127_p2487-01_D3_856

В этих условиях на многие параметры разрушения уже влияет наличие остаточной деформации и остаточной прочности деформируемой среды. Особенность процесса циклического деформирования в том, что при частых повторных нагрузках, за счет проявления у деформируемой среды реологической «памяти» [Ямщиков, 1984], последующие циклы деформирования начинаются не с первой стадии, а со второй и, реже, с третьей стадий. Причина этого явления – необратимость протекания пластической деформации. При этом из-за появившихся ранее трещин на каждом новом цикле деформирования повышается и предел прочности горного массива (рис. 141, б). Так, для формирования новых трещин требуются все большие объемы тектонической энергии, часть из которой, за счет подвижек по ранее возникшим нарушениям, успевает диссипировать. Среда, как бы «прокачивая» через себя потоки тектонической энергии, все более и более охрупчивается, т. е. упрочняется. На основе учета этого явления Н. Ю. Работнов [1979] разработал теорию деформационного «старения» горных пород, известную сейчас как «нелинейная теория ползучести».

Вслучае формирования структур золоторудных месторождений гидротермального типа, в отличие от графика (рис. 141, б), период колебаний (продолжительность стадий рудообразования и структурных перестроек) не увеличивается, а уменьшается, возрастает и их часто-

та (рис. 141, в).

При значительном возрастании частоты этот процесс начинает напоминать волну напряжений, что дополнительно раскрывает определенную относительность в подразделении нагрузок на статические и динамические. По мнению [Шафрановский, Плотников, 1975], как таковых «статических» условий нагружения в геологии, где существуют длительно действующие деформирующие нагрузки, не бывает, ибо любая деформация – процесс динамический, обусловленный отклонением системы от состояния статического равновесия. Представление о статическом характере нагрузок в чистом виде правомерно, в основном, в технической механике, когда нагрузки вызывают пренебрежимо малые деформации, которые в данной задаче не имеют значения.

Вреальных горных массивах даже небольшие нагрузки вызывают процесс перестройки системы, и прежде всего на микроуровне. Таким образом, в тектонической системе постоянно идет процесс переноса энергии и релаксации напряжений. Во времени скорость процесса релаксации, из-за гетерогенного строения и перенапряженности отдельных блоков, весьма неравномерна, обуславливая временное варьирование тектонодинамических режимов, что явля-

ется несомненным признаком волны. Здесь следует вновь вспомнить высказывание О. И. Гущенко, М. А. Кооп, В. А. Корчемагина [2003] о существовании «дизъюнктивных волн деформаций». Подобная волна имеет определенную форму, период и амплитуду, гармоника которой зависит от общих характеристик объекта. В механике такие колебания называются собственными. Следовательно, любая напряженная геологическая система-объект представляется в качестве автоколебательной, что вполне согласуется с утверждением Р. Бишопа [1968] о том, что объекту «...достаточно располагать источником энергии, чтобы самовозбуждение колебаний стало возможным». Все дело только в разнице длин волн происходящих тектонических процессов. В соответствии с этим возникает общее единство симметрийных свойств статических и динамических процессов разрушения, что доказывает правомерность совмещения при наших построениях общей модели куба статического деформирования с волновой моделью конусо-гексаэдра динамического деформирования.

Наличием подобной, но только длиннопериодной цикличностью, по-видимому, можно объяснить факты удивительной схожести траекторий для этапов рудного деформирования с траекториями, отражающими общий путь развития всей тектонодинамической рудообразующей системы (см. гл. 3). Установлено, что в рудные этапы (или этап) закономерно повторяются не только структурные планы деформирования, но и характерная цикличность в смене видов напряженных состояний. Здесь, несомненно, работает общий закон природы – «онтогенез повторяет филогенез». Иными словами, в рудный период локальная тектонодинамическая система в кратком варианте проходит путь, характерный для всей истории развития надсистемы.

По-видимому, в данном случае срабатывает не только механизм «реологической памяти» горного массива, но и механизм, подобный сейсмическому эху. То есть в случае сильного импульсно-тектонического воздействия на систему, в ней, как отклик на это динамическое воздействие, еще долго гуляет отраженная и постепенно затухающая по амплитуде волна напряжений. Однако в отличие от обычных акустических волн, затухающих гармонически (или с

230

некоторым затягиванием), частота отраженной волны «дизъюнктивных деформаций» может нелинейно увеличиваться. Подобное явление характерно для условий распространения волн в среде с нелинейным типом поведения и обладающих большими энергетическими балансами.

В общем же итоге – чем количество циклов тектонической нагрузки-разрядки было больше, а геологическое строение и физико-механические свойства рудовмещающих структур и горных пород разнообразнее и сложней, тем генеральный структурный парагенез все более приближается к моделям девятикомпонентного куба деформирования и конусо-гексаэдра деформирования.

4.2. Классификация тектонических обстановок структурообразования

Ранее анализ всего разнообразия динамических обстановок рудоотложения, с точки зрения структурно-петрофизического метода исследования, был проведен В. И. Старостиным [1979]. Им, по типам палеодинамических обстановок, существовавших в наиболее продуктивные этапы и стадии, выделено два типа структур рудных полей: тип А – формирующийся в обстановке вертикального приложения тектонических сил (взбросовый и сбросовый подтипы); тип Б – горизонтального приложения со сдвиговыми деформациями в областях сжатия [Старостин, 1988]. Далее в этой классификации подразделение таксонов идет по виду механизмов деформирования (сдвигание, изгибание, сжатие), и, в зависимости от ориентировки приложения тектонодинамических сил, структуры подразделяются на поперечно деформированные и продольно деформированные.

Впредлагаемых автором схемах принято подразделение структур месторождений по типам тектонических палеорежимов, выделенных по геодинамическим обстановкам формирования рудоконтролирующих структур: тип А – преимущественного сжатия; тип Б – преимущественного растяжения; тип С – знакопеременного вида. Существование структур месторождений типа С определяется наличием рудных полей, в которых в равном соотношении встречаются рудоконтролирующие структуры обоих типов палеорежимов.

Вкаждой из этих групп, исходя из глубины заложения рудоконтролирующих структур,

автором выделяется по два класса структурных парагенезов – и . Класс структур типа « « условно назван «приповерхностным парагенезом», так как в нем преимущественно развиты надвиги и сбросы. Класс структур типа « « назван «глубинным парагенезом» с превалирующими в нем сдвигами. В свою очередь, каждый из типов и состоит из двух подтипов сопутствующих структур: основного парагенеза структур тектонической нагрузки (субгоризонтальной или субвертикальной) и сопровождающего их, но слабо проявленного структурного парагенеза обстановок тектонической разгрузки. Структурные парагенезы для этих подтипов формируются в две последовательные тектонические стадии. Появление структур разгрузки (обычно субгоризонтального или субвертикального растяжения) происходит в результате упругой отдачи нагруженной среды на периодические спады сжимающих нагрузок. Данное явление может происходить за счет тектонической разрядки энергии очаговой зоны, как это имеет место для инъективного класса структур, либо за счет разрядки регионального ПТН – для дизъюнктивных и пликативных структур.

Подобный принцип классифицирования исходит из того, что дорудный, рудный и пострудные периоды формирования рудоконтролирующих структур, как это было показано А. С. Великим [1961] и другими, обычно начинается в обстановке первоначально повышенного тектонического сжатия (нагрузки) данного блока земной коры и заканчивается обстановкой его значительного растяжения. Следовательно, идет чередование этапов «заложения» и этапов «приоткрывания». Нами подобная неоднократная цикличность смены обстановок сжатия и растяжения фиксировалась в структурах изученных месторождений (см. гл. 3).

Рассмотрим модели формирования структур рудных полей типа А, т. е. для зон сжатия, применительно к дизъюнктивным структурам (рис. 142, А-вариант). В модели , описывающей структуры надвигового типа, которые возникают в обстановке горизонтального сжатия (Любавинское, Зун-Холбинское, Бадранское, Усть-Теремкинское), на первой стадии ( 1), а именно в моменты первоначального возникновения сжимающих нагрузок, в упруговязкопластичной среде разви-

231

вается полный парагенез взбросового типа. Он состоит из пяти плоскостей – двух надвиговых, субгоризонтальной трещины отрыва, осепродольной вертикально ориентированной зоны расплющивания кливажного типа и осепоперечной трещины субвертикального сдвигания.

Во вторую стадию, т. е. стадию тектонической разрядки (стадия 2), при резком спаде тектонических напряжений идет смена знака тектонических перемещений и приоткрывание ранее заложенных систем. В итоге формируется шестикомпонентный парагенез трещин упругой отдачи – осепродольные трещины субвертикального отрыва или отпора, две пары сопряженных сбросовых систем и трещина осепоперечного сдвига. Осепродольные трещины развиваются за счет раскрытия ранее существовавших кливажных трещин расплющивания, а сбросовые системы – как реакция среды на двуохосное сжатие, формирующее структуру пирамиды скола.

Рис. 142. Принципы классифицирования тектонодинамических обстановок при формировании структур золоторудных полей (составил С. П. Летунов)

232

В модели , описывающей структурный парагенез для зон глубинного сжатия сдвигового типа (Талатуйское, Нижне-Теремкинское, Дмитриевское), на стадии нагрузки ( 1) оформляется классический сдвиговый парагенез, дополненный трещинами сплющивания, отрыва и скола. В моменты разгрузки (стадия 2) проявляется парагенез трещин тектонического отпора – две сдвиговые и обычная отрывная система. Дополнительно унаследуется и трещина осепоперечного сдвига. Реже, как реакция среды на вертикальное растяжение, слабо проявляется система поздних взбросов.

В реальных условиях существования стационарных полей напряжений регионального уровня, как это установлено на изученных нами золоторудных месторождениях, развитие рудоконтролирующих структур вызванной организации не заканчивается оформлением прямых парагенезов одного типа (например, парагенеза типа ). Представленный структурный парагенез обычно дополняется парагенезами других режимов деформирования (например, типа ), но развитыми уже в редуцированной форме. Последние являются продолжением затухающей реакции геологической среды (динамического «эха») на погашение предшествующих тектонических возмущений.

Таким образом, при длительном развитии структуры месторождения, относящегося к классу систем структурной организации, наблюдается затухающее по интенсивности неоднократное чередование обстановок нагрузки и разгрузки. В целом это явление напоминает колебания затухающего маятника, сопровождающееся неоднократными сменами видов структурных парагенезов, отличающихся друг от друга ортогональной ориентировкой осей ГНН. Подобную циклическую закономерность в смене планов деформации и факты неоднократного подновления ранних трещин описал Г. М. Вировлянский [1960] на примере структуры Запокровского полиметаллического месторождения Восточного Забайкалья (рис. 143). По его данным, в истории формирования структуры указанного месторождения господствующими являлись три плана деформации, которые неоднократно-случайным образом чередовались (рис. 143, сферограммы).

По нашим данным, в истории формирования структур подобных месторождений чередование этих тектонических планов деформирования носит вполне закономерную направленность. Так, для приповерхностных структур надвигового типа цикл развития разломных структур зон смятия будет идти по схеме смены структурных парагенезов , с постепенным уменьшением их интенсивности и количества (рис. 142, А, нисходящий вектор). Для глубинных зон сдвигового типа цикл развития осуществится по схеме (восходящий вектор). Смена одного структурного плана деформирования другим вызвана достижением разломной системой, развивающейся по первой модели, так называемого предела добротности (крепостиустойчивости по одному направлению). После достижения рассматриваемого состояния ей энергетически более выгодно реализовываться по другой схеме, которая потребует меньших энергетических затрат на перестройку, но обеспечит значительно большую релаксацию тектонических напряжений. Следовательно, система каждый раз, с достижением предела добротности как бы переключается на формирование новых систем трещин, располагающихся нормально к ранее сформированным. А если такие системы уже есть, то они подновляются с противоположным знаком смещения.

Так, например, при формировании складок продольного сжатия довольно часто наблюдается стадия продольно-поперечного укорочения слоистых толщ в горизонтальном направлении, предваряющая изгиб пластов. При этом ось 1 субгоризонтальна, а ось 2 – субвертикальна. Причиной потери продольной устойчивости рассматриваемых пластичных сред является появление вдоль направления 1 2 плоскостей трещин расплющивания, которые далее унаследованно трансформируются в кливаж осевой плоскости [Талицкий, Галкин, 1989]. Их развитие облегчает как изгиб слоев, так и дифференцированное поперечное выдвигание микролитонов, приводящее к появлению складок скола. В данном случае деформационная плоскость 1 2 является «сквозной», т. е. активной структурой, работающей как на первой, так и на второй стадиях деформационного процесса. Наиболее интенсивно данные плоскости расплющивания развиваются в динамических условиях одноосного сжатия, создающихся на границе перехода между двумя стадиями деформирования. Появление обстановок одноосного деформирования («точек инверсии» [Васильев, Мострюков, 2001]), т. е. когда происходит выравнивание величины промежуточного напряжения ( 2) с одним из главных напряжений ( 1 или 3), что спо-

233

собствует не только плавности перехода между стадиями деформирования (см. рис. 139), но и предопределяет способность тектонодинамической системы к бифуркации, выбору направлений ее дальнейшего развития.

В упруго-хрупких и упруго-пластичных средах релаксация избыточных тектонических напряжений осуществляется, в основном, не за счет медленного катакластического течения пород, а путем генерации сейсмических волн и формирования сейсмогенных разрывов. В этих режимах смена стадий деформирования и обусловленных ими структурных планов идет через создание на их границах динамических условий осесимметричных, реже гидростатических напряжений, которые также могут рассматриваться в качестве своеобразных «точек инверсии».

Рис. 143. План деформации в различные этапы формирования Запокровского рудного поля [по Г. М. Вировлянскому, 1960]. Синоптическая сферограмма – по данным С. П. Летунова.

1 – основная деформация; 2 – наложенная деформация

234

В более полном варианте для зон горизонтального сжатия-растяжения (рис. 144), в зависимости от глубины развития деформационных процессов, система для приповерхностных

сбросы) (Талатуйское). В условиях средних глубин развитие структурных планов может пойти с равной вероятностью как по первому варианту, так и по второму. Возможность проявления двух путей означает возрастание неопределенности в ее развитии. При эволюции тектонического режима по данным схемам основным событием является постоянная инверсия динамических режимов. В итоге прохождения тектонодинамической системой полного цикла структурирования как по первой, так и по второй моделям деформирования, в конце процессов деформирования создается один и тот же характерный структурный парагенез итогового куба деформирования. Он состоит из шести сколовых поверхностей и трех отрывных, вписывающихся в модель куба дизъюнктивного деформирования. В такой модели по каждому из сколов реализуются подвижки прямо противоположного знака: взбросы со временем трансформируются в сбросы, а трещины отрыва – в трещины сплющивания (и наоборот), правые сдвиги – в левые (и наоборот).

Рис. 140Рис. .Таблица144. Таблица-матрица- классовдинамическихдинамическихобстановообстановокпри формиприровании структур куба

формированиидеформирования. структурПо С. П. Летуновукуба деформирования. По С.П. Летунову.

Появление подобной модели полного, т. е. девятикомпонентного парагенеза куба деформирования, фиксируется и в ходе развития тектонических зон растяжения (рудные поля Б- варианта). Только в данном случае последовательность событий будет иной. Для приповерхностных зон – это путь перехода ( 2 1) ( 2 1) (трансформация сбросо-взбросового режима в сдвиговый), который отмечается на Балейском и Тасеевском месторождениях. Для глубинных зон развитие идет по схеме ( 2 1) ( 2 1) (сдвиги взбросы сбросы).

В структурах рудных полей третьей группы (вариант С), характеризующихся резкой сменой типов геодинамических обстановок сжатия растяжением, типичных для приповерхностных зон деформирования, реализуется новый путь динамического развития, состоящий в смене (сжатие 1 1) (растяжение 2 2). Следовательно, идет смена взбро-

идет трансформация сдвиги взбросы сбросы. Возможны и другие сложные комбинации. В

235

первом периоде деформирование идет не путем реверсирования главного вектора тектонической нагрузки, а изменением соотношения напряжений по двум другим осям этого поля, т. е. сменой девиаторной составляющей при общем стационарном ПТН. При этом промежуточные стадии релаксирования, с резким сбросом напряжений, не проявляются. И только во второй период, в связи с релаксацией напряжений, деформирование идет в режиме разгрузки и растяжения.

Впоследнем случае стационарного ПТН куб деформирования является обобщенной моделью, образовавшейся при воздействии трех пар касательных напряжений и трех систем главных нормальных напряжений, относительная величина которых варьировала во времени. Тектонические зоны, имеющие большее число составляющих сколовых и отрывных систем, считаются более «тектонически зрелыми». Сформировавшись в горном массиве один раз, такие полные 9-компонентные структурные парагенезы трещин на все последующие изменения ориентировки тектонических усилий и видов ПТН реагируют не путем формирования новых систем трещин, а за счет релаксации тектонических напряжений по уже имеющимся системам тектонических нарушений. Как указывалось, В. С. Буртман [1978] подобное явление назвал «степенью полной насыщенности разрывной сети». Если же эти системы к данному моменту времени успели залечиться, то они, чаще всего, подновятся вновь.

Резюме. В тектонически зрелых рудовмещающих блоках существуют относительно стабильные структурные планы рудоконтролирующих структур, состоящие из наборов 7–9 дизъюнктивных плоскостей, ведущих себя автономно. Они структурно связаны друг с другом, составляя общий каркас 7–9-компонентного куба деформирования. Это имеет место на Любавинском (см. рис. 45, а), Дарасунском (см. рис. 60) и других месторождениях. Если выявленный структурный каркас сформировался в дорудный период, то подновляясь, он будет контролировать ориентировку трещинно-рудных тел и в рудный период. Это явление в некоторой степени также способствует развитию рудообразующих систем по пути формирования дорудных структур, повторяя их этапы и стадии, что означает выполнение основного закона развития «онтогенез повторяет филогенез».

Если в ходе геологического картирования в структурах подобного типа развития какаято система рудоконтролирующих плоскостей не была выявлена, то исходя из пространственного положения базовых плоскостей идеального куба или конусо-гексаэдра деформирования, можно прогнозировать не только их обнаружение, но и находить ориентировку недостающей жильной системы. Прогноз таких рудовмещающих элементов становится особенно наглядным, когда он выполняется на сферограммах генерализованных тектонических элементов. При этом должен соблюдаться закон парности и субортогональности структурных элементов как для сколовых, так и отрывных систем.

Для инъективных рудоконтролирующих структур идет смена периодов зарождения (появления купольных структур) периодами становления (развития блоково-купольных структур в условиях контракции) и периодами отмирания (блоковой просадки в условиях компенсационного прогибания). Подобная тройная последовательность событий намечается и в развитии дизъюнктивных структур Любавинского и Талатуйского месторождений (трансформация надвигов в сдвиги и затем в сбросы). Аналогично развивались и пликативные структуры ЗунХолбинского месторождения: оформление складок Самарта-Холбинской рудоконтролирующей зоны шло во взбросовом ПТН, которое затем трансформируется в сдвиговое.

Вцелом можно заключить, что трехэтапный характер смены одних дислокационных структур другими, по-видимому, является общей закономерностью развития крупных рудоконтролирующих построек, свидетельствующий о единстве механизмов их динамического структурообразования. Подобный ход трехэтапного развития, отмечающийся в контурах рудоносных площадей, не случаен. Структуры первых этапов можно рассматривать как результат конструктивного периода развития, т. е. оформления симметрично упорядоченных сетей трещиноватости, ансамблей радиально-кольцевых, гармонично-складчатых и им подобных структур. На этом фоне структуры второго и третьего этапов следует отнести к деструктивным образованиям, так как они нарушают элементы относительно высокой симметрии (конуса, шара, цилиндра, куба) и формируют линейно-плоскостные элементы более низких (триклинной, моноклинной) симметричных групп. В таком поведении рассматриваемых тектонодинамических систем заключается эволюционность процессов разрушения, происходящих в контурах месторождений и рудных полей за счет последовательного снижения (диссипации) основных объе-

236

мов ранее накопленной энергии. Отмеченным механизмом регулируется и смена фаз роста фазами становления и отмирания, т. е. отмечается стремление таких систем к равновесному состоянию, сопровождавшееся увеличением энтропии всей системы.

Однако, как показывают наши данные по фиксированию симметрично упорядоченных сетей трещиноватости для внутрирудных периодов и появление динамической организованности (см. разд. 4.1), внутри каждой из этих фаз процесс структурирования мог идти и по антиэнтропийной направленности. Указанное поведение становилось возможным, когда рудообразующая система находилась в состоянии пересыщения веществом и различными энергиями. При развитии вдали от равновесия в ней на различных масштабных уровнях шло формирование структур самоорганизации (ортогональных сетей трещин, фигур деформационных конусов и пирамид скола, элементов рудной и структурной зональностей, характеристических циклов смены ПТН и т. п.). И только на тех участках, где наиболее интенсивно проявились подобные высокоорганизованные структуры системной организации и самоорганизации, развитым оказалось богатое золотое оруденение в форме золоторудных столбов.

Установлено важное правило повторения локальными рудоконтролирующими системами (ранга жил) путей развития более крупных систем (ранга месторождения, рудного поля), т. е. при этом выполняется основной закон развития систем органического и минерального мира «онтогенез в сокращенном варианте повторяет филогенез» [Григорьев, 1961]. В рудной геологии это означает повторение в отдельной минеральной ассоциации сокращенных наборов рудных минералов, характерных для всего рудного периода. В структурной геологии рассматриваемый закон отражает повторение путей тектонодинамического развития локальной рудоконтролирующей структурой общего пути развития структуры всего месторождения или рудного поля. Совместное выполнение этого закона для рудного вещества и развития тектонических систем для конкретных месторождений означает проявление на них определенной струк- турно-вещественной самоорганизации. Многие особенности такого закономерного тектонического развития обусловлены существованием внешнего, значимого по величине, энергетического источника, каковым является энергия регионального тектонического поля, действующего в масштабах времени рудообразующих систем неограниченно долго.

Наличие внешнего «неисчерпаемого» источника тектонической энергии, часто проявляющегося в форме комбинированных тектонических, тектонометасоматических и тектонометаморфических процессов, способствует дополнительной подпитке энергетических ресурсов локальных эндогеннорудных систем, опосредованно стимулируя процессы флюиднометаморфогенного рудообразования (Сухоложское, Зун-Холбинское, отчасти – Любавинское). В этом заключается положительная роль регионального ПТН.

Для рудного вещества эндогенных месторождений мощным вторым вещественноэнергетическим котлом является конкретная рудно-магматическая система. Взаимодействие регионального тектонического поля с автономными структурами РМС и приводит к проявлению процессов единой структурно-вещественной самоорганизации в рудных объектах. Иными словами, структура месторождений и их рудное вещество неразрывно связаны, нелинейно взаимодействуя и «стимулируя» друг друга.

4.3. Особенности развития рудоконтролирующих структур золоторудных месторождений

4.3.1. Характеристика обстановок рудоотложения

Виды анизотропии среды. Золоторудные месторождения, как и любые другие типы эндогенных месторождений, представляют собой аномальные участки земной коры, отличающиеся от безрудных сред целым рядом параметров. Наиболее контрастно это проявлено при формировании уникальных (суперкрупных) и крупных месторождений [Рундквист, 1978; Федорчук, 1990; Крупные и суперкрупные …, 2006]. Во-первых, они характеризуются общим повышенным уровнем флюидизации рудовмещающих сред, о чем свидетельствует наличие площадных ореолов дорудных и синрудноизмененных пород, и резкой дифференцированностью геохимических полей (пример Карийского месторождения) [Залуцкий, Летунов, 1984; Спиридонов, Петровская, Гнилуша, 1984]. И характерно, что флюидное давление (по данным ГЖВ) и

237

концентрации рудных веществ в ряде случаев увеличиваются к флангам рудообразующих систем [Наумов, 1990]. Наиболее отчетливо зоны дефицита рудных компонентов (отрицательных геохимических ореолов) фиксируются непосредственно вблизи золоторудных тел [Напартэ, 1969; Росляков, Звягин, 1972; Коробейников, 1998]. Во-вторых, отличаются некоторым термальным прогревом, отмечающимся вблизи рудных тел, установленным как по данным изучения газово-жидких включений [Ляхов, 1968; Пизнюр, 1983], так и по типам распространенных здесь минеральных фаций. В ранние этапы формирования месторождений градиенты указанных параметров были, как никогда, высокими. Это обстоятельство обычно отмечается и появлением вблизи рудных тел зон околорудной грейзенизации, скарнирования и калишпатизации.

Дополнительно к этому в пределах рудоносных площадей зарегистрирована резкая и частая смена обстановок сжатия и растяжения, проявляющаяся вблизи рудных зон, локализующихся в пределах крупных тектонических структур. Наличие в такой тектонически перенапряженной среде свободной флюидной фазы и химически активных веществ, в соответствии с эффектом П. А. Ребиндера [1957], в 4–8 и более раз снижает пределы прочности горных пород и понижает пределы их упругости, создавая благоприятные условия для проявления реологических свойств вмещающей среды. Поэтому в пределах контуров рудных полей и месторождений горные массивы обладали более вязкопластичными свойствами, чем за ее контурами. Об этом свидетельствует наличие в пределах практически каждого месторождения многочисленных зон вязких разрывов (шер-зон или шеар-зон), т. е. зон милонитизации, смятия и рассланцевания. Их интенсивное развитие, как известно, обусловлено тем, что флюидизированная среда хорошо выдерживает нормальные напряжения, но плохо – касательные.

По аналогичной причине в контурах рудных полей и месторождений много структур тектонической компрессии и вязкостной инверсии, встречающихся совместно со сдвигами и взбросами. К ним относятся складки скола и течения, зоны нагнетания, образовавшиеся при явлениях диапиризма, собственно диапиры и экструзивы, ячейки расплющивания, тектонодиапиры, клин-структуры выжимания, реоморфические (кластогенные) дайки, протрузии, блокбудины, мелкоплойчатые текстуры, зоны филлонитов и мелкого будинажа, муллионструктуры и т. п.

Данные типы анизотропных структур и текстур в виде полного структурного парагенеза хорошо проявлены в пределах Зун-Холбинского, Любавинского и Бадранского рудных полей, а также, судя по литературным данным [Буряк, 1969; Лобанов, Радченко, Охотников, 1976], частично и на Сухоложском месторождении. В неполных парагенезах подобные структуры встречаются на Балейском, Карийском, Талатуйском, Ара-Илинском [Косыгин, 1942; Шубин, 1984], Ключевском [Корытова, 1942; Гладков, Калинин, 1971; Козаченко, 1987; Геологическое строение …, 1969] и многих других месторождениях. Для рудовмещающих сред характерно, что в условиях высокой пластичности и химической активности структурные и вещественные преобразования будут коррелятивно тесно связаны [Чиков, 1986]. Ряд исследователей в подобных случаях даже предлагают вместо общепризнанных структурновещественных подразделений дополнительно выделять своеобразные тектоно-вещественные, а именно «структурно-геохимические» таксоны [Гончаров, Талицкий, Галкин, 1995], или «де- формационно-химические парагенезисы» [Вартанян, Юсупова, 1999; Талицкий, 1999].

Анизотропия обусловливается и флюидизацией среды. Признаками структур имевшегося высокого тектонического и порового давлений являются тектонические зоны, характеризующиеся рассеянной и прожилково-вкрапленной минерализацией, слагающей штокверковые тела, приуроченные к участкам дробления и аппаратам эксплозивных брекчий. Они представлены телами оруденелых тектонометасоматитов (тектономикститами и тектонокатаклазитами), имеющими следы катакластического течения. Подобные типы инъекционных (эксплозивных и реоморфических) брекчий различной природы закартированы на Любавинском, Балейском, Карийском, Дарасунском, Ара-Илинском, Ключевском, Теремкинском, Дельмачикском и других месторождениях. Наряду с этими телами, около зон крупных разрывов, фиксируются тела высоко реоморфических пород, развивавшихся по типу ячеек расплющивания, т. е. возникшие за счет раздавливания высокопластичных пород и их нагнетания в пространство менее пластичных сред (Зун-Холбинское, Бадранское, Любавинское и Сухоложское месторождения).

Многообразна и структурная анизотропия. В анализируемых условиях объемнонапряженного состояния проявление пластичных и хрупких свойств материала, помимо вышеуказанных причин, зависит от направления действия тектонических усилий и их величины.

238

Поэтому даже в первично изотропном горном массиве при приложении к нему тектонических нагрузок возникает нередко сильная наведенная анизотропия механических свойств. В таком смысле тектоническое напряжение можно считать физическим свойством материала, существенно определяющим пластичность и хрупкость. Особенно контрастно данная особенность проявляется при резком изменении скоростей деформирования, т. е. при изменении величин тектонических нагрузок во времени: с быстрым ростом скоростей деформирования пластические свойства материалов значительно уменьшаются. Следовательно, правы были исследователи, которые считали, что пластичность является не свойством вещества, а его состоянием, которое зависит от природы вещества, от способа деформации и от условий деформации, т. е. от скорости и температуры [Крейтер, 1956; Надаи, 1969]. Стоит только дополнить, что процесс деформирования в таких сложнонапряженных и «кусковатых» средах является многоступенчатым и многовариантным.

Структурная анизотропия и гетерогенность рудовмещающих блоков, «пестрота» ПТН, выявленная нами в гл. 2, порождают в пределах месторождений как статическую, так и динамическую анизотропию пределов прочности горных пород. Ясно, что в таких рангово-блочных средах, насыщенных дефектами и участками критической концентрации тектонических напряжений, теория механики сплошных сред не вполне приемлема. По мере формирования рудных тел, имеющих широкие зоны слюдисто-глинистых, тальк-карбонатных или им подобных метасоматитов (Зун-Холбинское, Талатуйское, Дмитриевское и др.), степень фрагментированности рудовмещающих сред возрастает многократно. Поэтому в условиях иерархичноблокового строения, которое имеют все изученные нами золоторудные месторождения, в таких резко гетерогенных средах одновременно реализовались как механизмы пластического течения, хрупкого растрескивания, так и вязкого расплющивания-нагнетания, локализованные по уровням деформирования.

Только в отдельных случаях и в краткие временные интервалы вышеуказанная гетерогенная среда ведет себя и как сплошная. Во-первых, это относится к особенностям деформирования реальных геологических тел под воздействием ударных нагрузок взрывного типа. Вовторых, при очень медленных эпейрогенических движениях, когда главным является механизм «холодной» пластичности. В-третьих, в ряде тектонически перегруженных блоков, встречающихся в зонах динамического влияния крупных разрывов. В-четвертых, в сильно раздробленных участках, где масса мелких тектонических блоков уже потеряла структурную взаимосвязь друг с другом, среда может представляться в качестве сыпучего, т. е. однородного материала.

Таким образом, в природе квазисплошные и «кусковатые» среды существуют нередко в одном объеме, поэтому часть тектонической энергии диссипирует за счет подновления тектонических поверхностей предыдущей стадии, а часть – за счет появления новых трещин. По мнению А. А. Наймарк [1999], эти стадии должны следовать одна за другой. Автором такое отчетливое чередование механизмов деформирования отмечено только в истории формирования крупных рудоконтролирующих структур. На локальных уровнях указанные механизмы проявляются одновременно, тяготея к участкам с разными физико-механическими свойствами.

В этой ситуации для изучения подобных тектонических структур, когда горный массив обнаруживает свойства как сплошной, так и несплошной среды, необходимо обособление парагенезов сейсмогенных структур от асейсмогенных и выделение промежуточных типов (переходных от криповых к сейсмогенным, пониженной тензоинтенсивности и запредельно сейсмогенных) (см. разд. 4.1).

Свидетельством проявления сейсмогенных механизмов деформирования служит широкое развитие в контурах многих месторождений инъективного и пликативного типов «кроссинговых» дизъюнктивных структур, создающих симметрично-упорядоченные сети наложенных разломов и трещин. Наличие подобных разрывов, которые рассекают среды с повышенной пластичностью и структурной анизотропией, свидетельствует о фактах смены механизмов деформирования и повышения параметров упруго-хрупкой реакции деформируемой среды. Подобные случаи неоднократной смены реологических свойств вмещающей среды, а также и наличие псевдотахилитов зафиксированы нами в структурах Зун-Холбинского, Любавинского и Бадранского месторождений. В них пликативное деформирование в отдельные периоды заменялось дизъюнктивным. Особенно высокая пластичность была характерна для дорудных и раннерудных этапов развития рудоконтролирующих структур. На локальных уровнях (рудная

239