127_p2487-01_D3_856

нием потери поперечной устойчивости горного массива по данному направлению из-за статической усталостности горных пород, резко усиливающейся вследствие воздействия циклических нагрузок. Возможно, это связано и с бифуркацией сдвигового течения, объясняемого Е. И. Паталахой и И. А. Гарагашем [1991] наличием тектонических потоков и формированием осепродольных дизъюнктивных границ между ними.

На присутствие в твердых телах остаточной упругой энергии в виде внутренних (структурных) напряжений и их большую роль при процессах последующего усталостного структурирования указывал еще К. И. Богданович в 1910 г. От истинных внутренних напряжений механики сплошных сред структурные напряжения отличает то, что они могут существовать внутри тела в равновесном состоянии, т. е. когда к его поверхности не приложены ни касательные, ни нормальные напряжения [Надаи, 1969]. Данные напряжения после заложения зон разгрузки обычно начинают проявляться в форме трещин шелушения и стреляния. Чаще всего в качестве инициирующих свободных поверхностей разгрузки выступают трещины скола (S1, S2), трещины сплющивания-содвижения ( 2 1) и отрыва ( 3 2) тектонического типа. После относительно быстрой разгрузки в берегах этих трещин начинают идти процессы длительного тектонокессонного разрушения энергонасыщенной среды, сопровождаемые горными ударами, выбросами и образованием сланцеватой структуры, реже объемными (реологическими) взрывами [Ярославский, 1982; Шаров, 1990; Горяинов, Давиденко, 1979; Батугина, 1988; Пономарев, 1987; Садовский, Болховитинов, Писаренко, 1987]. Таким образом, со временем исходные трещины в зонах релаксационной разгрузки трансформируются в приоткрытые трещины горного удара, особенно те, которые были ориентированы субнормально сжимающим усилиям и находились в зонах повышенной трещиноватости.

Квадратно-прямоугольная (ортогональная) сеть сколовых трещин может развиваться как в качестве первоначальной (опережающей системы), так и самой поздней системы. В ней по положению динамической плоскости 3 2 (расположению трещины отрыва) выделяется три варианта ориентировок трещинных сетей: а) плоскость 3 2 составляет с шовной зоной угол, равный 45°, б) плоскость 3 2 субнормальна главному шву, в) плоскость 3 2 субпараллельна главному шву (рис. 10).

Рис. 10. Схема динамических условий формирования квадратно-прямоугольной (ортогональной) сети вторичных (сопутствующих) трещин сдвиговой зоны:

а – номограмма полного структурного парагенеза, б – пример соотношения трещин в квадрантах сжатия и растяжения, в – итоговая сферограмма трещиноватости.

1–6 – тип и индексы трещин: 1 – осепродольные сколы первого (а) и второго (б) порядков (S1), 2 – осепоперечные сколы (S2), 3 – трещины отрыва (Т), 4 – взбросы (диагональные сколы S3 и S4), 5 – сбросы (поперечные сколы S5 и S6), 6 – трещины расплющивания-содвижения по 1 2; 7 – направления основных усилий сжатия ( 3) и растяжения ( 1); 8 –максимумы систем трещин и их индексы. 1 – площадка действия главного касательного напряжения. В – ось промежуточного напряжения 2

30

В первом варианте система 1 (S1) являлась согласной главному шву или рудной жиле (осепродольные сколы), а вторая система 2 (S2) составляла с плоскостью разлома угол около 90° (осепоперечные сколы). Во втором и третьем вариантах системы S1 и S2 наклонены к плоскости главного шва под углом, близким к 45°.

Итак, из вышеприведенного обзора следует, что исходя из охарактеризованных теорий появление структурного рисунка квадратно-прямоугольной сети мелких трещин можно объяснить: а) господством стационарного по положению осей тектонического поля, в котором при неосесимметричном напряженном состоянии шло направленное варьирование горизонтальных и вертикальных параметров общего тензора напряжений; б) случайным реверсированием осей напряжений при осесимметричном нагружении; в) устойчивой циклической вариацией вида напряженного состояния горного массива; г) случайным наложением разновозрастных структур под прямым углом друг к другу. Анализу соотношения указанных механизмов в формировании рудоконтролирующих структур золоторудных месторождений посвящены гл. 2 и 3.

Ромбически-гексагональная сеть. Ее структурным рисунком могут послужить базисные фигуры гексагональной призмы или ромба, которые своими истоками имеют представления о сдвиговом механизме хрупкого деформирования, изложенном Дж. Муди и М. Хиллом [1960] (рис. 11). Они допускали возможность операции многократного и последовательного векторного разложения оси главного сжатия на ряд составляющих векторов параллельных или субнормальных плоскости разрыва. Это так называемая идея трансформации тектонических движений [Кучай, 1983]. Согласно ей, около главного тектонического шва в ходе сдвиговых смещений становится возможным появление веерной системы разнопорядковых содизъюнктивных структур, состоящих из восьми сдвиговых и четырех взбросовых трещин, дополненных складками волочения. Для крупных сбросов и надвигов используется эта же схема, но только развернутая в пространстве, соответственно, в ту или другую сторону на 90°.

Рис. 11. Схема, показывающая соотношения разломов и складок первого, второго и третьего порядков в районе сбросовой тектоники. По Дж. Муди и М. Хиллу [1960]

31

В схемах А. С. Забродина, Г. А. Любича, Ю. Н. Дупака [1970], [Разрывные нарушения …, 1979] и Н. И. Мишина [1987] используется более строгий кинематический вариант модели Муди – Хилла, учитывающий проявление в приразломном пространстве стадийного характера перераспределения тектонических усилий. Полный структурный парагенез содизъюнктивных трещин в модели данного типа состоит из трех отрывных и шести сколовых плоскостей, ряд из которых наследует ранее сформированные плоскости. В итоге результирующая структура состоит из главного шва и пяти систем оперяющих трещин, располагающихся друг от друга с угловым расстоянием около 30° (рис. 12).

Все выделенные системы трещин нами предлагается вписать в простую фигуру ромба деформации, являющегося фрагментом гексагона (рис. 13). Для простоты изображения системы сколовых и отрывных трещин показаны на отдельных схемах (А и Б).

Рис. 12. Схема динамических условий формирования ромбически-гексагональной сети содизъюнктивных трещин у вертикального сдвига: а – номограмма по данным А. С. Забродина и др. [1970], И. С. Гарбера и др. [1979] и Н. И. Мишина [1990], б – круговая сферограмма угловых соотношений, в – виды соотношений оперяющих трещин около главного шва в квадрантах сжатия и растяжения.

подновления; 4 – трещины отрыва (а – б – на сферограмме, в – на плане).

Индексы трещин: 11 и 12 – трещины скола первой генерации (опережающие), образованные при действии напряжений 31; 21 и 22 и 31 и 32 – трещины скола второй и третьей генераций (оперяющие), образованные при перераспределении

напряжений 31, т. е. за счет 32 и 33; 10, 20, 30 – трещины отрыва первой, второй и третьей генера-

ций. Величина угла варьирует от 15–22° до 35° в зависимости от геологии района

Вцелом, несмотря на неверность основной теоретической посылки модели Муди – Хилла, т. е. учета только одного из трех главных напряжений, данные построения, как это отмечалось Д. Н. Осокиной и Н. Ю. Цветковой [1979], все же применимы для случаев одноосного сжатия. Рассматриваемая модель особенно подходит для описания плосконапряженного состояния, т. е. для объяснения деформаций, происходящих в условиях простого сдвига и хрупкой реакции среды.

Врегиональной геологии подобная идея трансформации тектонических движений и их векторного разложения развивалась В. К. Кучаем [1983]. Этот автор разломы рассматривает как широкие зоны с аномально пониженной вязкостью и аномально низким сухим трением, что позволяет допускать возможность перемещения геоблоков по сдвиговым разломам практически любого направления. Надо отметить, что модель деформирования В. К. Кучая, как и схема А. С. Забродина и его соавторов, применима только для верхних горизонтов земной коры, особенно в случае флюидизации шовных зон, их выполнения различными высокопластичными породами (глинками трения, углеродистыми сланцами, серпентинитами и т. п.) и минералами (графитом, тальком, карбонатами, хлоритом).

Рис. 13. Схема максимально возможного ромби- чески-гексагонального парагенеза содизъюнктивных трещин в виде модели ромба деформации для условий сдвига: А – сколовые, Б – отрывные системы.

Индексы трещин даны в соответствии со схемой рис. 12, а

32

Несколько иной, а именно рангово-масштабный, подход к трансформации тектонического поля используется Ю. С. Шихиным [1991]. По его данным, в соответствии с «принципом Гзовского», в массиве горных пород, наряду с локальными (внутрислойными по [Шихин, 1991]) полями, всегда существует наложенное на слоистость и не зависящее от нее, более общее (региональное) поле напряжений. При этом вблизи граничных (разломных) плоскостей возникают локальные поля напряжений, трансформированные из регионального поля напряжений. Эллипсоиды вторичного поля всегда своей длинной осью ориентируются вдоль тектонических швов, приводя к ортогональности ориентировки относительно их швов трещин отрыва и скола (трещин расплющивания-рассланцевания 2 1). В итоге вблизи тектонических швов создается отчетливо выраженная ортогональная сеть вторичных разрывов. Однако за счет внутриблоковых перемещений в самих разломных зонах фиксируется третий, т. е. внутриразломный ранг поля напряжений сдвигового типа, описываемый схемой ромба деформации.

Таким образом, распределение картин полей тектонических напряжений оказывается зависящим как от масштаба геологического блока, в котором происходит статистическое усреднение напряжений, так и от ранга внутриблоковых структур [Шихин, 1991].

Косоугольная сеть разломов. В качестве элементарного эталона структурного рисунка данной сети нами рассматривается базисная фигура косоугольного параллелепипеда. Формирование косоугольной сети, по мнению автора, можно объяснить появлением опережающих содизъюнктивных трещин R, R1, P, L, T-типов, а также надвигов (Fh) и складок (система Fd) эталонной зоны скалывания, описанной W. Riedel [1929], С. С. Стояновым [1977], J. Tchalenko [1968], О. Б. Гинтовым и В. М. Исаем [1988] и др. Этот парагенезис, состоящий из трех содизъюнктивных сколовых R (синтетических), R1 (антитетических) и P трещин, позднее А. Николя [1992] был дополнен еще одной системой трещин Х-типа. Этот тип является симметричной тектонопарой к системе R1-сколов (рис. 14). А. М. Черезовым, И. Н. Широких, А. С. Васьковым [1992] эта же система Х-сколов названа «К-типом». К шовной зоне R- и Р- системы ориентированы под углом, близким к 15°, R1 и К-трещины – под углом, близким к

А. Николя [1992].

R и R1 – трещины первой стадии, формировавшиеся в обстановке сжатия ( 31), преимущественно в глубоких и сухих разломах; Р, Х и Т – трещины второй стадии, проявившиеся в обстановке растяжения ( 12), главным образом в обводненных приповерхностных зонах

На сферограмме данные системы трещин скола, сопряженные по закону парности касательных напряжений, согласно А. М. Черезову, И. Н. Широких, А. С. Васькову [1992], образуют восьмилучевую деформационную фигуру (рис. 15), имеющую ось вращения четвертого порядка. В модели объемной трещиноватости данные системы способны, в случае развития полного парагенезиса, вычленять фигуры восьмигранных призм, пирамид и т. п. В реальных же средах чаще всего образуются косоугольные параллелепипеды.

В начальные периоды оформления структуры тектонического шва, находящегося в глубинных зонах сжатия, при сухом трении развивается пара сопряженных R и R1 сколов. В обводненных зонах приповерхностного растяжения, особенно за счет подвижек по готовому шву, позднее образуются P-, T- и Х-системы оперяющих трещин [Николя, 1992]. Так как данные системы возникают в условиях простого сдвига, из-за крутящих моментов, обусловленных касательными напряжениями, образуются шарнирные перекосы и пропеллерообразные искривления их тектонических поверхностей. Эти крутящие моменты способствуют взаимосвязан-

33

ному перемещению тектонических блоков, компенсируя уменьшение объемов деформируемого пространства в одних участках и его увеличение – в других. По этой причине вдоль шовных зон идет неоднократное чередование обстановок сжатия и растяжения и формирование оперяющих взбросовых и сбросовых поверхностей. На концах разрывных нарушений такие сколы ориентированы либо субнормально, либо субпараллельно главному шву [Осокина, Цветкова, 1979].

На интервалах эшелонированных сдвиговых зон, находящихся в местах выклинивания главного шва, по данным Н. Форстера и Э. Бьюмонта [Николя, 1992], располагается несколько оперяющих систем трещин: а) субортогональные главному шву – это хорошо известные системы синтетических и антитетических сколов, их угол встречи с плоскостью разлома варьирует от 0 до 15°; б) косонаклонные (под углом, близким 35–40°) к главному шву плоскости (трещины отрыва Т-типа, сбросы системы n1) и косонаклонные под углом около 125° (трещины расплющивания-рассланцевания, идущие вдоль осевых поверхностей складок волочения и взбросо-надвиги m1-типа) [Сейферт, 1991; Keller,1982].

Рис. 15. Схема макс возможного косоуго парагенеза систем т сдвига: а – пример р оперяющих сколовы различных сегмента разрыва, б – типы со оперяющих трещин условия их формиро соотношение вторич виде восьмилучевой сферограмме трещи данным А. М. Через И. Н. Широкого и А [1992], с дополнени

Рис. 15. Схема максимально возможного косоугольного парагенеза систем трещин в зоне сдвига:

а – пример1расположения– сколовыеоперяющихсистемысколовых, ихсистеминдексв различных(R), знаксегментахперемещениясдвигового разрываи направление, б – паден

Одниусловийавторыбокового[Tchalenko, 1968]растяженияуказывали,(чтоj) модель косоугольного парагенеза пред-

1

назначена для описания разломов, у которых конечная деформация, предшествовавшая разрушению, незначительна. Другие отмечали, что данная модель косого сдвигания в основном справедлива для условий значительного по величине упруго-пластического и вязкопластического типов деформирования [Гинтов, Исай, 1988]. По взглядам последних авторов, если обстановка высокой пластичности пород действительно есть обычное состояние геологической среды, то, следовательно, косоугольная сеть разрывов из всех остальных типов трещинных систем должна являться наиболее распространенной.

34

Формирование деформационных парагенезов гексагональной призмы и косоугольного параллелепипеда идет в тех разломных зонах, напряженное состояние в которых описывается частной формой общего тензора напряжений – напряжениями простого сдвига. Аналогична и форма тензора деформаций – простого сдвига. Наличие анизотропной среды и сложной динамики ее поведения приводит к более полному формированию этих структурных парагенезов. Несмотря на различие структурных рисунков мелкой трещиноватости, имеющей вид гексагональной призмы и косоугольного параллелепипеда, они могут быть отражением общего механизма деформирования, осуществлявшегося под воздействием энергии единого регионального поля. На более высоких структурных уровнях такие элементарные деформационные структуры могли возникать вследствие симметричного воздействия локальных полей тектонических напряжений.

Хаотическая трещиноватость. Помимо квадратно-прямоугольной, ромбическигексагональной и косоугольной сетей логично выделить и случай комбинации этих форм, т. е. трещинную сеть хаотического типа, которую условно можно рассматривать, как указывалось выше, в качестве трещиноватости четвертой группы. Она, вероятнее всего, представляет собой результат неупорядоченного пространственного сложения нескольких разновозрастных упорядоченных сетей [Чернышев, 1984], элементы симметрии которых, из-за их фрагментарности, либо сильной раздробленности, не поддаются расшифровке. А вот принимать ли эту комбинированную сеть как лишенную элементов симметрии или наделять ее высшей симметрией шара по типу изотропной среды [Варга, 1980], будет рассмотрено при анализе степени энтропийности развивающихся систем (гл. 4).

Признаки симметричности дизъюнктивных структур. Изучение вышеуказанных симметрийных отношений в системах мелкой трещиноватости и анализ последовательностей смещений по ним особенно важны для случаев проявления предельной деформации. Здесь методические подходы, разработанные Р. Беккером [1925] для однородных и бесконечно малых видов деформации, не подходят. Для прогрессивной деформации, осложненной явлениями значительного пластического течения и вращения (главные оси напряжений и деформаций не совпадают, линейная зависимость между напряжением и деформациями нарушена), важно знать не конечное положение материальных частиц, а траекторию движений и характер смены знаков тектонических смещений по разрывам [O`Driscoll, 1962; Сейферт, 1991]. Познать глубинные причины особенностей структурообразования в указанных условиях поможет как знание о соотношениях линейных и нелинейных режимов деформирования, так и теория фазовых диаграмм (гл. 4). Здесь же рассмотрим особенности проявления симметричности статических

систем, развивавшихся в линейных и относи-

плоскостей симметрии), б) орторомбическая (три взаимно перпендикулярные плоскости симметрии m-m, выделяемые в аксиальных текстурах), в) моноклинная (одна плоскость симметрии), г) триклинная (нет плоскостей симметрии), д) сферическая (хаотическое распределение полюсов трещин).

В целом данный принцип оценки степени симметричности текстурных узоров можно использовать и при анализе узоров максимумов полюсов на диаграммах трещиноватости. Однако, как показывает практика, плоско-параллельный тип геологических структур довольно редкое явление, а преобладающим является сложное объемное распределение полюсов плоскостей структурных элементов. При наклонном положении главных тектонодинамических осей, а также и наложении этапов деформации, разобраться в таких элементах симметричности, используя только сам вид узоров, довольно сложная, а порой и невыполнимая задача.

Косвенными свидетельствами структурной упорядоченности содизъюнктивных трещин служит появление на сферограммах определенных поясов полюсов трещиноватости. Известно, что используя метод поясов В. Н. Даниловича [1961], можно определять как тип подвижки, находить положение самой плоскости разрыва, так и устанавливать ориентировку ОГНН. Также, идя дальше, по виду пояса, т. е. количеству образующих его максимумов и, наконец, по числу самих поясов, можно судить не только о кинематическом типе разрыва, ориентировке осей напряжений, но и о типе упорядоченности разломной сети. Если на диаграммах проявлен один отчетливый пояс трещиноватости, состоящий из большого количества мелких максимумов, – это, скорее всего, есть признак развития ромбическо-гексагональной сети. Существование одного пояса, но состоящего из трех или четырех отчетливо выраженных и частично слившихся по своей периферии максимумов с угловым расстоянием порядка 50–60°, есть свидетельство косоугольной сети.

Появление на диаграммах двух субнормально ориентированных поясов, проходящих через полюс плоскости генерального разрыва и состоящих из 2–3 слившихся максимумов, – признак наличия квадратно-прямоугольной сети. Еще более достоверным фактом существования подобной сети является развитие трех взаимно ортогональных поясов трещиноватости. Причем нормали к осям «В» каждого из данных поясов есть траектории действия трех векторов активных сил, вызывавших подвижки по плоскости магистрального шва. Это правило работает и в случае несовпадения положения оси «В» с граммапроекцией рассматриваемого тектонического шва [Шерман, Плешанов, 1980].

Трещинные системы косоугольной сети трещин, представленные сочетанием двух или трех трещинных систем, подходящих друг к другу под острым углом (элементов высшей симметрии нет, или есть только С, редко L2 и РС), на диаграммах трещиноватости поясов не образуют и выглядят как слабо изолированные друг от друга два или три максимума полюсов.

Наличие на синоптических диаграммах трех взаимно ортогональных поясов есть не признак разнонаправленности тектонических смещений по плоскости разрыва, а следствие объемной реакции массива на изменение девиаторной составляющей общего поля напряжений. Как показывают эксперименты и данные теоретических расчетов [Осокина, 1979], ориентация одной из осей главных нормальных напряжений в зоне разрыва будет близкой к нормали разрыва, две другие разместятся в плоскости разрыва. При этом одна из осей ( 1 или 3) совпадет с направлением вектора смещения по разрыву. Особенно отчетливо ортогональность расположения главных динамических плоскостей локального поля по отношению к плоскости разлома наблюдается при отсутствии или незначительности сил трения между берегами разрыва (k < 0,2 – 0,3) [Осокина, Цветкова, 1979]. В указанном случае плоскость разлома выступает в качестве свободной поверхности, чем-то аналогичной земной поверхности, особенно если она была флюидизированной.

Если исходить из теоретической посылки о наличии единого (внешнего) поля напряжений, которое по принципу суперпозиции «управляет» ортогональностью пространственного размещения осей главных нормальных напряжений в такой приразломной зоне, то, следовательно, индекс оси локального поля зависит от конкретных динамических условий разломообразования в данной точке пространства. Дополнительно оно может осложняться от типа структурных неоднородностей, наличия здесь остаточных структурных напряж е- ний и т. п. Сведение на синоптической сферограмме всех трещинных систем, появление которых теоретически возможно при ортогональной переиндексации осей и смене знака

36

локальных полей напряжений приразломного типа, позволяет выявлять структурный рис у- нок полного содизъюнктивного парагенеза.

Нередко геометрический вид разломной сети трещин, наблюдающийся на земной поверхности, несколько зависит от характера ориентировки по отношению к такой поверхности векторов тектонических усилий и, как следствие, базисных фигур деформирования (кубов, гексагональных призм и косоугольных параллелепипедов). По этому показателю В. Ярошевским [1981] условно выделяется три варианта привязки трещинных систем: 1) основание базисных фигур строго параллельно земной поверхности (нормальный тип), 2) основание такой фигуры наклонно по одной плоскости (моноклиннообразный тип), 3) основание наклонно по двум плоскостям (триклиннообразный тип). Давно отмечено, что в природе наиболее часто встречаемым является первый тип ориентировки. Этот факт объясняется воздействием земной поверхности, выступающей в качестве свободной плоскости [Мухамедиев, 1990; Amadei, 1997]. Вблизи нее оси напряжений начинают переориентироваться, занимая по отношению к ней либо субнормальное (обычно ось 1), либо субпараллельное (оси 3 и 2) расположения.

На структурных планах и геологических картах, для избежания неточностей в изображении «триклиннообразных» и «моноклиннообразных» типов разломных сетей, необходимо модели таких систем методом вращения приводить к горизонтальной поверхности, т. е. в нормальный тип.

Следовательно, указанный способ сведения деформационных плоскостей (при их небольшой генерализации и операциях вращения) к основным геометрическим фигурам разрушения (кубу, гексагональной или ромбической призме и косоугольному параллелепипеду), помогает выявлять не только виды симметричности разломных сетей, но и изображать их в форме наглядных образов.

1.4.2. Пликативные деформационные сети

Основные морфологические особенности строения складок чаще всего обусловлены двумя факторами – анизотропией среды и симметрией приложенных внешних сил [Hoeppener, 1972], порождающих симметрию поля тектонических деформаций на разных структурных уровнях. В морфологии складчатых структур всегда присутствуют те или иные виды симметрии, структурные рисунки которых, в зависимости от типа складчатой формы, условно подразделяются на три группы симметрий – моноклинную, ромбическую и триклинную [Ярошев-

ский, 1981].

В моноклинной – симметричность складки фиксируется только в каком-то одном (продольном или поперечном) сечении (L2 РС). Складки моноклинного типа создаются тектоническим полем, имеющим симметрию, обусловленную действием пары сил (симметричного полярного тензора напряжений) в вертикальной плоскости. Именно этот тип поля при реализации «складкообразующих напряжений» и приводит к появлению голоморфных складок. Симметричность складок в продольном разрезе означает, что они являются цилиндрическими, а если цилиндричность не соблюдается, это признак конических складок. Действие пары сил в горизонтальной плоскости (условия чистого сдвига), как известно, ведет к развитию кулисообразных складок волочения и шевронных складок излома, весьма характерных для зон сдвига, в которых оси складчатых структур ориентируются под углом в 45° по отношению к динамическим векторам и шовным зонам разрывов.

Ромбическая сингония – здесь симметрия присутствует в обоих типах сечений (продольном и поперечном) (3L2 3РС). Складки ромбического типа образуются под воздействием сложнонапряженного поля трехосного типа, обусловленного действием двух пар сил в горизонтальной плоскости. Ромбическая симметрия может проявляться и для тех складок, которые есть результат совместного действия меняющихся по интенсивности литостатических и горизонтальных динамических нагрузок.

Триклинная сингония – симметричность отсутствует в обоих сечениях (элементов симметрии нет или присутствует только один центр – С). Появление такой складчатости есть результат неоднократного наложения разноориентированных складкообразующих движений разной природы, что характерно для складок пересекающегося типа. Для них типично дисгармоничное увеличение мощности слоев, т. е. явления внутрипластового те- чения-нагнетания вязких масс.

37

Ромбические складки также можно представить как «замороженные волны» стоячего типа, нередко возникшие в результате интерференции разнонаправленных линейно-волновых складкообразующих движений [Паталаха, Слепых, 1974]. Их появление связывается с действием основного складкообразующего фактора – горизонтального сжатия, создающего строго

кообразующими Е. И. Паталаха назвал такие напряжения, которые незначительно превосходя предел пластичности, по времени действия достаточны для формирования складчатых структур [Паталаха, 1989].

Появление голоморфной (полной) складчатости, согласно В. В. Белоусову [1986], довольно редкое событие. Преобладающим в природе является второй класс складок, а именно – прерывистые (ромбической и триклинной симметрий). Данные складки отличает изолированность и нерегулярность чередования антиклинальных и синклинальных перегибов. Указанное отклонение от идеальных (линейно-волновых) форм объясняется симметрией среды, т. е. анизотропией физикомеханических свойств горных пород, появлением разрывов, зон внутрислоевых трещин и повторным пластическим деформированием (наложенной складчатостью). В связи с этим на отдельных участках голоморфной складки может возникать другой тип поля, а именно отражающий внутреннюю симметрию, которая может быть отличной от симметрии внешних сил.

Однако, как показывает практика структурного изучения складчатых форм, обычно все три оси главных нормальных напряжений меняются только своими местами, т. е. наблюдается вариация интенсивности напряженности единого поля. При этом одна из осей обязательно становилась параллельной оси складки, а другая субнормальна ей [Белоусов, 1986; Гзовский, 1964; Пэк, 1960; Carter, 1965; Sitter, 1964; Wunderlich, 1962].

Также взаимная перестановка местоположения осей напряжений часто происходит при стеснении складкообразующих деформаций по достижении ими возможности расширения среды в каком-то одном направлении. После достижения равенства нагрузок по разным направлениям, т. е. установления осесимметричных напряжений (достижения предела добротности системы), проблема пространства может быть решена за счет тектонических подвижек по другому направлению, ортогональному предыдущему.

При этом полный цикл развития складчатости состоит как минимум из трех этапов: вы-

сокопластического внутрислойного течения, реализующегося в период нарастания сжимающих нагрузок, пластического изгиба (собственно складчатый этап) и хрупко-пластического изгиба (позднескладчатый), фиксирующего начало перехода пликативной деформации в дизъюнктивную. Одновременно идет и смена тектонического плана складчатой структуры, которая, согласно В. В. Белоусову [1986], проходит три этапа. На первом (предскладчатом) этапе ось удлинения-расплющивания ( 1) чаще всего ориентирована в горизонтальной плоскости вдоль оси будущей складчатой структуры (рис. 17, I).

Тем самым она фиксирует формирование внутрипластовых складок расплющивания и кливажа осевой плоскости, возникающих только в пределах высокопластичных прослоев пород слоистого разреза либо в пределах изолированных мягких включений. Формирование такого предскладчатого кливажа хорошо объясняется взаимодействием механизмов «растворения под давлением» и формирования микронеоднородностей, разделяющих породу на микролитоны [Гончаров, Фролова, 2003; Талицкий, 1999]. В конце этапа, в момент накопления упругой энергии и ведущей роли гравитационных сил, осепродольное растяжение сминаемого блока несколько увеличивается. На втором этапе (после раздавливания высокопластичных сред и повышения предела прочности-добротности в этом направлении), с увеличением складкообразующих усилий, рост складки начинается вверх, т. е. в направлении свободной (земной) поверхности (рис. 17, II). При этом в ходе общего смятия и развития голоморфной складчатости ось 1 вертикальна. На третьем этапе, с момента достижения равенства складкообразующих сил и веса поднимаемых (или выжимаемых) смятых горизонтов, а также за счет осепродольного упрочнения, нередко главенствующими становятся усилия бокового сжатия (рис. 17, III). Если предел прочности горных пород не был достигнут, то формируется система наложенных складок блокированного типа, выраженных в ундуляции линии шарниров.

38