включением крупной гальки и валунов. В приплотиковой части количество глины увеличивается. Россыпной пласт обычно накапливается в приплотиковых глинах.
Ограниченная аккумуляция нпблюдается на глубинах 25-27м. Осадочный чехол этой зоны маломощен и составляет 4-5м. Он залегает на коренном ложе. Преобладают алеврито-песчаные фракции, переслатвающиеся с прапластками фауны и хорошо окатанной гальки. Основание толщи составляют тёмно-серые глины. Пласт тяжёлых металлов охватывает всю толщу.
Область повышенной аккумуляции осадков приурочена к зонам волновой тени. Осадочные толщи залегают на глубине 30-35м и представлены сверху вниз чередованием разнозернистыми тонкодисперсными и среднезернистыми илистыми песками. В основании разреза залегают грубозерничтые илистые пески с галькой и детритом морской фауны. Иногда область повышенной аккумуляции совпадает с древними руслами рек. В этой зоне наблюдается меньше всего тяжёлых металлов
Область дефицита наносов прослеживается на глубинах 6-8 и 23-25м. Она располагается в пределах сильных течений. Наносы на абрадирующей поверхности дна отсутствуют и лишь в редких случаях выполняют неровности коренного ложа (0,5-1,5м). На отдельных участках дресвяники перекрываются тонким слоем крупнозернистых песков. Источниками тяжёлых металлов в морских отложениях являются коренные породы и аллювиальные отложения. Здесь располагаются самые высокие концентрации тяжёлых металлов, хотя их запасы невелики в вмду ограниченности размеров осадочных коллекторов.
Механизм образования морских россыпей имеет ряд специфических черт и связан с движением наносов в процессе волнового переноса:
1. волновые движения воды определяют процесс разрушения горных пород, движение, истирание их обломков, массовое перемещение наносов;
2. сочетание орбитальных скоростей прямого переноса и скростей орбитальных компенсационных движений воды;
3. изменение надводной части береговой зоны непосредственно зависит от процессов, происходящих в её подводной части;
4. обязательным условием динамического равновесия является асимметрия придонных скоростей.
Из приведённого выше следует, что образование морских россыпей происходит в процессе гранулометрической дифференциации и минералогической сепарации вещества, поступающего в гидродинамически активную зону.
Механизм накопления продуктивных наносов в прибрежной зоне начинает своё действие с дифференциации частиц под действием слабого волнения. При размыве осадочной толщи будут выноситься мелкие частицы и лёгкая фракция. Тяжёлые минералы накапливаются непосредственно в зоне питания. При сильном волнении в условиях активного воздействия волн на побережье тяжёлые минералы уже частично обогащённые вовлекаются в поток и осаждаются в другом месте при появлении благоприятных участков аккумуляции. Такой момент может наступить при изменении параметров волнения и ёмкости транспортного вдольберегового потока наносов, вызванного сменой ориентировки береговой линии по ходу потока. Однако, резкое падение скорости потока приводит к общему оседанию всех взвешенных частиц и не способствуют образованию промышленной россыпи. Наиболее благоприятные условия для её образования возникают при слабом и постепенном падении ёмкости потока. Тяжёлая фракция оседает быстрее, а лёгкая уносится дальше. Особенности этого роцесса отображены на Рис. 31-1.
Трансгрессивно-регрессивные этапы формирование россыпей. Для образования морских россыпей, наряду с металлогенической специализацией района, большое значение имеет история развития рельефа побережья и особенности формирования осадочных толщ при смене этапов размыва и накопления в период действия трансгрессий и регрессий. При анализе истории эволюции рельефа морских побережий выделяется несколько этапов, благоприятных для россыпеобразования. Каждый из них определяется своеобразием клитатических условий, активностью тектонических движений и характером эвстатических колебаний уровня моря, накладывающимся на общую схему циклов формирования морских россыпей.
Климат влияет косвенно на образование россыпей. Он определяет степень подготовки материнских пород к размыву, глубину и продолжительность процесса выветривания, характер коры выветривания, её мощность и свойства. Аридный климат характеризуется резкими переапдами температуры, низкими значениями влажности и количества атмосферных осадков, выпадающих в виде катастрофических ливней в сезон дождей. В этих условиях растительный покров ослаблен, и его регулирующая роль фактически отсутствует. На склонах развивается термическое выветривание и эоловый перенос рыхлого вещества. В сезон дождей в речные долины сгружается весь рыхлый обломочный материал. Скорости переноса обломков в потоке превышают в несколько раз критические, необходимые для оседания тяжёлых фракций. В результате формируются неслоистые, несортированные толщи из грубообломочного материала с песчано-илистым заполнителем. При неоднократном перемыве и переотложении он может доставляться к морским берегам за многие сотни километров от источника размыва – коренных месторождений. Так, например, в юго-восточной Африке алмазы переносятся р. Оранжевой к берегам Атлантического океана за 500-800км.
Гумидный климат характеризуется постоянной повышенной влажностью и большим количеством осадков, относительно небольшими амплитудами изменением температур. В этой климатической зоне хорошо развивается речная сеть. Основная сортировка и переотложение полезных компонент совершаются на небольшом расстоянии от коренного месторождения. Приустьевых участков достигает лишь мелкий материал. Большая же часть полезного ископаемого не достигает морского берега и оседает в пределах долинной сети континента.
Тектонические и эвстатические движения влияют на формирование морских россыпей следующим образом. При опускании территории россыпи размываются и сокращаются по площади. При медленном подъёме берега к имеющейся россыпи причленяются всё новые полосы берега, обогащённые полезным минералом (Рис.31-2). Быстрые колебания уровня моря не способствуют образованию пляжных россыпей. За относительно короткий период времени пески не успевают полный цикл обогащения и рассеиваются в слабообогащённом состоянии. Например, для дальневосточных морей выделяются два цикла поднятий-опусканий в истории геологического развития. В дочетвертичный этап сформировались узлы россыпной металлоносности, открывающиеся в пределы побережья и шельфа. В этот этап развивались мощные коры химического выветривания. В конце эоцена-начале олигоцена горообразование сменилось ослабленным вулканизмом и тектоническими движениями. Наряду с распространением кор выветривания происходили их размыв и накопление мощных толщ грубообломочных отложений как промежуточных коллекторов. Очередная фаза тектонического подъёма горных сооружений, наступившая в познем миоцене-плиоцене, способствовала усилению эрозии, что привело к размыву и переотложению материала олигоцен-миоценовых кор выветривания и россыпеобразованию. Четвертичный этап характеризуется дифференцированными тектоническими движениями и колебанием уровня моря, обусловленными резкими изменениями климата. В начале четвертичного периода возникли условия для перемыва рыхлых отложений долин, делювиальных образований и кор выветривания. В это время были сформированы богатые аллювиальные россыпи. Очередное повышение уровня моря в позднем эоплейстоцен-раннем неоплейстоцене привело к затоплению устьевых частей долин, активизации боковой эрозии, расширению долин и переотложению материала древних кор выветривания, усилилась абразия берегов. Образовавшиеся бухты медленно запалнялись обломочным амтериалом, поступающим с твёрдым стоком и в результате выравнивания береговой линии абразионно-аккумулятивной деятельностью. Последовавшая затем глубокая регрессия (до 100м) на границе раннего и среднего неоплейстоцена вызвала интенсивный врез речных долин, переуглубление русел и внедрение их за пределы поверхности бывшего шельфа. Затем последовавшая в позднем неоплейстоцене трансгрессия, обусловленная потеплением климата, повысила уровень моря на 50м и привела к затоплению аллювием речных долин. На шельфе речные долины были перекрыты плащом молодых морских отложений. Таким образом, для выявления благоприятных для россыпеобразования условий необходимо проводить подробнейшую реконструкцию рельефа с помощью арсенала палеогеографических методов.
Геоморфологические и литодинамические критерии поискаприбрежно-морских россыпей. В последние годы в изучении морских россыпей сделан значительный шаг вперёд в создании новых методов исследования: структурно-геологических, фациальных, металлогенических, геохимических и геофизических. Но в сложных условиях рельефообразования основная методика должна предусматривать комплексный анализ всех компонент среды, влияющих на россыпеобразование. Методика предусматривает анализ следующих факторов: а) наличие в прибрежной зоне коренных источников, способных дать достаточное количество полезных минералов; б) палеогеографические аспекты территории; в) условия мобилизации терригенного материала; г) условия транспортировки тяжёлых минералов; д) условия их накопления; е) геоморфологические характеристики перспективного района, благоприятные для россыпеобразования, обстановки высвобождения рудного вещества, его концентрации и возможеостей сохранения россыпей; ж) геофизические и геохимические аномалии береговой зоны.
Геоморфологические критерии поиска морских россыпей определяются условиями распространения и накопления полезных минералов в пибрежной зоне, строение рельефа дна, его происхождением, морфодинамикой и историей развития. К этим критериям относятся следующие: а) глубина и рельеф дна,. б) уклон дна, в) контур береговой линии: г) рельеф прилегающей суши (риассовый тип берега); г) рельеф прилегающей суши (наиболее благоприятные бухтовые берега холмогорий и низкогорий и равнины платформенных окраин); д) наличие впадающих в море рек и древних русел; е) наличие в характере берегового и донного абразионного воздействия; ж) геоморфологическая интерпретация истории развития данного района и выделение перспективных геоморфологических режимов для россыпеобразования; з) ширина и общий уклон шельфа; и) характер контура внешнего края шельфа (наличие выступов, связанных с палеодельтами).
Рассмотренные критерии помогают осуществить предварительную оценку перспективности тех или иных типов и форм рельефа. Кроме вышеперечисленных геоморфологических критериев необходимо оценить литодинамические критерии поиска морских россыпей. Они следующие: 1) характер питания прибрежной полосы терригенным материалом: а) аллювий рек, б) абразионный материал, в) другие способы поступления наносов – осыпи, обвалы, оползни, пролювий и др. 2) Характер питания прибрежной полосы талассогенным материалом в условиях его обогащения под воздействием гидродинамических факторов, включающих вдольбереговые потоки наносов, другие факторы волнового воздействия на перемещение отложений и их обогащение в прибрежной зоне, влияние придонных течений. 3. Условия дифференциации минеральных частиц под действием гидродинамических факторов. 4) Особенности переноса и отложения тяжёлых минералов в зависимости от их гидравлической крупности. 5) Характеристика полезных минералов, их физическая устойчивость, химическая инертность в динамически активных прибрежных условиях. 6) Реконструкция литодинамики береговой зоны древних водных бассейнов, включающих древние потоки наносов, материал палеорек, древних пляжей и древней береговой линии в целом.
Палеогеоморфологические и палеолитологические реконструкции позволяют выделить благоприятные для образования россыпей зоны и условия существования в прошлом. Как показывает изучение плигоцен-четвертичных разрезов рыхлых отложений, фазы накопления полезных минералов приходятся на эпохи вреза (понижения уровня моря) с последующим затем захоронением их под плащом осадков.
32. Россыпи шельфа.
Фациальные условия формирования россыпей шельфа. На побережье и шельфе выделяются несколько типов фаций: подводных валов подводного берегового склона, пляжа, эоловые, прибрежно-эоловые, лагунные, приустьевых и авандельтовых частей рек и реликтовые континентальные.
Фации подводного берегового склона приурочены к самой верхней части шельфа, которая находится в активной зоне волнового воздействия, простирающейся вдоль берегового транзита с возвратно-поступательным движением влекомых наносов. Этот процесс наблюдается в пределах нейтральной линии, то есть до глубины прекращения влияния волнового процесса. В условиях подводного берегового склона происходит трансформация и разрушение (забурунивание) волн. Нижняя граница этой зоны характеризуется значительными колебаниями глубины. При максимальной силе волнения её граница опускается, а при минимальной она едва захватывает самые мелководные примыкающие к суши участки склона. В результате на подводном склоне формируются две фации: верхняя и нижняя. Они различаются по характеру гидродинамической активности. Верхняя - подвержена частым по повторяемости и наибольшей силе воздействия. Она испытывает наиболее действенные изменения и интенсивные перемещения грубообломочного материала. Нижняя фация испытывает эпизодические кратковременные или относительно продолжительные воздействия сильных штормов. В это время движение в придонном слое достигает скоростей, достаточных для массового перемещения тонкозернистых наносов.
Фация пляжа формируется под действием прибойного потока при заплеске штормовых волн на берег. С морской стороны ширина зоны лимитируются глубиной начала её разрушения. На суше - высотой штормового заплеска. Ширина этой зоны регламентируется экстремальными значениями заплеска.
Фация береговой зоны эоловых образований формируется на морском берегу в условиях благоприятного ветрового режима при наличии пляжевых песков. Эоловый рельеф представлен морскими дюнами и бугристо-грядовыми ансамблями форм. Поскольку в эоловых образованиях накапливается материал, принесённый из промежуточных коллекторов пляжа, то эоловые отложения также имеют повышенное содержание полезных компонент. Скопление тяжёлых минералов в них могут давать промышленные значения.
Лагунная фация по условиям своего образования неблагоприятна для накопления россыпей. Но в крупных лагунах, при близко расположенных источниках полезных минералов могут возникать условия образования россыпей двух типов. Когда россыпи питают аллювиальный вынос равнинных рек. И второй тип возникает, когда лагуна расположена в горной стране и короткие горные водотоки поставляют в зону прибоя грубообломочный плохо сортированный материал, который и питает лагунные россыпи.
Устьевые и приустьевые фации приобретают большое значение при поисках россыпей, если тяжёлые минералы поступают в устья водотоков малых порядков. Устья рек больших порядков менее перспективны. В их пределах могут накапливаться лишь аллохтонные россыпи, как напримерв устье р. Оранжевой. Устьевая фация формируется в условиях дельтовой бифуркации руслового потока и характеризуется плохо сортированными грубообломочными отложения с песчано-илистым заполнителем. В авандельтовой фации большое влияние оказывает волновая шлиховка наносов. Часть из порций тяжёлых минералов поступает на пляж, а остальное уходит на подводный береговой склон и перераспределяется там волнами и береговыми течениями. Для устьевой и приустьевой фаций возможен отрыв продуктивного пласта от коренных пород плотика. В пределах прибрежной зоны в устьях рек наблюдается переход современных аллювиальных россыпей в морские (Рис.31-2).
Погребённые аллювиальные фации под водами океана наиболее продуктивны в отношении поисков россыпей на шельфе. Их перспективность возрастает, если покров из лагунных и морских илов маломощен. Поиски таких россыпей начинаются с изучения рельефа дна в целях обнаружения древних долин. Затем подключают сейсмоакустические методы уже для исследования структуры их рыхлых толщ и разведочное бурение для оценки вещественных концентраций тяжёлых металлов. Аллювиальные россыпи золота шельфа известны в заливах Корейского побережья, на шельфе Охотского, Японского морей, в прибрежной зоне Аляски (платина), на Индонезийском шельфе (олово).
33. Техногенные россыпи.
Техногенные россыпи возникают в результате неизбежных потерь полезных ископаемых в процессе отработки месторождений других генетических типов.Подобные металлоносные образования уже давно привлекали интерес к ним со стороны исследователей и разведчиков не только с позицый возможного сокращения потерь при эксплуатации потерь, но и как объекты, для которых характерно определённое распределения оставшегося не извлечённым полезного минерала. Ещё в 1933г. М.Г.Кожевников, поводя в мариинской тайге Западной Сибири изучение старых золоторудных отвалов, рассматривал их как «своеобразные месторождения золота»,.. обратил внимание на их некоторые характерные особенности. Позже аналогичные работв проводились и в других районах нашей страны, в результате чего были получены интересные данные о распределении рудного вещества в этих россыпях, об их минералогических характеристиках и жр. В последующее время и вплоть до наших дней отработка техногенных россыпей, благодаря появлению всё более высоких технологий добычи, приобрела широкие масштабы. Это потребовало их более глубокого изучения. Применявшиеся на аллювиальных россыпях или других генетических типах россыпей обычные методы разведки и определение данных для подсчёта запасов здесь оказались непригодными. Материал, полученный в результате этого изучения, позволил разделить техногенные россыпи на два типа: отвальные и целиковые. Каждый вид характеризуется своеобразными особенностями строения и требует соответствующего подхода к разведке, выбору методов отработки и извлечению россыпного минерала. Встречающийся в практике разовидности техногенных россыпей можно классифицировать следующим образом.
Открытый способ отработки включает: целиковые – а) бортовые целиковые, б) внутриконтурные целиковые, в) площади с недоработанными и незачищенными песками; актированные площади – а) отвальные, б) торфяные, в) галечные, г) эфельные; заиленные и заэельные площади.
Подземный способ отработки: целиковые – а) бортовые целики, б) охранные целики, в) площади с недоработанными и незачищенными песками; активированные площади: а) отвальные, б) торфяные, в) галечниковые, г) эфельные; заэфеленные и заиленные площади,
Основные особенности техногенных россыпей тяжёлых металлов отображены на Рис. 33-1.

34. Особенности формирования и залегания морских россыпей основных групп тяжёлых минералов.
Россыпи алмазов. Промышленные россыпи алмазов встречаются на всех древних платформах. Прибрежно-морские пока известны лишь в пределах Африканско-Аравийской, Южно-Американской, Австралийской и Сибирской платформ. Большинство коренных месторождений алмазов уничтожено денудационными процессами, либо перекрыто мощными толщами осадочных пород. Тем не менее, алмазы встречаются в промежуточных коллекторах.
Одним из важнейших условий образования промышленных россыпей является наличие мощных кор выветривания. Они то и являются основными промежуточными коллекторами, питающие как аллювиальные, так и морские россыпи.
Россыпи олова. В настоящее время из морских россыпей добывается более 70% всех запасов олова в мире. Россыпи касситерита разрабатываются в береговой зоне и на шельфе многих стран. Наибольшая добыча олова производится в странах Юго-Восточной Азии и, особенно, в Индонезии. Значительная доля добычи олова из морских россыпей принадлежит Англии (п-ов Корнуэлл). Большими запасами обладают месторождение п-ва Сьюард на Аляске, а также на шельфе Австралии и о. Тасмания. Крупные россыпные месторождения олова располагаются во всех странах Тихоокеанского подвижного пояса. Везде первоисточником олова являются гранитоиды среднего состава и их эффузивные аналоги островодужных комплексов.
Россыпи золота. Поиски и разведка морских россыпей золота ведётся во многих странах мира: США, Австралии, Бразилии, Канаде, Чили, ЮАР и др. Морские россыпи золота встречаются как в чистом виде, так и в комплексе с другими тяжёлыми металлами – магнетитом и касситеритом, металлами платиновой группы.
В Австралии, например, ведётся разработка пляжевых россыпей штата Новый Южный Уэльс. Наиболее богатыми россыпями обладает месторождение близ устья р. Бердекит. штата Квинслэнд. При среднем содержании золота в песках, 43 г/т запасы достигают более 150 млн.мі. В Новой Зеландии в районе г. Греймут на о. Южный в 1971г было добыто 255 кг золота.
Основным источником обломочного материала на побережьях являются, либо промежуточные коллектры полигенетических рыхлых отложений, либо гранитоиды кислого состава.
Комплексные россыпи тяжёлых минералов. Самое широкое распространение среди морских россыпей тяжёлых минералов получили россыпи рутила, циркона, ильменита, титаномагнетита и монцонита. Такие россыпи распространены на побережьях всех морей и океанов мира. Но промышленная добыча их ведётся лишь в некоторых странах. Так, ильменит-циркон рутилове россыпи активно разрабатываются в Австралии, где они приурочены к верхней части пляжей на высоте 1,8м в зоне действия приливо-отливных волн. Обогащённые прослои имеют мощность от мм до нескольких сантиметров. При этом мощность и колическво минералов уменьшается по мере удаления от устьев рек – источника поступления этих ценных минералов.
В строении россыпи наблюдается определённая закономерность. Минералы с большим удельным весом приурочены к плотику, а с меньшим – к верхней части россыпи. Выработанные россыпи со временем восстанавливаются. Наибольшая концентрация полезных минералов наблюдается после штормов. В целом из береговых россыпей Австралии добывается свыше 1,5 млн.т. минеральных концентратов.
К весьма распространённым россыпям относятся «железистые пески». Их разработка как правило не рентабельна. Но в странах бедных полезными ископаемыми добыча всёже происходит. Так в Японии магнетиты разрабатываются на пляжах о. Кюсю, в заливе Сибуси. Это месторождение имеет запасы около 40 млн. т. Из полезных компонент в залеже содержится 56% железа, 12% окислов титана и до 0,26% фосфора. Железистые пески приурочены к аккумулятивнвм отложениям лукоморий, очерчиваемых контуры береговой линии побережий. Материал поступает из устий рек. Он питает подводные и надводные аккумулятивные накопления береговой зоны. Коренными источниками железистых минералов являются основные эффузивы.
35. Методические основы геоморфологических исследований при поисках россыпей.
Методические основы россыпного дела включают три основные операции: сбор ранее известных данных, оценку геоморфологической или палеогеоморфологической обстановки и реконструкции истории формирования рельефа.
Сбор данных. Геоморфологические исследования в целом направлены на оценку территории с целью определения в ней россыпей, на выбор и обоснование постановки заверочных работ и оценку конкретных россыпных объектов: долин, участков побережий, поверхностей выравнивания с погребёнными долинами и др. Научную основу поисков россыпей составляет реконструкция истории формирования рельефа данной территории. Россыпи золота, касситерита, алмазов, платины, пьезокварца и других россыпных минералов образуются одновременно с формами рельефа. Разрушение россыпей (разубоживание) и их созидание производится теми же самыми агентами. Но не все рельефообразующие процессы в равной степени интересуют исследователя россыпей. Особенно важно знать закономерности развития речных долин, так как при этом происходит углубление и их расширение, формирование, инстративных, перстративных или констративных толщ аллювия. Необходимо сосредоточить внимание и на том, что должно быть в круге внимания при специализированных геоморфологических исследованиях, какие закономерности геоморфологии как науки должны быть применены с наибольшей эффективностью.
В настоящее время имеются многочисленные и надёжные данные о геологическом и геоморфологическом строении. Есть необходимые данные и по металлогении региона исследования для определения стратегии поисков россыпей определённой группы минералов. Особое внимание необходимо обращать на нижеследующие сведения: а) о гидротермах, б) о жилах и дайках магматических пород, в) об эндо- и экзоконтактах магматических и осадочных пород, г) о зонах метасоматоза – химического воздействия растворов с замещаемым одних минералов на другие (рудогенез) др. Например, для источников золоторудных россыпей необходимо иметь данные о густоте мезотермальных кварцевых жил; для поисков россыпей касситерита – о различных жильных образованиях в гранодиоритах; для поисков алмазов – о наличии трубок взрыва.
Все собранные данные суммирубтся на поисково-разведочной карте. Определяются следующие аспекты: а) на сколько плотна должна быть сеть разведочных профилей,. б) захвачены ли профилями террасоувалы и террасы или все работы должны вестись на пойме рек, в) как должны лечь на рельеф линии шурфов и буровых скважин. И здесь важен не обособленный анализ отдельных данных, а комплексное сочетание их всех.
Производится сбор данных о геологическом и относительном возрасте слоёв на основе их структуры, положения в рельефе, биостратиграфических характеристик и радиологических датировок. Необходимо иметь сведения о поверхностях выравнивания, о корах выветривания, о древних долинах, данные специального дешифрирования аэрокосмических материалов,о морфометрических реконструкциях рельефа. Геоморфолог должен собрать все данные о россыпях, абстрагируясь от модных научных течений и авторитетных мнений.
Оценка геоморфологической обстановки. Строится типологическая карта рельефа на системно-морфологической основе. Выделяются районы с низкогорным или холмогорным рельефом, где массивные сопки перемежаются с равнинными понижениями. Обращается внимание и на приподнятые прилавки аккумулятивных равнин, там, где долины выходят в район предгорий, где скрыт под аккумулятивными мощностями пересечённый эрозией рельеф коренного ложа. В среднегорном рельефе россыпи крайне редки. Не безосновательно широко распространено мнение, что эпохе образования россыпей предшествовал период денудационного выравнивания территории с образованием глинистых кор выветривания. Примером этого являются россыпи холмогорий Зейской впадины. Но этот не является обязательным процессом при образовании богатых аллювиальных россыпей.
Реконструкция истории формирования рельефа является основой оценки территории на обнаружение россыпей. Опыт изучения материалов по всем россыпным районам показывает, что в настоящее время основным источником наращивания запасов не могут быть только современные русловые и пойменные россыпи. Главное значение для поисковых работ имеют древние россыпи, которые после образования подверглись разрушению или погребению. Для их выявления необходимо изучение закономерностей их сохранения или консервации, преобразования и погребения. Ключ к этому лежит в истории развития рельефа.
Возникает вопрос, от какого возрастного рубежа должна изучаться история развития рельефа? Он может быть разным. Основное внимание должно уделяться познекайнозойской или неоген-четвертичной истории, хотя кардинальная перестройка рельефа в большинстве регионов Мира протекала в две фазы. Первая охватывала период с позднего олигоцена до начала миоцена, вторая – с позднего плиоцена до голоцена. Мезозойские и более древние россыпные коллекторы и коры свыветривания могли быть источником для образования более молодых россыпей.
36. Расчёт запасов в россыпных месторождениях по Р3
На основании проведенных исследований по выяснению потенциала продуктивной толщи и нормативно-методической документации выполняется количественная оценка перспектив россыпной металлоносности древней гидросети и современных долин ее дренируюших по категории Р3.
Оценка ресурсов этой категории производится на основе аналогии с более изученными районами, где имеются разведанные месторождения того же генетического и геолого-промышленного типов. То-есть, наиболее вероятно, что похожим геологическим обстановкам со сходной историей развития будет свойственно близкое по типу и масштабам оруденение.
При расчете используются значения линейной продуктивности известных близлежащих россыпей по формуле:
ПР = К·М1·L
где М1 - удельная продуктивность эталонной территории; L – длина гидросети; К - коэффициент аналогии.
В качестве примера за эталон в данном случае выбиранf хорошо изученная территория Анайско-Сарминской ветви приподнятой древней гидросети манзурского времени Эападного Прибайкалья (рис. 28-3)
Сначала вычисляется удельная продуктивность эталонной территории всей изучаемой древней гидросети, протяжённость которой составляет420км. На разных участках россыпи бирутся валовые пробы и вычисляется содежание в них полезной компоненты. В данном случае она равна 60 кг/км. На основании похожести параметров данной россыпи с известной вычисляется коэффициент аналогии. В данном случае он равен 0,5. Затем по известной приведённой выше формуле вычисляем прогнозные ресурсы. Они составили для Сарминско-Анайской площади 12,6т, что в 2 раза увеличивает апробированные в МПР России прогнозные ресурсы по состоянию на 2007год.
На основании проведенных исследований даются рекомендации на постановку работ геологического доизучение площади масштаба 1: 200 000 (ГДП-200), в данном случае, листов номенклатурой N-48-16, 17, 22, 23,27, 28,29, с целью изучения продуктивности всей погребенной и приподнятой долинной сети и локализации там россыпей в пределах слабо изученного Предбайкальского прогиба
. В результате проведённых изучений и расчётов делаются прогнозо-разведочные предложения. Так, в пределах всего региона Предбайкальского прогиба сделаны следующие выводы:
1. Позднеплиоцен-плейстоценовые аллювиальные образования манзурской свиты, выполняющие древнюю гидросеть, являются основным поставщиком свободного золота в современные долины.
2. Россыпи древней гидросети сформированы за счет аллювиальной переработки мел-палеогеновых кор выветривания, способствовавших интенсивному полному высвобождению золота из коренных источников. Поэтому, можно предполагать более высокую продуктивность древних россыпей по сравнению с позднеплейстоцен-голоценовыми.
Об этом также свидетельствует богатство позднеплиоцен-плейстоценовых россыпей соседних регионов (Ленский район, Восточное Забайкалье, Монголия), приуроченных к так называемой «белесой» толще, являющейся полным аналогом манзурского аллювия.
3. Прогнозная оценка древних долин увеличивает золотой потенциал Западного Прибайкалья и позволяет более целенаправленно проводить поиски россыпей в современной гидросети.
4. Территория Предбайкальского прогиба может рассматриваться в качестве прогнозируемой минерагенической зоны перспективной на выявление золотоносных россыпей.. (Смотреть приложения I и II).
37. Заключение
В настоящем учебном пособии мы не стремились охватить все проблемы и их решения в области структурной геоморфологии. Осталось без освещения структурно-геоморфологическое картографирование. Мы считаем, что прямого отношения к поисковому делу оно не имеет. К тому же эта проблема требует, в виду объёмности вопроса, отдельного рассмотрения. Его освещение целесообразно рассмотреть специально, в рамках отдельного курса по структрной геоморфологии. По той же причине очень кратко рассмотрены вопросы эволюционной геоморфологии. Зато в данном пособии на много болше внимания, чем в иных, уделено вопросам комплексного использования дистанционных и геофизических методов в структурно-геоморфологическом анализе и поисковом деле на его осноае.
Необходимо заключить, что данное учебное пособие предназначено для студентов старших курсов специалитета, бакалавриата, магистратуры и слушателей последипломного образования географических и геологических специальностей в объёме 56-60 часов. Оно содержит все новейшие достижения научной мысли и конкретной практики на 2011 год. С учётом требований времени оно является ещё и технологическим инструментом для производства поисковых работ в сложных горно-геологических условиях. Аналогов этому учебному пособию на русском языке нет.
Также необходимо отметить, что оно не могло бы быть выполненным без финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований и гранта для поддержки научных исследований Правительства Российской федерации.
Большую помощь и моральную пожжержку пори публикации учебного пособия оказали весь коллектив кафедры геоморфологии и члены Учёного совета факультета географии и геоэкологии. Личную признательность хотелось бы выразит профессорам А.Ал. Григорьеву, Д.В.Севастьянову, А.Н.Ласточкину и безвременно ушедшему из нашей жизни замечательному геологу-геоморфологу и моему соавтору в научных исследованиях, многолетниму спутнику в геологических маршрутах Б.В.Томилову. Отдельную благодарность заслуживает инженер кафедры М.А.Калыгин за бескорыстную организационную помощь на всех стадиях моей научной и педагогической работы.











Рекомендцемая литература
ЧАСТЬ I и II
1. Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.,. Наук, 1965.
2. Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. М.,.. Наука, 1978.
3. А.Н.Ласточкин Неотектонические движения и размещение залежей нефти и газа. Тр. ВНИГРИ, вып.327, 1974. 69с.
4. Дистанционные исследования при нефтегазопоисковых работах. М., Наука, 1988.224с. (Под ред. акад. А.Л.Яншина)
5. Проблемы эндогенного рельефообразования. М., Наука, 1976.452с. (Под ред. Н.А.Флоренсова)
6. Лопатин Д.В. Криптоморфные геоморфологические структуры и их природа. Географические и геоэкологические аспекты развития природы и общества. СПб., СПбГУ, 2008. С.149-155.
7. Геоморфология. М., АКАДЕМИЯ, 2005. 528с. (Под ред.А.Н.Ласточкина и Д.В.Лопатина)
ЧАСТЬ Ш
Билибин Ю.А. Основы геологии россыпей. М., Изд. АНСССР, 1955. 471с.
Шило Н.А. Основы учения о россыпях. М., Наука, 1985. 400с.
Воскресенский С.С. Геоморфология россыпей. М., МГУ, 1985. 420с
Проблкмы геологии россыпей. Магадан,.1970. 415с. (под ред.В.И.Смирнова)
Кашменская О.В., Хворостова З.М. Геоморфологический анализ при поисках россыпей. Новосибирск, Наука, 1965. 124с.
Смолдырев А.Е. Методика и техника морских геолого-разведочных работ. М., Наука, 1978. 234с.
Русловые процессы и формирование аллювиальных россыпей золота. М., МГУ, 2009. 171с.

Подписи к рисункам
Табл. 2-1 Схема взаимодействия и взаимосвязи структурной и поисковой геоморфологии в структуре геоморфологических знаний.
Рис. 7-1. Схема орографии Забайкалья (По С.С.Коржуеву, 1966).
Рис. 7-2. Орографическая схема ледникого бассейна северо-восточных склонов Южно-Чуйского хребрв (Алтай). 1- гребневые структурные линии, 2 – тела горных ледников, 3 – абсолютные значения высот горных вершин, 4 – килевые линии русел рек (По А.Р.Агатовой, 1999).
Рис. 7-3. Общая орографическая схема Алтая и его обрамления. 1-2 – горные сооружения: 1 – альпинотипное среднегорье (до 5000м), 2 – низкогорья (до 2000м), 3 – равнины и днища межгорных впадин, 4 – современные озёрные бассейны (По И.С.Новикову, 2004).
Рис. 7-4. Схема высотных уровней рельефа бассейна верховий р. Катунь (Алтай). 1 – более 3000м, 2 – 2800-2500м, 3 – 2350-2000м, 4 – 1800-1600м, 5 – 1400-1000м, менее 800м. Промежутк между уровнями – склоны.
Рис. 8-1. Картосхема вертикальной расчленённости рельефа. 1 – изолинии равных значений разностной поверхности, 2 – области максимальных значений новейших поднятий, 3 – абсолютные значения высот отдельных вершин.
Рис. 8-2. Картосхема горизонтального расчлененич рельефа. 1 – изолинии равных значений горизонтального расчленения, 2 – площади максимальных значений расчленённости рельефа.
Рис. 8-3. Картосхема максимальных уклонов тальвегов линейного эрозионного расчленения. 1 – тальвеги долин, 2 – участки тальвегов с максимальными значениями уклонов, 3 – отдельные горные вершины, значения их высот и названия.
Рис. 8–4. Картосхема суммарной вертикальной и горизонтальной расчленённости. 1 – изолинии равных значений кооэфициента расчленённости, 2 – аномальные значения расчленённости.
Рис. 8-5. Картосхема вершинной поверхности. 1 – изолинии равных значений деформации новейшими движениями исходной денудационной поверхности рельефа.
Рис. 8-6. Картосхема базисной поверхности в изолиниях равных значений.
Рис. 8-7. Картосхема тектоморфоизогипс. 1 – изолинии равных значений тектонического рельефа.
Рис. 10-1 Заларинская тонометрическая аномалия. Предсаянский прогиб..
Рис. 10-2. Схема обобщения локальных линеаментов в региональные системы на примере Среднего Поволжья
Рис. 10-3. Схема корреляции линеаментных полей, зон и отдельных линеаментов с геолого-тектоническим строением Прикаспийской синеклизы. Произведено районирование структурно-формационных комплексов Прикаспийской синеклизы по линеаментному «фотопортрету». 1 –3 линеаменты и вариастраты. связанные с элементами залегания осадочных формаций платформенного чехла: 1 – линеаментное отображение структурных элементов формаций, 2 – брахиформных структур, 3 – глубинных разломов: а – с криптоморфным и б – морфоструктурным отображением; 4 – полосовые оптические аномалии: а – непрерывные, б – прерывистые; 5 – линеаменты выделенные по морфометрическим показателям изолинейного отображения оптической плотности; 5 – линеаменты выделенные по тоновым линиям: а – непрерывным, б – прерывистым; 7 – линеаментные анвамбли, связанные с выходами в денудационный срез интрузивных тел; 8 – границы формационных комплексов снятых с обзорных тектонических карт. MZ – обозначения геомогического возраста. Цифрами обозначены номера локальных поднятий. В тексте не упоминаются.
Рис. 10-4. Вариационные кривые распределения размерности: 1 - гранитоидных массивов познего мезозоя территории СССР, 2 – кольцевых структур изображений на различных типах дистанционных снимков для Забайкальского региона.
Рис. 10-5. Фрагмент карты криптоморфных геоморфологических структур Верхоянья, совмещённой с картой полезных ископаемых.
Участки платформенных равнин: 1 – приподнятые, 2 – опущенные, 3 – граница между ними, 4 – области обнажённого складчато-надвигового субстрата мезозойской складчатости Северо-Востока России, подвергшиеся денудации. Площади компактного размещения линеаментных отображений центрозональных структурных форм с диаметром в км: 50-100, 6 – до 50. 7 – границы горного рельефа Верхоянья. Дислокации: 8 – взбросовые дислокации земной коры новейшего тектонического этапа; 9 – региональные сдвиги; 10 – зона Верхояно-Марианского сквозного трансконинентального линеамента; 11 – прочие неориентированные линеаменты (диаклазы); 12 – взбросо-надвиговые дислокации позднего мезозоя; 13 – разрывные, преимущественно надвиговые, дислокации нижнекорового заложения кайнозоя; 14 – зоны смятия; 15 – внешние и внутренние контуры глубинных образований очагового типа; 16 – линеаменты дуговой и центрозональной геометрии. Генетические типы месторождений полезных ископаемых; 17 – гидротермальные, 18 – контактно-метасоматические, 19 – россыпные, 20 – связанные с системами жил, 21 – минерализованные зоны дробления. Рудовмещающие породы и тела: 22 – песчаники, конгломераты, известняки, 24 – доломиты. Формы рудных тел: 25 – линзы, чётки чечевицы, 26 – штокверки. 27 – перспективные рудопроявления. Типы оруденения: 28 – смешанный, 29 – связанный с разрывными нарушениями. 30 – названия минеральных типов оруденения. 31 – названия блоков разного ранга: П сиб – Сибирская платформа, П – Предверхоянский прогиб, В – складчатые горы перикратонного Верхоянского прогиба, Я – Янская центрозональная вихревая структрная форма позднмй мезозой-кайнозойского возраста, И – Индигирская вихревая центрозональная структурная форма того же возраста, Пр – Приморская аккумулятивная равнина, К – колымский срединный массив (микрокрнтинент), А – Алазейская вихревая центрозональная структура ( горячая точка).
Рис. 10-6. Схема размещения положительных (белый цвет) и отрицательных (крап) аномалий магнитного поля приполярного сектора Евразии по данным спутников POGO. Положительные и отрицательные аномалии представлены в изодинамах нанатесла. Римскими цифрами обозначены названия аномалий.
Рис. 11-1. Принципиальная схема положения разломов в разрезе земной коры и их отображение на земной поверхности и на космических её изображениях в виде линеаментов (По В.И.Макарову, 1988).
А, Б – криптоморфные (не достигшие земной поверхности) разломы, прерывающихся на боґльших (1) и меньших (2) глубинах в разрезе земной коры (а) и в плане на космических снимках (б). В – открытые (достигшие земной поверхности) разломы с наклонным (1) и вертикальным (2) положением плоскости смещения в разрезе (а) и в плане на космическом изображении (б).
1 – разломы, 2 – блоки земной коры, разделяемые разломами, 3 – слои земной коры не затронутые непосредственно разломами, 4 – возможные варианты механических смещений по разломам, 5 – конус рассеивания механических деформаций, 6 – неравномерный восходящий поток глубинных флюидов, газов и тепла, 7 – конус рассеивания потоков флютдов, газов и тепла, 8 – условная кривая величины эергетического потока над зоной разлома. 9 – условная интенсивность аномалий на дневной поверхности, связанных с разломами и определяющих яркость и морфологию проявления линеаментов и их космических отображений.
Табл.12-1 Таблица количественного распределения вещественного состава земной коры.
Рис. 12-1 Оболочесное строение Земли.
1 – ядро – сидерофильная группа элементов, удельный вес 8 г/смі, 2 – 3 мантия – халькофильная группа элементов, сульфидноокисная зона: 2 – удельный вес 6 г/смі, 3 – 5 г/смі, 4 – коромантийная смесь – литофильная группа элементов, силикатная зона, удельный вес – 3,5 г/смі, 5 – земная кора, удельный вес – 2,7 г/смі.
Рис.13-1. Космическое изображение Восточного Забайкалья.
Рис.13-2. Обзорная орографическая схема Юго-Восточного Забайкалья.
1- горные хребты: 1 – Яблоновый, 2 – Черского, 3 – Даурский, 4 – Могойтуйский, 5 – Эрмана, 6 – Борщёвочный, 7 – Ононский, 8 – Кукульбейский, 9 – Нерчинский; 2 – горные хребты без названий и не отображённые на орографических картах; 3 – линии сопочного рельефа на продолжении известных горных хребтов; 4 – площадь съёмки на руднике Орловский (пос. Орловка). Сплошными замкнутыми тонкими конткрами изометричной формы обозначены Торейские озёра: Зун-Торей и Барун-Торей. Штрих-пунктирной линией обозначена государственная граница Российской Федерации.
Рис. 13-3. Схема Агинской тектономагматической центрозональной структурной формы по данным геометрической картометрии.
1 – Площадь закартированной полевой геоморфологической съёмкой м-ба 1:10 000 части Орловко-Споконенского редкометалльное рудного поля, 2 – геометрический контур Агинской структурной формы, 3 – геометрический контур глубинной Шилинской тектоно-магматической структурной формы.
Рис. 13-4. Схема структурно-геоморфологического районирования Юго-Восточного Забайкалья (с использованием материалов Б.В.Томилова). Геоморфологические районы: 1 – линейные овальные и округлые неконтрастные своды и рифтоподобные мезозойские впадины забайкальского типа; 2 – Даурское и Борщёвочное сводовые поднятия гобийского типа; 3 - структурно-аккумулятивные равнины с островными пологосопочными массивами. Прочие обозначения: 4 – границы структурно-геоморфологических областей: 5 – границы структурно-геоморфологических районов; 6 – линеаменты: а – кольцевые, б – прямолинейно-ориентированные; 7 – государственные границы; 8 – площадь района исследований.
Рис. 13-5. Разрез тектонического рельефа и строения земной коры Прибайкалья, Забайкалья и Агинской центрозональной тектоно-магматической структурной формы. 1-3 – основные тектонические элементы: 1 – граница предгорного Предбайкальского прогиба, 2 – выходы докембрийского фундамента Сибирской платформы, 3 – докембрийский фундамент, инъецированный гранитоидами баргузинского комплекса венд-раннепалеозойского возраста; 4 – зона познемезозойского рифтогенеза; 5 – зона дейтероорогенеза; 6 – шарьяже-надвиговые структуры; 7 – структурно-геоморфологические элементы центрозональной инфраструктуры; 8 – области распространения межгорных впадин забайкальского типа; 9 – разломная область впадин байкальского типа; 10 – базальтоидные формации Сибирской платформы; 11 – гранитно-метоморфический «слой»; 12 – базальтовый «слой»; 13 – поверхность мантии; 14 – молассоидные формации впадин байкальского типа; 15 – предполагаемая верхняя граница магматического очага Агинской центрозональной структуры; 16 – область инъекционного позднемезозойского гранитоидного магматизма: а – лейкогранитного, б – гранит-гранодиоритового; 17 – направление поворота южного выступа Сибирской платформы при раскрытии впадин Байкальского типа по геодезическим данным.
Верхний рисунок: тектоническая схема региона (I). Средний рисунок: морфотектонический профиль (II). Нижний рисунок: строение земной коры (III).
Рис. 13-6. . Геометрически стилизованная схема внутреннего строения Агинской криптоструктуры. 1-3 – структурные элементы симметрии центрального типа: 1 – контур ограничений очаговой тектоно-магматической структуры и зонального распределения магматизма, 2 – малые центрозональные инфраструктуры, предположительно контролирующие очаги локальных магматических структур, 3 – контуры предполагаемых магматических тел по гравимагнитным и дистанционным данным; 4-5 – гранитоидные комплексы: 4 – кукульбейский (лейкогранитный), 5 – шахтаминский (гранодиоритовый); 6-9 – значения напряжённостьи гравитационного поля: 6 – относительно положительные (при смещении точки нуля на +70 мГл), 7 – слабоотрицательная, 8 – отрицатеотная, 9 – глубокие минимумы (более – 300-500 мГл); 10-13 – элементы металлогенической зональности: 10 – флюоритовая минерализация, 11 – олово-вольфрам-флюоритовая, 12 – флюоритовая и золото-молибден флюоритовая, 13 – линии ограничения флюоритовой структурно-металлогенической зоны минерализайии, совпадающей с зоной ТМА.
Рис. 13-7. Геодинамическая модель Агинской центрозональной криптоморфной геоморфологической структурной формы. 1-4 – разрез земной коры: 1 – осадочные формации в зоне ТМА, 2 – гранитно-метаморфический «слой», 3 – базальтовый «слой», 4 – верхняя мантия; 5 – лейкогранитный магматический дифференциат; 6 – гранодиоритовый магматический дифференциат; 0 – векторы турбулентности. Буквами дополнительно обозначена «слоистая» структура литосферы. Пунктирными вертикальными двойными линиями обозначены зоны контакта магматического очага с породами вмещающей рамы, - тоновые характеристики изображения Агинской СЦТ. Белый тон в центре очага – метаморфически изменённые породы Агинской докембрийской плиты.
Рис. 13-8. Топогидрографическая схема Орловско-спокойненского рудного поля.
1 – реки и направления их течения, 2 – пролювиальные долины, 3 – населённые пункты, 4 – места расположения основных горных вершин
Рис.13-9. Схема морфотектоники территории Восточного Забайкалья.
1 – тектоморфоизогипсы, 2 – границы геоморфологических структур. I-VI – названия отдельных геоморфологических структурных форм:сводовы I – Даурская, II – Могойтуйская, III – Борщёвочная, IV - Ундино-Борзинская, VI – Эрмановская; равнинные:V - Ононо-Тарейская/ 3- площадь геоморфологической съёмки.
Рис. 13-10. Фрагмент (генерализованной в масштаб 1:2500) геоморфологической карты масштаба 1:10000.
I. Водораздельный комплекс форм рельефа: 1 – валообразные водоразделы, 2 – куполовидные вершины, 3 – субгоризонтальные (угол наклона 0–3
·) водораздельные и склоновые денудационные поверхности и поверхности отпрепарированных сундучных складок, 4 – седловинные субгоризонтальные поверхности, 5 – структурный линейный микрорельеф, 6 – структурный бугристый микрорельеф. II. Долинный комплекс форм рельефа: 7 – днища структурно-денудационных долин, 8 – ложбины не руслового стока, 9 – тальвеги, 10 – термокарстовые западины, воронки, котловины. III. Склоновый комплекс форм рельефа: 11 – отрицательные перегибы склонов, тыловые швы аккумулятивных и денудационных поверхностей, 12 – положительные перегибы склонов, 13 – дефлюкционные пологие (угол наклона 3–12
·) склоны, 14 – крутые (угол наклона более 12
·) дефлюкционные и дефлюкционно-делювиальные склоны, 15 – склоновые мерзлотные бугры пучения.
Рис.13-11. Фрагмент геоморфологической карты м-ба 1:10000 в чёрно-белом варианте на топогеодезической основе. Условные знаки те же, что и на рис.!3-10. ПР-153 – ПР-200 – профили геоморфологического картографирования (З-В). М-21 – М-19 – магистральные профили (С-Ю). Буква S в контурах знака 8 – обозначает солифлюкционный поток.
Рис. 13-12. Фрагмент карты инъективных геоморфологических структурных форм (инфраструктур) Орловско-спокойненского рудного поля.
1 – кольцевые и дуговые линеаменты, отдешифрированые с топокарт м-ба 1:25000. 2 – кольцевые и дуговые линеаменты отдешифрированние с АФС м-бов 1:27000 и 40000, 3 – кольцевые и дуговые линеаменты, выделенные по геоморфологической полевой карте м-ба 1:10000, 4 – участки аномального вертикального расчленения (К >70), 5 – локальные мезозой-кайнозойские поднятия, 6 – оси зон трещиноватости и сгущения центрозональных инфраструктур, отвечающми магмоподводящим каналам, 7 – месторождения и рудопроявления, 8 – границы участкам работ по геоморфологическому картографированию, 9 – контрастные кольцевые формы рельефа, совпадающие с локальными мезозой-кайнозойскими поднятиями и участками аномального расчленения рельефа, 10 – те же, совпадающие с локальными поднятиями или с участками аномального расчленения рельефа.
Рис. 13-13. Фрагмент сводной картосхемы линеаментов.
1 – выделенных по снимкам, 2 – по топографической основе м-ба 1:25000, 3 – погеоморфологической карте, 4 – абсолютные отметки высот.
Рис. 13-14. Фрагмент картосхемы блокового деления.
1 – тектономорфоизогипсы, 2 – границы блокового деления. Штриховками показаны высотные положения вершинной поверхности: 3 - 675-1000м; 4 - 725-1050м, 5 – отметки абсолютных высот.
Рис.13-15. Картосхема плотности линеаментов.
1 – изолинии равной плотности, 2 – отметки абсолютных высот
Рис.13-16. Фрагмент карты мощностей рыхлых отложений масштаба 1:10 000. Изолинии равных мощностей проведены через 1, 2, 4, 8, 12м.
Рис.13-17. Сводная схема прогнозирования редкометального оруденения Орловско-Спокойненского рудного поля.
А Металлогенические зоны, выделенные по данным качественных методов прогнозирования. 1 – границы Орловской геоморфологической структуры, 2 – линейно-ориентированные зоны сгущения центрозональных структурных форм; 3 – линейно-ориентированные зоны трещиноватости С-С-З и ортогональной систем; 4 – узлы центрозональных структурных форм; 5 – месторождения и рудопроявления; 6 – контуры гравиметрических отрицательных аномалий, соответствующих продуктивным гранитоидам; 7 – границы съёмочных участков; 8 – границы участков и их номера, перспективных на обнаружение редкометальной минерализации и рекомендуемых для производства разведочных работ; 9 – границы участков, рекомендуемых для детальной разведки. Б. Перспективные участки, выделенные по данным количественных методов прогнозирования: 10 – по эталону Орловского месторождения; 11 – по эталону Спокойненского месторождения. В. Прогнозируемые поисково-разведовательные скважины и их номера: 12 – первоочередные; 13 – второй очереди; 14 – третьей очереди; 15 – контуры автохтонных гранитоидных массивов кукульбейского комплекса позднего мезозоя.
Рис.13-18. Картосхема металлогенического прогнозирования по эталону месторождения, вскрытого скважинами 22 и 23. Участки с относительной близостью к эталону: 1 - > 90%, 2 – 70-90%, 3 – 60-70%, 4 - < 60%. Контуры полей гранитоидов кукульбейского комплекса: 5 – мелко-среднезернистые мусковитовые двуслюдистые амазонитовые, 6 – грант-порфиры, 7 – гранодиориты, 8- месторождения и рудопроявления. Изолинии проведены через 5%.
Рис.13-19. Картосхема металлогенического прогнозирования по эталону месторождения Орловского. Участки с относительной близостью к эталону: 1 – 100%, 2 – 90-100%, 3 – 80-90%, 4 - < 80%. 5-8 – то же, что и на рис. 13-18.
Рис.13-20. Картосхема металлогенического прогнозирования по эталону месторождения Спокойненское. Участки с относительной близостью к эталону: 1 - > 90%, 2 – 80-90%, 3 – 70-80%, 4 - < 70%. 5-8 – то же, что и на рис.13-18.
Рис.14-1. Индикационные признаки ореольных структурных форм.
А-Д (сочетание индикационных признаков): А – 1-4 и 7-9, Б – 1-3 и 6-8, В - 3,4,7,8, Г – 2-5, 7,8, Д – 3,4,6-8: 1-4 – ландшафтные индикаторы: 1 – лесные массивы. 2 – кольцевые тонометрические аномалии, 3 – линеаменты или линейные тонометрические аномалии, 4 – изолинии рельефа с абсолютными значениями высот.
Рис. 14-2. Схемы выявленных аномальных изображений по АФС (А) и РЛС (Б). А: 1 – наименее перспективные, 2 – среднеперспективные, 3 – наиболее перспективные. 4 – подтверждённые геофизическими методами, 5 – подтверждённые бурением; Б – 1 – точечные аномалии РЛС, 2 – подтверждённые данными АФС, 3 – совпадающие с данными АФС и являющиеся вявленными трубками взрыва, 4 – известные трубки взрыва с индикационными признаками АФС и РЛС.
Рис.14-3. Графики мультипликативных лреольных структурных форм кимберлитовых трубок взрыва.
1 – линии графиков, 2 – обозначение аномальных объектов, 3 – осадочные толщи платформенного чехла, 4 – породы тел трубочного типа, 5 – покровные четвертичные отложения, 6 – контуры площадей трубок взрыва на графиках.
Рис.14-4. Схема реконструкции структуры магматической камеры в мантии.
А: 1 – центры ореольных геоморфологических структурных форм, 2 – линеаменты (зоны глубинной проницаемости), 3 – зоны влияния (1), 4 – центр симметрии глубинной тектономагматической структурной формы, 5 – контуры очаговой структурной формы; Б – вихревая модель данной структурной формы: 6 – генерализованная схема А.
Рис. 14-5. Схема рудоконтролирующих структур Зимнего берега по данным орбинальных исследований (Расположение вулканических тел по данным Е.М.Веричева и др.). 1-5 – тела щелочно-базальтоидного ряда: 1-2 – кимберлитовые породы АL серии: 1- кимберлиты, 2- киммелилиты; 3-4 – кимберлиты Fe-Ti серии: 3- кимберлиты, 4- кимпикриты и пикриты; 5 – базальты; 6-8 – данные дешифрирования: 6- линеаменты, контролирующие глубинные разломы, 7- линеаментные зоны, контролирующие размещение щелочно-базальтоидных интрузий; 8 – кольцевые линеаменты, контролирующие магматические камеры.
Рис. 20-1. Разрез элювия золотономной жилы в условиях выпуклой поверхности рельефа.
1 – фрактолитовый элювий разрушающейся рудоносной жилы, 2 – фрактолитовый элювий вмещающей породы, 3 – 4 – границы: 3 – жилы и 4 – элювиальной россыпи (по Ю.А.Билибину, 1955).
Рис. 20-2. Разрез элювия разрушающейся рудной жилв в условиях вогнутой поверхности рельефа (по Ю.А.Билибину, 19550.
1 – рудная жила, 2 – вмещающая порода, 3 – россыпь, 4 – пустой элювий вмещающих пород.
Рис. 20-3. Условия залегания оловорудной элювиальной россыпи (по Г. Б. Жилинскому, 1965).
1- зона выщелачивания, 2 – зона окисления и частичного восстановления, 3 зона цементации и восстановления вторичных сульфидов над рудными жилами, 4 – вмещающая порода.
Рис. 21-1. Схема выветривания коренной рудоновной жилы и образования делювиальной россыпи.
1 – коренная вмещающая порода, 2 – рудоносная жила, 3 – слой кос, 4 – элюво-делювий разрушающейся рудной жилы, 5 – делювиальная россыпь в делювиальном слое.
Рис.21-2. Форма делювиальной россыпи в плане, в зависимости от формы и ориентировки по отношению к падению склона рудного тела (По Ю.А. Билибину, 1955).
1 – изолинейная поверхность склона, 2 – рудное тело, 3 – россыпной шлейф.
Рис. 22-1. Схема размещения элювиальных, делювиально-солифлюкционных и аллювиальных россыпей.
1 – аллювиальные отложения, 2 - нижнеюрские глинистые сланцы и песчаники, 3 – глинистые сланцы и песчаники с прослоями мелкогалечных конгломератов, 4 – полосчатые глинистые сланцы с прослоями туфогенных песчаников, 5 – речные террасы разной высоты в метрах над руслом, 6 – золотоносные дайки, 7 – золотоносные кварцевые жилы, 8 – элювий и делювий даек и кварцевых жил, 9 – рудные пробы с золотом, 10 – элювиальные и делювиально-солифлюкционные россыпи, 11 – аллювиальные отложения со знаковыми значениями золотоносности, 12 – 13 – аллювиальные росспи с меньшими (12) и большими (13) запасами золота.
Рис. 25-1. Геологическая схема строения месторождения россыпного золота, образованного в долине с нормальной мощностью аллювия (по Н.А.Шило, 1985).
1 – аллювий, 2 – ледниковые отложения, 3-5 – свиты позднепермского возраста: 3 – нижняя, сланцевая, 4 – средняя, туфогенная, 5 – верхняя, сланцевая; 6 – гранитоидный массив, 7 – штоки сложного состава; 8 – 9 – дайки: 8 – основных пород, 9 – кислого состава; 10 – кварцевые жилы (а) и их элювиальные фрактолиты (б), 11 – тектонические нарушения, 12 – зоны рудной минерализации, 13 – рудные тела; 14-15 – террасы разных высотных уровней: 14 – аккумулятивные, 15 – цокольные; 16-17 – концентрации золота в аллювии: 16 – умеренные, 17 – высокие; 18-19 – золотоносные проявления: 18 – с высокими и 19 – умеренными содержаниями золота.
Рис. 25-2. Попересный разрез долинной россыпи с нормальной мощностью аллювия (по Н.А.Шило, 1985).
1 – почвенно-растительный слой, 2 – покровный суглинок с галькой, 3 – ил серого цвета, 4 – слабо связанные галечники с песком, валунами и линзами льда, 5 – линзы ила с галькой, 6 – линзовидные прослои вязкой глины с галькой, 7 – галечник с валунами и щебнем, связанные в нижних горизонтах тёмно-серых песчанистых суглинков, 8 – отложения второй террасы: галечники, связанные жёлтым суглинком и линзами льда, 9 – трещиноватые коренные породы, 10 – ненарушкнные коренные породы (глинистые сланцы),.11 – 12 – золотоносность: 11- умеренных и 12 – высоких содержаний золота.
Рис.26-1. Террасовые россыпи р. М. Тарын (Верховья р. Индигирки) (По Трушкову Ю.Н., 1965).
1 – знаковая золотоносность, 2 – слабая золотоносность, 3 – повышенная золотоносность, 4 – богатая гнездовидная золотоносность, 5 – древние поверхности выравнивания, 6 – бровки террас, 7 – осыпи. Цифрами обозначены высоты террас (арабские) и номера проходческих линий.
Рис. 26-2. Схема расположения россыпей на геоморфологической основе на участке Угловой-Промежуточный (Бассейн верховий Индигирки) (По А.И.Скрябину).
1 – аллювий современных долин, 2 – терраса 20-и метрового уровня, 3 – терраса 50-и метрового уровня, 4 – терраса 100 метрового уровня, 5 – терраса 120 метрового уровня, 6 – терраса 200 метрового уровня, 7 – коренные породы верхненорийского яруса триаса, 8 – породы нижненорийского яруса триаса, 9 – морены, 10 – россыпи ледниковых валунов, 11 – россыпи золота, 12 – кварцевые жилы и их фрактолитовый иллювий, 13 – древние долины, 14 – дайки магматических пород.
Рис.27-1. Террасоувал. Условия залегания покровного плаща нозне-неоплейстоценовых и голоценоых продуктивных отложений на террасированном склоне.
1-6 – отложения нижнего и верхнего голоцена: 1 – почвенно-растительный горизонт, 2 – делювиально-солифлюкционные щебнистые суглинки, 3 – 5 - субфации современного аллювия: 3 – илисто-песчанисые глины, 4 – галечник и пески серого цвета, 5 – золотоносный песчано-глинистый галечно-щебнистый горизонт; 6-7 - отложения позднего неоплейстоцена: 6 – аллювий первой террасы, 7 – золотоносный галечно-валунный аллювий второй и третьей террас, 8 – золотоносный галечниковый аллювий четвёртой и пятой террас; 9 – фрактолитовый элювий коренных пород, 10 – не подвергшиеся выветриванию коренные породы; 11 – 12 – различные концентрации золота: 11 – значительные, 12 – высокие.
Рис. 27-2. Схематические разрезы поддувальных эрозионных врезов (По С.С.Воскресенскому, 1985).
А – поддувальный врез выше уровня поймы, Б – то же на уровне поймы, В – то же ниже уровня поймы. 1 – аллювий поймы, террас и террасоувалов, 2 – аллювий поддувальных врезов и древних выполнений, 3 – делювиально-солифлюкционно-дефлюкционные склоновые образования, 4 – золотоносный аллювий, 5 – коренные породы, 6 – геоморфологическая поверхность подцвального вреза.
Рис. 27-3. Схематические разрезы погребённых тальвегов (По С.С.Воскресенскому, 1985).
А – полность сохранившиеся погребённые долины с комплексом террас, Б – частично сохранившаяся древняя долина (древний аллювий залегает под поймой, частично под террасой), В – частично сохранившаяся погребённая долина (древний аллювий залегает под террасами), Г – погребённая долина и коньон. 1 – аллювий поймы и террас, 2 – аллювий погребённых тальвегов, 3 – аллювий древних долин, 4 – склоновые потоки рыхлого вещества продуктов выветривания, 5 – коренные породы, 6 – золотоносный аллювий.
Рис.28-1. Строение водораздельной россыпи на Предуральском пенеплене (По А.Г.Желамскому, 1970).
1 - современные и верхненеоплейстоценовые отложения, 2 – отложения террасового комплекса современных долин, 3 – россыпь золота, 4 – отложения аллювия древней водораздельной гидросети, 5 – коренные породы. Чёрными столбиками обозначена относительная продуктивность россыпей золота.
Рис.28-2. Строение водораздельной россыпи древней долины Алтае-Саянской области (По Ю.П. Казакевич и А.П.Бажинскому, 1960).
1 – складчатый фундамент, 2 – алитная кора выветривания, 3 – пестроцветные галечники, 4 – пестроцветные глины, 5 – красно-бурые суглинки, 6 – галечники, 7 – пески, 8 - бурые суглинки, 9 – синие глины, 10 – торф, 11 – золотоносные россыпи.
Рис. 28-3. Реконструкция древней трансбайкальской гидросети манзурского времени (поздний плиоцен-средний неоплейстоцен) (По Д.В.Лопатину и Б.В. Томилову, 2004).
А-С – Анай-Сарминская и Г-Б-М – Голоусненско-Бугульдейско-Манзурская приподнятые древние золотоносные долины Селенгино-Ленского (добайкальского) этапа развития рельефа Прибайкалья. 1 – древние долины, реконструированные по геоморфологическим признакам дешифрирования АФС высокого разрешения, 2 – то же по данным реконструкции рельефа и анализа геологических разрезов, 3 – условная реконструкция с использованием данных эхолотирования и сейсмоакустического зондирования, 4 – точки нахождения манзурского аллювия по данным глубокого бкрения, 5 – юрские конгломераты, 6 – направления течения древних рек, 7 – места опорных разрезов манзурского аллювия, 8 – названия древних рек.
Рис. 29-1. Схема расположения россыпей в области покровного оледенения Тамаракского хребта Верхоянья (По работе Н.А.Шило, 1985).
1 – поднятие Тамаракского хребта, 2 – область пассивного опускания, 3 – долины, в которых золотоносные горизонты отсутствуют, что объясняется экзорационной деятельностью ледников, 4 – золотоносная морена, 5 – отреок долины, где золотоносные отложения размыты водно-ледниковыми потоками, 6 – долины с хорошо сохранившимися золотоносными отложениями, 7 – места в долинах, где предполагается экзорация золотоносных отложений.
Рис. 29-2. Приуроченность повышенных содержаний золота в литологически разных толщах моренного комплекса (по С.С.Воскресенскому, 1985).
1 – аллювий верхнего ледникового слоя, 2 – льдистый щебнистый суглинок, 4 – неслоистая супесь с валунами, 5 – неслоистая иловатая супесь с валунами, 6 – коренная порода, 7 – места с повышенным содержанием золотого концентрата в различных горизонтах моренного комплекса.
Рис. 29-3. Схематичный поперечный профиль через погребённую долину ручья (по Ю.И.Гольфарбу и Т.И.Капрановой,1970). Переслаивание морен и флювио-гляциала, залегающих в террасированной долине с россыпным концентратом.
1 – современный аллювий, 2 – склоновые покровные образования, 3 – древний золотоносный аллювий (пески, галечники), 4 – водно-ледниковые пески, галечники, валунник, 5 – разновозрастные моренные комплексы, 6 – коренные породы.
Рис. 31-1. Схема локализации морской россыпи (по А.Е.Смолдыреву, 1978).
1 – линия берега, 2 – штормовой вал, 3 – подводный вал,. 4 – подводный выступ, 5 – зона размыва, 6 – участок аккумуляции, 7 – вдольбереговые течения, 8 – вдольбереговые течения, 9– градиентные течения, 10 – изобаты и значения глубины. Концентрации золота в условных единицах: 11 – 200-300, 12 – 50-200, 13 – до 50.
Рис. 31-2. Схема опускания берега, переход аллювиальной россыпи суши в современную морскую (А) и погребённую аллювиальную (Б) (По А.Е.Смолдыреву, 1978).
1 -5 – осадочные породв: 1 – аллювиальные, 2 – лиманные, 3 – морские, 4 - россыпи, 5 – россыпепроявления; 6 – уровень моря.
Рис. 33-1. Соотношение аллювиальных и техногенных россыпей (По Н.А. Шило, 1985).
1 – шурфы основной разведки, 2 – шурфы повторной разведки, 3 – валовые пробы, 4 – частично вскрытые участки россыпи, 5 – частично отработанные пески, 6 – незачищенные пески, 7 – отработанные пески и актированные площади открытой разработки, 8 – отработанные пески и актированные площади, 9 – отвалы торфов,. 10 – отвалы галечные, 11 – отвалы эфельные,. 12 – галесно-эфельные отвалы, 13 - контур вновь разведанной техногенной россыпи, 14 – контур аллювиальной россыпи, 15 – граница аллювия.






 Лопатин Д.В. Геоморфологическая индикауия глубинных структур.//Геоморфология, 2000, №3
 Геоморфология, 1984, №2
 Геоморфология, 2003, №2
 Геоморфологтя, М., АКАДЕМИЯ, 2005
 «Геоморфология, М., АКАДЕМИЯ, 2005 и методическое пособию «Применение геоморфологических методов в структурно-геологических исследованиях. М., Недра, 1970».

 Ласточкин А.Н. Системно-морфологическое основание наук о Земле. СПб., СПбГУ,2002.
 Корреляция геофизических полейю М., Наука, 1991.
 Лопатин Д.В. Исследование Земли из космоса, 1996, №4
 Структурная геоморфология равнинных стран. М., Наука, 1965 с.17].
 Космическая информация в геологии. М., Наука, 1983
 Атлас геологических карт. СПб, ВСЕГЕИ, 1995
 Пб, ВСЕГЕИ, Госгеолфонд, М., 1986
 Исследование Земли из космоса, 2009, №2. С. 67-75
 Исследование Земли из космоса. 2002, №2. С. 77-91
 Исследование Земли из космоса, 2000, №1. С.79-85
 Вестник СПбГУ. Серия 7. №1, 2004. С.58-67
 Угол естественного откоса
 Термин употребляется в литературе давно
 Геоморфологическая криптоморфная структурная форма центрального типа
 Всё островное сводовое поднятие
 Нетрадиционные методы поисков месторождений полезных ископаемых.СПб.,ДПРпо С-ЗР. С.99-112
 Веричев Е.М., Саблуков С.М., Саблукова Л.И., Журавлев Д.З. Доклады Академии наук, 1999, т.368, № 2, с226-229.










13PAGE 15


13PAGE 1410815




Заголовок 1 Заголовок 2 Заголовок 3 Заголовок 4 Заголовок 5 Заголовок 615

Приложенные файлы

  • doc 9543630
    Размер файла: 983 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий