127_p2487-01_D3_856

зона, околорудное пространство, внутрижильная полость, шов разрыва) условия высокой пластичности проявлялись и в рудный и пострудный этапы (см. разд. 2.2 и 2.4).

Симметрия тектонических полей. Считается, что при импульсном виде воздействия на анизотропную, т. е. блочную среду, из-за наличия в ней явлений многократного отражения и расщепления волн напряжений, должны наблюдаться как сложные картины интерференции, так и деформирования. В таких условиях неизбежно появляются только отдельные фрагменты полных деформационных сетей трещин. Если в пределах деформируемых блоков геологическая среда была еще дополнительно структурированной, т. е. имела изначальную слоистость, гнейсовидность и другие текстурные и структурные элементы, что увеличивало ее анизотропию, то число степеней свободы этой системы становилось еще более ограниченным. Поэтому, исходя из принципа суперпозиции элементов симметрии П. Кюри [1894], воздействие на данную среду полярных симметричных тензоров напряжений должно приводить к конечным деформационным фигурам с самой минимальной симметрией, т. е. к развитию триклинной и хаотической сетей трещиноватости.

Вместе с тем в контурах рудных полей и месторождений, как наиболее сложно структурированных объектах природы, этого явления минимизации симметрийных свойств геологической среды практически не отмечается. В предыдущих разделах монографии показано, что имеющиеся сети трещин обычно имеют хорошо развитые гексагонально-ромбические, либо квадратно-прямоугольные элементы симметрии. Это обстоятельство выглядит тем более странно, если учесть, что в данных объемах также развиты и многочисленные кольцевые тектонические элементы, описывающиеся элементами симметрии конуса и шара.

Для случаев динамических воздействий явление повышенной симметричности геологической среды объясняется просто. В рассматриваемых условиях малого времени динамического воздействия статические элементы, ответственные за симметрию вмещающей среды, не успевают, как сами перестроиться, так и оказать заметное влияние на симметрию тензоров динамических напряжений. Следовательно, высокоскоростные волновые поля и их деформационные структуры практически не «чувствуют» анизотропии среды. В случаях, если динамические и статические поля порождались одной регионального плана тектонической нагрузкой (σ3рег = const), то симметричные элементы статического и динамического типов деформирования вкладывались друг в друга без явлений интегрирования их полей напряжений. При такой привязке статических и динамических структурных элементов к одним и тем же направлениям ОГНН или плоскостям касательных напряжений, пространственно совмещенными оказываются центры кольцевых элементов с плоскостями линейных тектонических зон, обусловливая появление цепочковидных структур. Указанная относительная автономность линейных и кольцевых структур хорошо устанавливается при дешифрировании аэрофотоснимков и космоснимков в изученных нами рудных районах [Летунов, 1984; 1986 и 1989].

При интенсивном тектоническом воздействии на относительно изотропные среды горные массивы имеют способность реагировать на подобное воздействие только как системы вызванной организации, стремящиеся к регулируемому поведению объединенных структурных элементов под действием единого внешнего тектонического усилия. Эти внешние силы и выступают в качестве управляющих факторов, т. е. дирижеров тектонических событий. Как следствие, появление упорядоченных структурных рисунков (дизъюнктивных, пликативных и инъективных) есть отражение наложения симметрийных свойств внешнего силового поля на симметрийные свойства геологической среды [Миллер, 1982]. В соответствии с принципом симметрии П. Кюри (сложения и увеличения дисимметрии) в рассматриваемой среде оформляется симметричный полярный тензор деформации второго ранга (полевой тензор). Его симметричные элементы /mmm или mmm определяются аналогичной симметричностью ( /mmm или mmm) самого тензора напряжений. В первом случае ( /mmm) – это симметрия конуса, цилиндра, эллипсоида вращения, во втором (mmm) – трехосного эллипсоида.

Следовательно, тензорное воздействие симметрично действующих сил или волновых полей тектонических напряжений порождает и симметричность обусловленных ими геометрических форм, т. е. итогового тензора деформаций. В идеальном варианте ему соответствуют полные поверхности деформации шара, конуса, пирамиды, октаэдра и элементарного куба. Как указывалось выше, этот 5-компонентный структурный парагенез куба одноэтапной, стабильной по напряженному состоянию деформации создается одной парой сколов, осепоперечной

240

трещиной трансформного типа, осепродольными трещинами расплющивания и трещиной отрыва. В случае изменения тензора внутреннего напряженного состояния горного массива, ортогональной инверсии осей регионального поля напряжений и смены динамических режимов количество дизъюнктивных элементов итогового (полного) парагенеза куба деформирования в пределе возрастет до девяти его членов.

Поэтому если для регионального поля сжатия известны параметры ориентировки осей ГНН, вид и относительная величина напряженности, то динамика и итог тектонических деформаций становятся более или менее предсказуемыми. Первыми возникают взбросовые плоскости, которые затем трансформируются в сдвиговые системы и, после определенной разрядки, в сбросовые.

На изученных нами рудных объектах картины региональных полей тектонических напряжений унаследовались рядом рудоконтролирующих структур месторождений. Трансформация взбросового поля деформаций в сдвиговое поле наиболее отчетливо зафиксирована в дизъюнктивных элементах Зун-Холбинского, Любавинского и Теремкинского месторождений, а неоднократная трансформация взбросового поля в сбросовое (при подчиненной роли сдвигового) – в структурах Балейского рудного поля. На Верхне-Теремкинском месторождении зафиксированным оказался только один взбросовый структурный парагенез. И, как исключение, на Талатуйском месторождении все три структурные обстановки деформирования проявились в полной мере в одной зоне растяжения внутри крупного взбросо-сдвигового дуплекса.

Для рудных полей и месторождений, локализованных в резко анизотропных («кусковатых» средах), структуры которых дополнительно осложнены наличием активных очаговых рудно-магматических структур вулкано-плутонического типа, структурные планы и картины смен полей тектонических напряжений носят весьма сложный характер (Дарасунское, Карийское). Но и здесь появления дисимметричных (хаотических) разломно-трещинных систем не зафиксировано и даже, наоборот, как кольцевые, так и линейные системы, имея черты разломного каркаса с отчетливой кубической симметрией, являются вложенными друг в друга с одним общим базовым центром симметрии. На указанных месторождениях также оказались зафиксированными все три взбросо-сбросо-сдвиговых типа структурных обстановок деформирования.

Известно, что для изотропных сред условия объемного деформирования хорошо объясняются моделями по деформированию искусственных материалов (желатина, ацетатцелюлозы, синтетических глин и т. п.), которые, как известно, проводятся в обстановках термодинамического равновесия и господства внешних управляющих параметров. Однако для моделирования вышеуказанных природных дизъюнктивных и инъективных структур, развивавшихся в условиях резкой анизотропии, а также наличия энергетических центров и отсутствия флюидизации, эти модели малоэффективны. Дополнительной причиной неадекватности моделей, построенных на применении изотропных сред, является развитие вблизи рудоконтролирующих разрывов явлений дилатансионного разрыхления, кольцевого уплотнения, селективного растворения, декомпрессионного выкипания рудных растворов, тектонокессонного брекчирования, динамической перекристаллизации, явлений грануляции, присутствия разномасштабных мягких и жестких включений и т. п. Комплексное воздействие подобных явлений обычно приводит к нелинейному типу поведения не только процессов деформирования, но и всей рудообразующей системы.

Резюме. При анализе структурных обстановок развития дизъюнктивных, пликативных и инъективных структурных парагенезов среди них выявляются общие структурные признаки, отражающие как статические, так и динамические условия деформирования. При деформировании в статических режимах создающиеся деформационные элементы описываются через общие модели куба, гексагональной призмы и косого параллелепипеда деформирования. При динамическом деформировании, т. е. прохождении волн тектонических напряжений, описание деформационных систем идет посредством комбинационных моделей кубоячеек и конусогексаэдров, сочетающих в себе фигуры трехосного типа деформирования с осесимметричным и одноосным.

Исходя из стационарности региональных полей (σ3рег = const), геометрического единства моделей статического и динамического типов деформирования появляется определенная теоретическая основа к объединению в единую систему деформационных структур дизъюнктивных, пликативных и инъективных структурных парагенезов, общие виды которого могут

241

быть представлены сложно комбинированными моделями типа конусо-гексаэдра, кубо-ячеек, полного куба пликативного деформирования и т. п.

Итак, под генеральным (всеобщим) структурным парагенезом понимается совокупность складчатых, разрывных и инъективных форм, т. е. сводных и индивидуальных структурных парагенезов различных типов и масштабов, сформировавшихся в результате длительного развития конкретной РМС.

4.3.2. Структурный гомеостазис в свете проблемы рудоотложения

Термин «гомеостазис» дословно означает «общий принцип саморегулирования и устойчивости живых организмов или химических систем, находящихся в состоянии подвижного равновесия в динамической среде, относящейся к типу открытых систем». В рудной геологии такая проблема стандартности, повторяемости и рангового подобия («рудного гомеостазиса» – по новой терминологии) в развитии процессов рудообразования обсуждалась давно. Академик А. Д. Щеглов [1964] эту закономерность сформулировал, как правило: «В рудах одной стадии минерализации последовательность выпадения минералов часто соответствует порядку проявления отдельных стадий для данного месторождения, при этом, в рудах каждой предыдущей стадии в незначительных количествах присутствуют минералы, которые являются главными для руд последующей стадии». Иными словами, в пределах каждой из стадий минерализации в миниатюре повторяется общая схема этапности рудообразования, характерная для всего месторождения в целом.

Аналогичное правило применимо и для объяснения порядка формирования минеральных ассоциаций руд, относящихся к одной рудной формации. К примеру, для эпитермальной (балейского типа) формации Забайкалья устанавливается единая последовательность проявления этапов минерализации – первыми формируются флюоритовые, затем золото-серебряные, сурьмяные, вольфрамовые и, наконец, киноварные руды [Кременецкий, Минцер, 1995]. Подобная последовательность фиксируется и в стадийности рудоотложения отдельных видов этих полезных ископаемых.

Своя стандартная стадийность рудоотложения существует для схемы минералоотложения руд золото-кварц-турмалин-сульфидной формации Восточного Забайкалья, наблюдаемой на Карийском (участок Сульфидный), Дмитриевском, Теремкинском, Талатуйском, Ключевском, Пильненском, Среднеголготайском, Ара-Илинском и других месторождениях. На них рудоотложение начинается с кварц-молибденитовой, кварцевой и кварц-турмалиновой ассоциаций, затем продолжается формированием ассоциации ранних сульфидов (пирит, арсенопирит, пирротин), затем – поздних сульфидов (полиметаллическая ассоциация), переходя в сульфосольную с серебром и антимонитом заключительную ассоциацию. На Любавинском месторождении наиболее развитой оказалась ранняя золото-кварцевая ассоциация и менее – поздняя ассоциация (серебро-антимонитовая). На Дарасунском месторождении, наоборот, преобладают ассоциации ранних и поздних сульфидов, при подчиненной роли кварц-турмалиновой и сульфосольной с серебром ассоциаций.

В настоящее время академик Д. С. Рундквист [1997; Крупные и суперкрупные месторождения …, 2006] подобную закономерность повторения минеральным составом каждой стадии схемы общей стадийности всего месторождения считает аналогом биологического закона «онтогенез повторяет филогенез», который дословно гласит, что каждый вид в своем развитии проходит в сжатой форме общий эволюционный путь всего своего рода.

Сходные тенденции, как это указывалось (гл. 3), выявлены и в особенностях развития рудоконтролирующих тектонических структур многих золоторудных месторождений и смене динамических режимов формирования. Смена тектонических режимов заключается в том, что в рудный период чередование тектонических планов деформирования в сжатой форме повторяет историю развития структур всего месторождения. Унаследование идет как по подобию в ориентировке координат ОГНН, так и нередко в смене видов деформирования. Выявленные особенности установлены для всех изученных нами месторождений золото-кварц-сульфидной формации Забайкалья. Некоторые отличия в схемах деформирования выделяются лишь для Балейского месторождения, относящегося к другой, т. е. золото-серебряной формации.

242

Традиционно подобные особенности в повторении одних и тех же закономерностей минералоотложения объяснялись сходством схем пульсационного поступления гидротермальных растворов из эволюционирующих металлоносных очагов [Смирнов, 1937]. Данная модель, хорошо описывая стадийность отложения руд в сериях разнотипных рудных тел, также, с некоторыми допущениями, объясняет и причины латеральной и вертикальной рудной зональностей, развивающихся в пределах одной полости. При этом объяснить причины повторения строго стандартной схемы минеральных ассоциаций для большого региона, примером которого является Забайкалье, с позиции пульсационной гипотезы уже гораздо сложнее. Также из стадийной гипотезы не ясно, каким образом на разновозрастных месторождениях, находящихся к тому же в разных геотектонических структурах, повторяется одна и та же схема рудной стадийности. Примерами таких месторождений-близнецов являются Любавинское (Центральное Забайкалье) и Пионерское (Восточный Саян), Карийское (Восточное Забайкалье) и Кировское (Верхнее Приамурье). Нередко продукты сходных по составу рудных ассоциаций на таких месторождениях отделены внутрирудными перерывами и внутрирудными дайками на одних и тех же возрастных ступенях своего развития.

Сложности в объяснении наличия стандартных схем рудоотложения возрастут многократно, если исходить из представления о наличии на данной территории не одного, а нескольких таких подобных рудогенерирующих очагов. Не ясным становится и то, каким образом в этих автономных очагах на столь обширной территории происходили скоррелированные по составу процессы рудной дифференциации и формирования однотипных порций рудных растворов. Необъяснимой остается и строгая последовательность в смене разнотипных ассоциаций. По-видимому, по данным причинам Д. С. Коржинский [1957], В. А. Жариков [1967], Л. Н. Овчинников [1988], А. А. Кременецкий и Э. Ф. Минцер [1995] представления о направленно пульсационном характере рудоотложения подвергли серьезной критике.

В то же время, если исходить из научных представлений «фациальной гипотезы рудоотложения», отстаиваемой вышеуказанными исследователями, необъяснимых фактов набирается также много. Главные из них: а) наличие в контурах одного месторождения большой гаммы весьма разнотипных по составу рудных жил, при этом некоторые из них часто имеют мономинеральное выполнение; б) явления взаимопересечения жил и прожилков как одной, так и разных стадий минерализации; в) непонятны причины отсутствия в контурах месторождений с развитой фациальной зональностью рудных тел, в которых бы пространственно были совмещены все продукты одной рудной формации. Например, для балейского типа оруденения сложных по составу рудных тел, содержавших бы наборы флюоритовой, золото-серебряной, сурьмяной, ферберитовой и киноварной минеральных ассоциаций.

Установление гомеостатических закономерностей в формировании рудоконтролирующих тектонических структур в определенной мере снимает ряд неясностей с механизмов формирования месторождений, разрабатываемых моделями пульсационного и фациального рудоотложения. Неоднократные повторения одних и тех же структурных планов деформирования с однотипными тектоническими режимами, отмечаемыми на изученных месторождениях, позволяют понять природу унаследования в составах их рудных тел. Циклически повторяющийся процесс тектонической активизации одних и тех же рудоконтролирующих структур способствует неоднократному поступлению в область рудоотложения порций гидротерм из одних и тех же рудогенерирующих очагов РМС.

Резюме. В контурах РМС происходила отчетливая синхронизация магматических, тектонических и рудообразующих процессов. При этом физико-химические и гидродинамические параметры формирующихся рудообразующих систем были не только тесно связаны с параметрами тектонических режимов, но и имели между собой обратную положительную связь, заключающуюся во взаимном стимулировании друг друга. Все это вместе сказывалось и на специфике вещественного состава рудных тел, обуславливая, как указывалось выше, появление процессов структурно-вещественной самоорганизации в пределах РМС. Поэтому единообразие в развитии тектонических режимов и магматизма, отмечаемое в различных регионах, и приводило к подобию не только их металлогенической (минерагенической) специализации, как это отмечалось Г. В. Ициксоном [1969], но и к стандартизации стадийности процессов рудоотложения на них.

243

4.3.3. Структурно-фазовые портреты рудообразующих тектонодинамических систем

Анализ геометрических типов трещинных сетей и их поведения в ходе рудообразования на изучавшихся месторождениях позволил найти ответ на еще один весьма интересный вопрос, требовавший объяснения. А именно: каким образом в тектоническом поле напряжений происходит взаимодействие относительно удаленных друг от друга разрывов (или жил) и в каких условиях они начинают создавать регулярно-упорядоченные системы различных типов? При этом оставалась не ясной причина перехода трещиноватости от одной деформационной сети к другой. Так, в одних случаях создавались сети, способствующие эффективной релаксации напряжений, а в других – сети, приводящие к их накоплению, т. е. усиливающие степень неравновесности тектонической системы. В рассматриваемом контексте лежит и вопрос о первопричинах регулярного реверсирования осей ГНН, вариации вида напряженности и инверсии динамических обстановок деформирования, происходящих, как это установлено, на фоне стационарного регионального поля напряжений (см. гл. 3).

Ответы на первые вопросы можно найти исходя из представлений о развитии таких систем в пределах «зон динамического влияния» разрывных нарушений [Шерман, Борняков, Буддо, 1983]. Эти представления основаны на классической теории деформирования изотропных сред, в которых развитие трещин идет по модели Гриффитса – Ирвина – Орована. Выделение подобных зон динамического влияния помогает вскрыть не только тип ПТН, ориентировку осей ГНН, но и относительную величину тектонических напряжений, господствовавших в приразломном пространстве. Использование данной теории позволяет определить соотношения между различными числовыми параметрами разрывов (длиной, мощностью, амплитудой), а также и найти величину шага между ними [Рац, Чернышев, 1970; Лобацкая, 1987].

Соответственно, возникновение и дальнейшее поведение мелкой трещиноватости, формирующейся в подобных зонах динамического влияния, определяется как типом внешнего управляющего ПТН, видом разрыва и характером подвижек по нему. Однако в такой классической теории разрушения используется ряд существенных параметрических ограничений, налагающихся: во-первых, на проявление взаимосвязи малых структурных элементов; во-вторых, на их возможную переориентировку во времени; в-третьих, на наложение систем иной ориентировки. Эти ограничения значительно сужают область применимости такой теории, особенно при объяснении механизмов формирования рудоконтролирующих структур, идущих в аномальных условиях повышенной флюидизации [Рундквист, 1997; Ходжсон, 1998; Царев, 1994; Шабалин, 1997 и др.], термонапряжений [Механизм формирования …, 1980] и сейсмовибрации [Дмитриевский, Володин, Шипов, 1993; Кузнецов, 2000; Чиков, 2003].

При этом процессе идет дилатансия (значительное «разрыхление») и увеличение общей пористости и трещиноватости на 10–20 % [Николаевский, 1984], а по данным [Гинтов, Исай, 1988] – до 100 %. Подобное разрыхление наблюдается не после снятия нагрузки, а в сам момент динамического воздействия. Следовательно, в местах повышенного тектонического сжатия формируются участки, имеющие относительно повышенную эффективную проницаемость. В случае подобной обводненности процесс дилатансионного разрыхления начинает идти в 2–3 раза активнее и уже проявляется, когда уровень напряжений достигает половины прочности водонасыщенной породы. При температурах воды до 300–500 °С прочность породы еще дополнительно уменьшается в 3–4 раза [Николаевский, 1984, 1986].

В таких условиях, согласно эффекту П. А. Ребиндера [1957], явление поверхностного смачивания приводит к уменьшению предела прочности до 10 раз и более [Файф, Прайс, Томсон, 1981; Абдуллаев, 2002], а коэффициент трения снижается в 2–4 раза [Щукин, 1970; Перцов, 1977]. В подобных условиях превращений, как указывалось выше, скорости твердотельных реакций возрастают в 8–10 раз [Вернон, 1980]. В порах и микротрещинах, находящихся под давлением, вода сильно диссоциирована (константа диссоциации возрастает до 6 раз), и в ней на несколько порядков возрастает растворимость. По В. С. Соболеву [1961], Р. Вернону [1980] и Р. Мейсону [1981], таким явлением повышенной растворимости облегчаются явления ползучести, т. е. «коррозии под напряжением». Повышение флюидного давления, помимо катакластического течения пород, также активизирует перемещения и тонкое диспергирование вмещающих пород. Тектонические подвижки значительно облегчаются и за счет снятия части

244

нормальных напряжений, передающихся на флюидную фазу с возрастанием эффективных (касательных) напряжений.

Поэтому к изучению тектонодинамических систем, имеющих указанные физические характеристики и нелинейные типы динамического поведения, реализующиеся вдоль отдельных направлений, классическая (линейная) теория разрушения, как описывалось во Введении, уже не подходит. К тому же наличие резко анизотропных сред, их «заряженность» различными видами энергий, скоррелированное поведение мелких блоков и систем мелкой трещиноватости требуют несколько иного теоретического подхода.

На роль такой универсальной гипотезы претендует «кинетическая теория прочности», разработанная в трудах ученых Санкт-Петербургского физико-технического института [Жуков, 1980; Куксенко, 1983; Петров, Новак, Якименко, 1988]. В соответствии с основами представляемой теории и синергетическим подходом, механизм зарождения трещины в неравновесной термодинамической системе рассматривается как акт фазового перехода из метастабильного состояния в равновесное. Все расчеты при этом ведутся на основе кинетических уравнений Крамерса – Пригожина для термоактивного распада метастабильности.

Воснову данной модели деформирования положено представление о существовании на микроуровнях так называемых дилатонов и тектонических необластов, т. е. протоструктур будущих микро- и макротрещин, соответственно. Такие дилатоны представляют собой наборы элементарных дефектов (неоднородностей) кристаллической решетки (дислокаций и дисклинаций [Овидько, 1989]), возникающих при сдвиговом деформировании [Петров, Новак, Якименко, 1988]. Дислокации – это дефекты структуры трансляционного типа, а дисклинации – зародышевые трехмерные структуры с вращательной составляющей, характерные для микрозон пластического течения [Kother; 1952]. Тектонические необласты, по А. А. Соловьеву и В. Е. Фадееву [1991], представляют собой узкие зоны дисперсионного разрыхления, т. е. полосы развития уже вторичных (надсистемных) сдвигов и поворотных мод. Термин «тектонический необласт» не надо путать с термином «кристаллический необласт», обозначающий в петрологии рекристаллизованные зерна минералов [Николя, 1992].

Аномальным скоплением дилатонов и необластов вызывается появление фазового перехода (точки «плавления») квазикристаллического состояния вещества в аморфное, т. е. осуществляется формирование милонитов и псевдотахилитов. Предлагаемые структурные абстракции помогают понять и некоторые стороны как физико-химических преобразований, так и процессов прохождения через такие нелинейные среды волн упруго-пластических деформаций.

Внастоящее время фазовый подход, как таковой, широко используется и в тектонике. При этом в качестве фазовых переходов принимаются разные тектонические события и явления: вертикальные движения земной коры [Гринфельд, Каракин, 1984], смена видов тектонической напряженности в глубокофокусных очагах землетрясений [Костров, 1975], смена хруп- ко-дилатансионных состояний [Николаевский, 1986], изменение сингонийности кристаллического вещества при полиморфных преобразованиях [Каганов, 2003] и т. п. Нередко в качестве фазово-сингулярной поверхности («фазового перехода с проскальзыванием») предлагается рассматривать поверхность сдвиговой трещины, по которой как бы происходит разрыв многих физических параметров (моментов движения, скоростей массообмена, типов фазового состояния флюидов, появление расплавных фаз фрикционной природы и т. п.) [Калинин, Родкин, 1982; Слепян, 1981; Трусделл, 1975; Черепанов, 1987].

Однако, несмотря на разнообразие взятых за исходные точек фазового равновесия, все эти методы объединяет одна идея использования параметров энергии к механике разрушения для разрывов и трещин. Поэтому в подобном энергетическом подходе в качестве основополагающей доктрины должна использоваться теория силового поля, предложенная Дж. Эшелби

[Eshelby, 1970]. Она объединяет пространственный (Txx) и материальный (Т ) ) тензоры в форме единого «тензора энергии-импульса», где (Txx) + (Т ) трактуется как мощность потока энергии деформации, идущего через определенные площадки. В то же время симметричный тензор напряжения Коши (Тi) и материальный тензор энергии-импульса могут совпадать по форме. В итоге массовая плотность энергии-импульса может рассматриваться в качестве величины внутренней диссипации [Симкин, 1997]. Таким образом, чем среда пластичнее, тем внутренняя диссипация энергии-импульса выше, так как процесс деформирования сопровождается объемной работой по пластической деформации. Поэтому тектонические границы, отделяю-

245

щие зоны с разной напряженностью и физическим состоянием среды, могут приниматься за поверхности фазовых разделов. А так как напряженность и пластичность величины переменные, то в среде возникают тенденции к направленной миграции сингулярных поверхностей. Этот же подход позволяет находить и рассматривать условия миграции сингулярных поверхностей и в упругих телах. Только здесь движение поверхностей разрыва осуществляется путем массового движения различных неоднородностей (дефектов, трещин), которые могут даже не иметь массообмена на своих границах.

Внашем варианте использования структурно-фазового подхода, как это указывалось в разд. 1.3.2, задействованы параметры смены вида ПТН в координатах времени и пространства. При первоначальном изучении особенностей формирования структур золоторудных месторождений фазово-синоптические диаграммы использовались только в качестве показателя вида тектонических режимов и частоты смен фаз сжатия-растяжения. Вместе с тем познавательные возможности рассматриваемых диаграмм шире, так как они содержат информацию о симметрии движения систем, запечатленной в виде своеобразных траекторий-состояний, отмечающихся при развитии тектонодинамических систем. И здесь мы имеем дело уже не с материальным объектом или внутренней структурой, а с характером его тектонического движения в про- странственно-временном континууме, запечатленного в виде смен расположения скаляров (осей напряжений), векторов тектонических подвижек и тензоров напряженного состояния.

По своему виду эти тензоры могут являться полярными и двусторонними, т. е., соответственно, действующими в одну или обе стороны от центра симметрии. При анализе особенностей распределения особых и регулярных (промежуточных) точек, располагающихся по направлению таких векторов, показывающих перемещение системы от одной рудной стадии к другой, становится возможным установление топологической структуры траектории рудообразующей системы. По типу этих траекторий возможно определение как вида тектонодинамических систем (потоковые, бистабильные, автоколебательные, волновые и т. п.), так и характера структурного упорядочивания элементов системы в целом. При этом особые точки соответствуют базовым или стационарным состояниям тектонических систем, т. е. тех, где она находилась в состоянии устойчивого или динамического равновесия. Регулярные точки в развитии системы отвечают ее промежуточным, т. е. неравновесным состояниям.

Фазовый анализ помогает установить также тип тектонодинамической системы (линейный, нелинейный). Линейные режимы развития осуществляются в условиях устойчив о- го состояния систем, которым соответствуют фазовые портреты типа «устойчивый узел», «устойчивый фокус», «устойчивый центр», а нелинейные режимы развития систем проявляются при неустойчивых состояниях типа «неустойчивый узел», «седло», «неустойчивый фокус» [Эбелинг, 1979].

С помощью структурно-фазового анализа можно дополнить недостающий структурный парагенез до полного вида (генерального парагенеза), а в ряде случаев понять и основу движущих механизмов самоорганизации, а также установить направление процессов деформирования: диссипативно-деструктивное при линейном типе деформирования или диссипативноконструктивное – при нелинейном. При предложенном подходе, во-первых, более контрастно выявляются реологические свойства деформируемых сред; во-вторых, наиболее выпуклой становится роль факторов геологического времени и анизотропии рудовмещающей среды; в- третьих, устанавливается вид динамической симметрии системы и ее фазовый портрет.

Фазовые портреты месторождений. При классифицировании все многообразие фазо- во-синоптических диаграмм можно подразделить по типу фазовых портретов на три группы, отражающие процессы деформирования: I) потери равновесия; II) устойчивого равновесия; III) неустойчиво-равновесного деформирования.

Впервой группе в фазовых портретах любая из осей ГНН неоднократно меняет свои координаты на 90° и возвращается обратно (см. рис. 140, а), образуя полные, т. е. замкнутые траектории системы. Это есть модель «ортогонального реверсирования» ПТН. В подобном поле напряжений положение одной оси ГНН остается базоцентрированным, отражающим влияние надсистемного (регионального) поля напряжений. В реализации динамических условий по указанной схеме возможны два варианта развития: 1) варьирующая ось ГНН «перепрыгивает» из одной особой точки фазового пространства в другую (из точки № 1 в точку № 2) без создания промежуточных состояний. Примером этого типа развития являются структуры Любавинского рудного поля (см. рис. 125, а); 2) ось напряжений по диаграмме (фазовому пространству)

246

смещается постепенно, т. е. путем создания ряда промежуточных состояний. Следовательно, она через ряд регулярных точек переходит из стационарного положения № 1 в стационарное положение № 2, а затем возвращается обратно в первоначальную точку (пример эволюции структур Зун-Холбинского мессторождения (см. рис. 129)).

В обоих вариантах это есть бистабильные (триггерные) системы, которые по своему состоянию варьируют между двумя стационарными точками в узкой переходной зоне. Только в первом варианте ширина зоны перехода небольшая, а во втором – она занимает все пространство между особыми точками. Модель первого варианта развития хорошо описывает особенности деформирования упругих и упруго-пластичных сред, а модель второго варианта – упруго-вязких. Их общим фазовым портретом является модель типа «седла» (рис. 150, а). Она характерна для саморазвивающейся системы, «мечущейся» между двумя устойчивыми состояниями, при этом возможность выбора любого из состояний происходит в нелинейном режиме [Эбелинг, 1979].

На сводных диаграммах динамического состояния системы два рассмотренных выше варианта деформирования распознаются просто. Первый вариант – по оформлению на синоптической сферограмме двух изолированных максимумов гномопроекций одной и той же оси (рис. 145, сфер. № б). Подобные тектонодинамические системы отличаются реверсией (возвратом в первоначальное положение) осей напряжений. Данная модель деформирования обычно развивается при некомпенсированном нагружении упругих сред с их последующей периодической разгрузкой, при которой идет смена знака сейсмических подвижек. Это поведение типично для приразломного ПТН, находящегося вблизи шва разрастающегося по простиранию разлома. Второй вариант развития определяется по наличию на сферограмме непрерывного пояса проекций одной оси (рис. 145, сфер. № в). Такое деформирование идет при длительном нагружении упруговязких сред, релаксирующих в импульсно-криповом режиме. В пределах подобных тектонических зон пластическое течение организовано по замкнутому контуру, имея конвективнообразную схему циркуляции реоморфического материала, как это имело место при формировании Самарта-Холбинской рудоконтролирующей зоны на Зун-Холбинском месторождении (рис. 145, модель «б»). Подобная схема распределения деформируемого материала, согласно М. А. Гончарову [1993], определяется как способ «компенсационной организации тектонического транспорта».

Во второй группе фазовых портретов на синоптических диаграммах траектории состояния системы представлены только последовательностью сменяющих друг друга особых точек (см. рис. 140, б). Здесь регулярные точки фазового пространства отсутствуют, т. е. любое из тектонодинамических состояний системы является равновесным (пример инъективных структур и зон расплющивания). Соответственно, это есть линейный тип деформирования, характеризующийся фазовой моделью «устойчивого фокуса», особенно подходящий для описания деформаций вращения (рис. 145, сфер. № г). О таком типе деформирования свидетельствует стационарное положение оси промежуточного напряжения ( 2), при сильно варьирующих

сирован на глубоких горизонтах Бадранского месторождения.

Особенностью деформирования по модели «устойчивого фокуса» является постоянное проявление во времени структурно-устойчивых (стационарных) ситуаций в условиях детерминированного поведения систем. Такие стационарные состояния линейной системы всегда устойчивы к отклонениям, при этом значительного накопления упругих деформаций в рассматриваемом типе деформирования не происходит. Идеальной кинематической моделью стационарного состояния типа «устойчивый фокус», при наличии двух степеней свободы, является модель затухающего маятника с его асимптотическим приближением к положению точки равновесия (полной релаксации ПТН).

Если эти затухающие движения носят апериодический характер, то это уже фазовый портрет модели «устойчивого узла». Подобный линейный тип поведения (рис. 145, сфер. № д) подходит для раскрытия особенностей деформирования высокопластичных и вязких сред в зонах расплющивания при развитии в них периодов пульсирующего и ламинарного течения (рис. 145, модели «в» и «г»). На сферограммах образуется пояс осей, у которого в качестве стационарной оси В может быть либо ось 1, либо ось 3.

247

Рис. 145. Элементарные модели тектонодинамических систем реологического типа (б, в, г) и соответствующие им фазовые портреты в двухмерной системе координат (а). Составил С. П. Летунов.

Типы тектонодинамических моделей: б – дивергентного веера с тенденцией к конвективному тече-

ния для первой стадии), 3 – регулярные (промежуточные); 4 – фазовые траектории (а – регулярных точек, б – базоцентрированные и их типы: 1 – полные траектории, 3–4 – полутраектории; 5 – 6 – пояса осей напряжений, состоящие из базоцентрированных (5) и регулярных (6) точек; 7 – стационарная (особая) точка фазового пространства и вид траектории движения системы в ее окрестностях; 8–9 – направления тектонического течения в разные стадии процесса (1 – первая, 2 – вторая стадии): 8 – для условий сжатия, близкого к одноосному, 9 – для условий растяжения, близкого к одноосному; 10–11 – вид тектонического течения: 10 – ламинарный (а), турбулентный (б), 11 – конвективный; 12 – пульсации вещества в виде пластических волн; 13–15 – направления действия тектонических усилий: 13 – главные, 14 – сопутствующие (тип и номер стадии), 15 – производные от сопутствующих

248

Примерами инъективных структур, образовавшихся при локализованном растяжении, проявляющегося в условиях регионального объемного сжатия, могут служить структуры диапиров типа Борщевочного свода, вулканических трубок, известных на Ара-Илинском месторождении, флюидно-эксплозивных аппаратов Дарасунского и Карийского месторождений и гидрогенных куполов Тасеевского месторождения (см. рис. 145, модель «в»). В представленном случае смена знака тектонического поля приводила к пульсирующему режиму поступления вещества в вытянутый по вертикали канал.

Полных траекторий в последнем варианте деформирования нет, а структурно оформленными являются только полутраектории. Это пример формирования динамических структур Дмитриевского месторождения (см. рис. 120, д-20) и Тасеевского (см. рис. 50). Похожий тип миграции оси сжатия, по данным В. В. Ершова [2002], фиксируется и при развитии структур Бугдаинского золото-вольфрам-молибденового месторождения. В тех же случаях, когда траектория после своих блужданий все же замыкается, т. е. тектоническая система возвращается к первоначальной точке фазового пространства (исходному ПТН), и это поведение уже не есть следствие триггерного эффекта. Во-первых, в своем развитии между «вспышками активности» подобная тектонодинамическая система уже имела ряд равновесных состояний (ряда особых точек). Во-вторых, правило ортогональности смены осей здесь не соблюдается, так как между особыми точками угол не кратен 90°.

Рассмотренный выше характер поведения тектонодинамических систем говорит о вызванном типе структурной организации тектонических процессов, которые при своем развитии не имели внутренних мод управления. В микроструктурах горных пород фазовая модель с устойчивым фокусом по кинематическому смыслу процессов деформирования соответствует петроструктурной модели формирования «В-тектонитов». А модель устойчивого узла описывается схемой, характерной для формирования разломных зон типа «S-тектонитов».

Чаще всего деформирование по схемам фазовых портретов «устойчивый фокус» и «устойчивый узел» типичны для зон межблокового содвижения и смятия (Самарта-Холбинская зона, верхние горизонты Бадранского месторождения). В таких разломных зонах материал не только расплющивался, пластически нагнетался, но и катакластически деформировался. Развитие указанных зон идет исключительно за счет энергии внешних силовых воздействий, т. е. энергии регионального тектонического поля. Поэтому тип зон содвижения и сформированных при этом текстур могут обоснованно рассматриваться как пример структур вызванной организации деформируемого вещества [Летников, Савельева, Балышев, 1986].

Для третьей группы фазовых портретов деформирования, отличающихся неустойчивым равновесием, характерен особый тип синоптических диаграмм (см. рис. 140, в). В нем главными являются три ортогональные, особые точки фазового состояния. Через эти три фазовых состояния тектонодинамическая система проходит раз за разом, совершая неоднократный кругооборот. Это есть полная модель многократного реверсирования тектонических напряжений, которая относится к типу автоволновых систем квазипериодического цикла. Подобный тип эволюции тектонических полей имеют Балейское рудное поле (см. рис. 127, в) и Дарасунское месторождение (см. рис. 131), участок Новинка Карийского рудного поля (см. рис. 134) и отчасти рудные тела Талатуйского месторождения (см. рис. 124).

В имеющихся схемах деформирования между особыми точками размещается масса промежуточных, т. е. регулярных точек-состояний, в которых менялся вид напряженного состояния. Наличие такой траектории свидетельствует о закономерном структурообразовании, т. е. о внутренней самоорганизации деформационной системы, выраженной в закономерной смене видов напряженности (см. рис. 140, в). В рассматриваемой схеме деформационных состояний в местах регулярных точек вид напряженного состояния последовательно меняется, периодически переходя от трехосного типа деформирования к одноосному. В итоге система совершает как бы полный цикл деформирования, заключающийся в последовательном переборе всех ее возможных деформационных состояний.

Причин вышеуказанной трансформации тектонического состояния, по-видимому, две, которые можно объяснить двумя различными моделями развития тектодинамических систем. Первая модель заключается в частой вариации вида локального поля, происходящего под воздействием стационарного регионального поля напряжений. Наличие трех энергетически выгодных пространственных состояний такой тектонодинамической системы приводит к равновероятности всех трех ее состояний («тристабильности»). Соответственно, модель похожа на

249