127_p2487-01_D3_856

руется закономерная сеть внутрипластовых сколовых трещин субперпендикулярных поверхности напластования (система I) (рис. 18) [Чернышев, 1983]. Система трещин отрыва II нормальна линии шарнира, а система трещин отрыва IV – параллельна ему. При этом третья и тые системы, являясь взаимно перпендикулярными трещинами скола, занимают строго нальное положение к системам II и IV. И если теперь за базисную поверхность взять ность слоя, то системы трещин создадут фигуру куба деформации. На сферограммах ватости данная сеть трещин образует пояс полюсов, ось В которого субнормальна плоскости напластования. Знание рассмотренной закономерности позволяет решать структурные задачи по определению элементов залегания шарнира генеральной складчатости.

1.4.3. Инъективные деформационные сети

Дизъюнктивные и пликативные типы структур выделялись исторически давно, а инъективный тип, под названием «магмокинематических», впервые был выделен М. М. Тетяевым в 1934 г. как следствие «магматической формы геотектогенеза». Позднее Ю. А. Косыгин [1969] данный класс структур значительно расширил за счет включения в него дислокаций амагматического типа.

Вклассификации видов симметрии Шафрановского – Плотникова анализируется систематизация только линейно-трещинных структур и упускается класс трещинно-кольцевых структур эндогенного происхождения, как не относящихся к тектоническим образованиям. В настоящее время такие разломные формы, образованные механической активностью внедряющихся магматических и амагматических масс, включены в группу тектоногенных образований [Гаврилов, 1991; Ежов, Худяков, 1984; Невский, 1979].

Для золоторудных месторождений постмагматического типа вид инъективных структур представлен изометричными морфоструктурами, состоящими из наборов купольных, кальдерных и кольцевых форм, имеющих ядро, – это «морфоструктуры центрального типа» (МЦТ). Их основным признаком является наличие радиально-концентрической разрывной сети [Ежов, Худяков, 1984]. Морфоструктуры центрального типа или центрально-кольцевые, по Л. Н. Шарпенок [1979], отличаются от просто кольцевых наличием геометрического центра – гипоцентра тектоно-магматической активности. Он является очагом (фокусом) структуры, способным генерировать импульсные нагрузки сжатия-растяжения, а также периодически поставлять порции магм и потоки тепловой энергии и флюидов. Являясь динамическим центром структуры, он рассматривается как источник бегущих тектонических волн различной природы (динамических напряжений).

Вморфоструктурах центрального типа часто выделяется относительно небольшое ядро, которое в положительных структурах – это локальные интрузивно-купольные сооружения или вулкано-купольные структуры, крупные вулканические аппараты, диапиры, штоки и т. п.

Вотрицательных структурах главными выступают кальдеры и изометричные впадины. В купольных морфоструктурах основным является ядерная часть, представленная купольным сооружением. В кольцевых морфоструктурах ядерная часть, как и кальдеры, отсутствует, а есть только серия кольцевых разломов, вложенных друг в друга. По периферии как те, так и другие окружены системами концентрических разломов и впадин, маркирующих внешние границы очагово-купольных или вулкано-купольных сооружений. Часто они осложнены периферическими зонами разрывов, в которых находятся сателлитные постройки, представляющие собой дочерние аппараты, локальные купола, интрузивы и т. п. Исходя из принципа геологогеоморфологической конформности [Худяков, 1977], между геоморфологическими формами и геологическими структурами всегда существуют детерминированные отношения. У структур центрального типа (СЦТ) в связи с этим надо выделять гипоцентры, а у морфоструктур центрального типа – эпицентры. Следовательно, МЦТ есть горизонтальная проекция СЦТ.

Вклассе инъективных структур, по сравнению с дизъюнктивными и пликативными структурными ансамблями, выделяются наиболее отчетливые и более высшие элементы симметрии, выраженные в распространении трубчатых (цилиндрических), конусообразных, купольных (полушаровых), кольцевых и комбинаций подобных симметричных форм.

Основным структурообразующим фактором, ответственным за формирование различных структурных рисунков, по мнению многих ученых, являются волны нагрузки (или напряжений) упругого, упруго-пластического и пластического типов, имеющих разные скоростные

40

диапазоны (от ударных до сверхдлиннопериодных). В пространстве, окружающем подобный центр эндогенной активности, возникает вполне определенное волновое поле тектонических напряжений. В нем при импульсных процессах идет также волновое распространение потоков вещества, флюидов и тепловой энергии в самых различных формах.

Втаком поле, за счет взаимодействия падающих и отраженных от земной поверхности волн, имеющих одинаковый период, возникают явления интерференции, а также рефракции, дифракции, отражения, преломления, образования стоячих волн и солитонов, и идет формирование вторичных центров разрушения локального типа. Они формируются в том случае, когда растягивающие или сжимающие напряжения в данной интерференционно-резонансной зоне превысят предел прочности материала на сжатие или растяжение. Особенно активно в микрообъемах образуются связанные с прохождением продольных волн сжатия-растяжения сферические трещины откола (разрушения Гопкинса) и радиальная система зон брекчирования и трещин отрыва [Богацкий, 1986; Петров, Новак, Якименко, 1988]. Указанные зоны сжатия и растяжения волновой природы наиболее часто проявляются на тектонических поверхностях раздела и на границах сред, имеющих разные физико-механические свойства пород [Дейвис, 1961; Ямщиков, 1984]. При прохождении поперечных волн формируются сколы, соответствующие концентрической системе трещиноватости.

Вволновых полях, как и в случае стационарных полей напряжений, возможно образование сложных деформационных картин как одноосного сжатия-растяжения (наиболее частый случай), так и трехосного, описываемых деформационными фигурами конуса сжатиярастяжения (эллипсоид вращения) и кубом деформации (трехосный эллипсоид). В. В. Богацкий [1986] дополнительно добавляет гиперболоид вращения, формирующийся в результате одновременного проявления разновекторного сжатия и растяжения, локализованного по ортогональным направлениям. В свою очередь, А. М. Черезов, И. Н. Широких, А. С. Васьков [1992] считают возможным появление деформационной структуры типа «поперечной волны сферического типа», которая позднее трансформируется в четырехлучевую область одноосного растяжения. Подобные построения базируются на предположении о порождении симметрии деформационных структур симметрией интерферирующих волн напряжений.

Во многом тип волнового поля зависит от размера источника колебаний (очага) [Ямщиков, 1984]. При малых размерах очага (меньше длины волны) генерируются отчетливо сферические фронты волн и образуются структуры центрального типа. При сопоставимых размерах – возникают цилиндрические волны, формирующие кольцевые (безъядерные) структуры. При значительных размерах очаговой зоны генерируются волны с плосковыпуклым фронтом, приводящие к формированию полукольцевых и полукупольных структур.

Влитературе описано много схем классифицирования кольцевых структур (или морфоструктур) центрального типа. В нашем случае интерес представляют морфологодинамические классификации, которые основываются на типе инфраструктуры СЦТ и характере размещения в них сателлитных центров активности. Наиболее полная такая морфологическая классификация приведена М. М. Василевским [1982], применившим для типизации логи- ко-формальный подход, базирующийся на использовании теории узлов Р. Кроуэлла и Р. Фокса [1967]. С помощью указанной теории в элементарной атомной физике рассчитывается все возможное разнообразие композиций орбиталей молекул и атомов. В такой классификации кольцевые неоднородности (фрактуры) подразделяются на группы простых форм (1), комбинаций простых форм (2) и сложных сочетаний (3) (рис. 19). Однако, несмотря на полноту охвата структурных комбинаций кольцевых форм разного размера, эта формально-морфологическая классификация для геологии имеет просто описательный характер, так как не содержит тектонодинамической основы, а сами кольцевые формы взяты без их соотношения с системами радиальных разрывов.

Более унифицированная классификация структурных рисунков, учитывающая специфику инфраструктур реальных очаговых систем, предложена А. А. Гавриловым [1991]. Им выделяются: ядерный бессателлитный, ядерно-сателлитный, безъядерно-сателлитный типы, которые отражают центрально-фокусированные, периферийно-фокусированные и нефокусированные виды распределения потоков тепла и массы. Все эти разновидности инфраструктур далее, по степени упорядоченности составных элементов, подразделяются на симметричные, дисимметричные и асимметричные. Некоторые примеры указанных типов приведены на рис. 20 (а, б, в), здесь же представлена модель многосателлитной кольцевой структуры центрального

41

типа с наивысшей степенью симметрии инфраструктуры (рис. 20, г). Подобный принцип позволяет использовать для описания объектов симметрийные формулы, а далее, по степени симметричности и асимметричности, определять (наряду с другими факторами) потенциальную продуктивность изучаемой кольцевой системы. По геометрическому соотношению купольных структур с кальдерными формами разработана относительно простая классификация И. Н. Томсон [1999]. В классификации Б. В. Ежова, Г. И. Худякова [1984] морфоструктуры центрального типа подразделены по степени дисимметрии, т. е. по уровню «диаметральной асимметрии», которая рассматривается как рудоконтролирующий фактор.

Рис. 19. Типовая геометрия кольцевых фрактур и их сочетаний по М. М. Василевскому [1982].

1 – элементарные кольцевые формы; 2 – наблюдаемые простые сочетания; 3 – сложные соотношения фрактур

Рис. 20. Схемы инфраструктур очаговых систем: а – моделируемая, б, в, г – природные по А. А. Гаврилову [1991].

1–2 – системы разломов: 1 – концентрические, 2 – радиальные; 3 – 4 – проекции энергетических центров очаговых систем: 3 – моделируемых, 4 – природных; 5–6 – конформные морфоструктурам магматические комплексы: 5 – гранитного ряда, 6 – андезитовой формации

Однако все вышеприведенные классификации не принимают во внимание динамический тип развития очагов, которые могут иметь пульсирующий или стабильный режимы своего развития. По положению в пространстве они могут быть трех типов – всплывавшими, погружавшимися и стационарными (базоцентрированными).

42

Принимая во внимание то, что очаговых структур с длительно стабильными эндогенными режимами практически не бывает, нами различаются только два типа СЦТ– пульсирую-

щие базоцентрированные и пульсирующие небазоцентрированные. В морфоструктурном вы-

ражении они отличаются тем, что центр эндогенной активности первых во все время их развития был пространственно стационарным. В структурах второго типа их центр магматической активности постоянно смещается как по латерали, так и по вертикали, формируя на дневной поверхности трассы, состоящие из цепочек кольцевых структур. Учитывая, что эндогенная активность таких СЦТ со временем может либо затухать, либо усиливаться, то в возрастном ряду диаметр таких кольцевых структур будет либо уменьшаться, либо увеличиваться. Уменьшение диаметра происходит при всплывании и (или) затухании энергии очагового центра, а увеличение диаметра – при погружении и (или) разогреве такого очага. Когда мощность латерально мигрирующего очагового центра не меняется, – его «дорожка следов» будет состоять из кольцевых структур примерно равного размера.

Пульсирующий характер тектоно-магматической активности, всплывание или погружение очагового центра неизбежно приводят к появлению в контурах СЦТ горизонтальной и вертикальной структурной и минералого-геохимической зональности. Первая выражается в закономерном размещении относительно эпицентра разновозрастных структурных парагенезов. По этому показателю зональность может быть центробежной (расходящейся) и центростремительной (сходящейся). Зональность второго типа проявляется в закономерной смене разновозрастных структурных парагенезов относительно гипоцентра, т. е. по вертикали, с подразделением на прямую (в случае омоложения структур к верху) и обратную (омоложения к низу) зональности. В. А. Невский [1979] выделяет и третий тип зональности, названный им комбини-

рованным, когда на ранних этапах проявлен один тип зональности, а на поздних этапах – другой, что обусловливает сложный характер инфраструктуры СЦТ.

Весьма характерными для кольцевых морфоструктур являются постройки перифе- рийно-орбитального типа, или «структуры шарикоподшипника». Они представляют собой ряды сателлитных концентров, располагающихся либо по внешней границе кольцевой морфоструктуры центрального типа (рис. 20, б), либо между ее ядром и внешней границей (рис. 20, в). Их образование, согласно взглядам С. Д. Шведова [1991], связывается с поднятием по границе относительно инертного ядра и подвижной периферийной зоны заключительных порций локально сфокусированных потоков тепла и массы.

При этом наряду с чисто кольцевыми структурами, имеющими шаровые, конусные и кольцевые элементы всегда встречаются радиальные разрывные формы. На сочетании линейных и кольцевых форм основана классификация МЦТ, предложенная В. В. Соловьевым [1978]. Если развита система радиальных, сегментарных или секущих разломов, то они придают кольцевой постройке секториальный или сегментарно-лучевой

план.

Наличие таких «лучей», по-видимому, свидетельствует об отводе части энергии в сторону от центрального очага СЦТ. По проявленности радиально-секущих структур выделяются структурные рисунки концентрически-лучевого (Б1), секториального (Б2) и сегментарного (Б3) типов (рис. 21). Данные морфоструктуры могут иметь различный масштаб – от регионального до весьма локального. Региональные, как правило, относятся к интрузивно-магматогенным,

43

создающим очагово-купольные структуры (ОКС), локальные – к субвулканическим, формирующим более локальные вулкано-купольные структуры (ВКС).

Такие же закономерные системы дизъюнктивных тектонических структур формируются и в пределах самих интрузивных тел, в которых помимо контракционных трещин радиаль- но-кольцевого типа образуется система «прототектонических» [Лукин, 1986] или «петрогенетических» [Рац, Чернышев, 1970] элементов, больше известных как «трещины Г. Клооса». Схема таких прототектонических элементов начиная с работы А. В. Пэка за 1939 г., весьма подробно описана во многих учебных пособиях по общей и структурной геологии. Несколько позднее первоначальная схема Г. Клооса [1921] была дополнена Р. Болком [1946] и в настоящее время имеет вид, как это показано на рис. 22 [Лукин, 1986]. Так, Q – это поперечные трещины отрыва, S – продольные трещины скола (и отрыва по Р. Болку), D – диагональные трещины скола, L – горизонтальные трещины скола и отрыва, F – линейные структуры течения, U – краевые надвиги и М – краевые сбросы.

Рис. 22. Схемы прототектонических элементов: а – в гранитном штоке (по Г. Клоосу с дополнениями Л. И. Лукина [1986]), б – в эффузивном потоке (по данным В. Н. Павлинова [1979] и С. Н. Чернышева [1983]), в – в магматической камере; г – модель куба деформирования для сводовой части штока.

1 – неструктурированная горная порода; 2 – участки пород с план-параллельными текстурами (F); 3 – направлениятечения вещества; 4 – направление сил сжатия; 5 – направление тектонического транспорта; 6 – трещины отрыва (а – ранней генерации, параллельные кровле (L), б – поздней генерации, поперечного типа (Q)); 7 – трещины скола (а – ранние, б – поздние) (D – диагональные сдвиги, S – продольные сдвиги, U – краевые взбросы, M – краевые сбросы); 8 – трещины столбчатой отдельности (а – грубостолбчатые, б – неясностолбчатые) (Т)

Если все трещины, развитые в сводовой части массива, теперь объединить в одну схему, то в фигуре куба деформирования они займут его семь основных направлений (рис. 22, г). В соответствии с направлением вектора регионального сжатия (Р3), сколовая система S-типа в модели куба займет положение плоскости действия 1 2, отрывная Q – плоскость 3 2, сколы L – плоскость 3 2, две сколовые плоскости D – направления действия касательных напряжений

1, а две сколовые плоскости М – направления 2. Наличие горизонтальных трещин отрыва, развитых по L и сколов типа U, свидетельствует о явлении контракционной усадки массива. Оформление отрывных систем по S направлению говорит о последующем снятии региональных сжимающих тектонических напряжений или их нивелировании в силовом поле контракции.

Если привлечь классическую модель эллипсоида деформации, то для объяснения ориентировки всех систем трещин схемы Г. Клооса придется принять трехэтапную схему их раз-

44

вития: 1 – этап раскристаллизации эндоконтактовой зоны и контракционной усадки массива (отрыв по L, трещины отрыва Q-типа скол по U); 2 – этап компенсационной просадки центральной части массива (М, сбросы по Q); 3 – этап общего растяжения (диагональные сдвиги D, отрыв по S). Однако в данной схеме формирования так и не получат своего объяснения положение систем по F и сколы по L. По указанным причинам схема деформирования Г. Клооса начиная с момента ее опубликования неоднократно подвергалась обстоятельной критике. Так, еще Ф. Зюсс обратил внимание на то, что подобная сетка трещин Г. Клооса развивается не только в самом интрузиве, но и во вмещающих его породах. А позднее Б. Зандер зафиксировал появление таких же систем трещин и в метаморфических породах ряда регионов. В этой связи он указал, что многие трещины Г. Kлооса не имеют петротектонический генезис, а их надо рассматривать как обычные тектонические системы разного возраста, пространственно наложенные друг на друга. Однако в свете замечаний, сделанных Б. Зандером, не ясно, каким же образом тогда формируется геометрически правильная строго ортогональная сеть разрывов, часто встречаемая в интрузивных телах.

Имеющийся структурный парагенез поздних систем, типа диагональных (D-сколов), продольных (S-сколов и S-отрывов) и поперечных трещин (Q-отрывов), Т. Такеши и Ш. Уемура [Геологические структуры … , 1990] хорошо объяснили, используя известную модель деформирования Войгта и схему релаксации тектонических напряжений N. Price [1959]. Из схемы следует, что упругая деформация, возникшая при действии приложенной внешней силы, частично сохраняется в массиве в виде остаточного напряжения (residual stress), которое релаксирует и приводит к подновлению как уже существовавших систем, так и появлению новых.

По типу структурного рисунка общая схема клоосовских трещин, представленных в виде семикомпонентного куба, соответствует полному парагенезу дизъюнктивных трещин, развивающемуся при одноэтапной деформации сжатия в условиях сложнонапряженного состояния при вариации девиатора тектонических напряжений (см. рис. 8, б). Полноту проявленности такого семикомпонентного структурного парагенеза именно в интрузивных и особенно в экструзивных и эффузивных телах можно объяснить наличием некоторого тектонического течения горных масс, осуществляемого внутри массива по меняющимся направлениям. Первоначально оно осуществлялось в форме простого магматического инъецирования, параллельного стенкам магматических камер.

По мере раскристаллизации интрудирующих масс тектонический транспорт далее идет в твердо-пластическом состоянии, т. е. как в виде кластолавого потока, так и в форме протрузий, экструзий и диапиров. Сходство механизмов такого сложного по форме тектонического течения порождает и геометрическое сходство ряда весьма разнотипных структурных парагенезов. Это единообразие относится к системам трещин, наблюдаемых в краевых частях интрузий, в кровле вулканических потоков и в языках стекающих ледников (рис. 22, б, в). Подобные по ориентировке системы трещин устанавливаются в зонах сейсмического течения, строение которых описано в трудах Ю. В. Ризниченко [1976] и А. В. Лукьянова [1980, 1991]. В этом плане схема Г. Клооса является как бы универсальной моделью тектонической делимости, проявляющейся в зонах замедленного тектонического течения в твердо-пластическом состоянии. Более полнопроявленной вышерассмотренная схема становится в случаях реализации явлений релаксации значительных по величине остаточных напряжений.

Таким образом, клоосовские трещины есть реакция подвижной среды на интегральное воздействие внутренних и внешних усилий. Этим же обстоятельством, по-видимому, объясняется и общая схожесть семикомпонентного инъективного структурного парагенеза с семикомпонентным дизъюнктивным парагенезом зон пластического течения. Тем самым еще раз выявляется некоторая условность в выделении границ между механизмами дизъюнктивного, инъективного и пликативного видов деформирований. Следовательно, для эндокинематического структурирования (появления структур релаксационной неустойчивости) любой геологической среды не столь важен тип деформирования и природа напряжений (были ли они порождены тектоническими, криоили термическими силами). Главными показателями являются тип тектонического режима (сжатие, растяжение, сдвиг), вид напряженности и характер их реверсной смены (см. разд. 4.1).

45

1.5. Соотношение видов динамических структур

1.5.1. Виды анализа динамических структур

Как и симметрия статических структур, симметрия, отражающая динамику линейного и нелинейного движения геологической среды (тектонических потоков и вихрей), может быть основана на принципах общей симметрии, т. е. тех законов, которые используются при описании кристаллических форм. По аналогии с симметричностью статических систем симметрия динамической структуры оценивается с помощью стандартных элементов симметрии, таких как плоскости, оси и центры симметрии. На основе этого базиса симметрию движения можно изучать при: 1) анализе запечатленных в окаменелостях структур-отпечатков динамических режимов; 2) сравнении симметрийного облика структур на отстроенных многочисленных палинспатических срезах; 3) построении схем траекторий-состояний развивающихся систем в непрерывных координатах.

В первом варианте анализируется сама структура геологических тел и виды текстур, а по ним исходя из положения соответствия симметрии структуры и симметрии вызвавшего ее движения устанавливаются особенности расположения элементов симметрии. Данный анализ особенно широко и плодотворно уже относительно давно используется в структурной петрологии (петротектонике) с первой трети ХХ в. Ее основы заложены в трудах Б. Зандера [1930] и A. Knopf [1929], а позднее развиты Х. Ферберном [1949], Н. А. Елисеевым [1967], Л. И. Лукиным [1965], С. Н. Чернышевым [1983] и др.

При петроструктурном анализе считается, что текстурно-структурные элементы отражают симметрию вызвавших их сил и свидетельствуют об условиях, в которых проходило тектоническое течение и формирование структурных парагенезов. В подобной классификации структур по типу динамических условий различаются объекты, имеющие осевую (радиальную), ромбическую, триклинную и моноклинную типы симметрий.

Осевая симметрия описывает симметрию либо двунаправленного (неполярного), либо однонаправленного (полярного) движения вязкопластичных сред в каналах, имеющих круговое сечение. При этом исходят из того, что текстуры течения конформны границам канальных структур. Этот тип симметрии был выделен Б. Зандером и относится к симметрии сфероида вращения, т. е. класса структур более высокой симметрии, чем ромбическая, но ниже кубической. Среди геологических объектов к примерам подобного вида движений относятся структуры внедрения интрузивных штоков, соляных куполов, а также и текстуры гравитационного осаждения частичек из спокойной воды или расплава, имевших место в осадочных или магматических бассейнах [Хиллс, 1967].

Вромбической симметрии векторы и тензоры ограничены направлениями, симметричными по отношению к трем прямоугольным осям и поэтому представлены трехосным эллипсоидом. Подобному типу движения отвечают структуры, образовавшиеся при течениях вязких сред в каналах овальной и более сложных форм сечений.

При моноклинной симметрии имеется только движение, параллельное двум бесконечным стенкам, следовательно, есть только плоскость симметрии перпендикулярная вектору движения. Этой симметрии движения отвечают дайки, складки скола, потоки лавы и льда, зоны разломов, особенно вязкого типа, характеризующиеся внутриразломным перераспределением катакластических масс и т. д.

Втриклинной симметрии все движения являются векторами неравной величины, идущими вдоль наклоненных под разными углами друг к другу плоскостей. Формирующиеся при этом структуры соответствуют изогнутым в плане зонам смятия, пересекающимся (наложенным) складкам.

Такой симметрийный вид анализа, овеществленный в виде геологических структур, при всей своей простоте имеет много недостатков. 1. Cимметрийные отношения приняты для сред, имеющих только ламинарный тип течения и совершенно не учитывают возможности проявления ячеисто-конвективного, вихревого и турбулентного типов течений и образованных при этом симметричных структур. 2. Проблематичность его использования для целей восстановления картин полей тектонических напряжений, вызвавших движение. 3. Возможность применения этого анализа только через априорное знание формы сечения канала инъецирования, либо морфологии дна осадконакопления, формы штампа и диапира, либо формы стенок жил и т. п. 4. Редкость проявления отпечатков чистых видов динамических текстур и структур

46

в природе. Следовательно, подобный способ изучения, при отсутствии овеществленных реперов, мало что дает в плане анализа длительно формирующихся динамических систем.

Входе применения второго (палинспатического) анализа динамических структур исследователю всегда необходимо иметь обширную серию палеотектонических срезов (планов ретроструктур), характеризующих тип состояния системы в разные периоды ее развития. Прослеживая поведение или вид симметрии того или иного структурного элемента в периоды его зарождения, развития и отмирания, можно определить модель эволюции. Для палеоструктурных реконструкций наиболее всего подходят палинспатические структурные схемы полей тектонических напряжений, отражающие динамические обстановки развития структур месторождений в те или иные этапы. Этот способ обработки тектонической информации, являясь относительно простым, позволяет получать большой объем новых знаний, помогающих восстановить историю развития рудных объектов. Однако в плане изучения видов динамической симметрийности тектонодинамических систем он мало эффективен. Причина состоит в том, что, не имея всех данных о фазовой траектории движения, т. е. информации о временной структуре, невозможно судить как о внутренних мотивах движения, так и о финальной точке, к которой система стремилась в своем развитии.

Третий, т. е. траекториальный подход к изучению структур полихронных рудных полей и месторождений является по содержанию структурно-фазовым, который рассмотрен нами в разд. 1.3.2.

Здесь следует добавить, что в фазовой траектории отражаются имевшиеся в системе неравновесные состояния, это точки инверсии, т. е. разворота системы и возврата ее динамического режима в первоначальное напряженное состояние. Однако из-за постоянной диссипации тектонической энергии данные переходы не являются чисто инвариантными, т. е. обратимыми во времени. Поэтому такие системы имели как регулярные (обычные) состояния, так и стационарные (базоцентрированные). Регулярными состояниями (точками) тектонодинамических систем выступают промежуточные состояния, которые система часто проходила при своем развитии. Эти точки находятся между стационарными состояниями, в которых данная система фиксировалась надолго.

На основании предлагаемых «фазово-синоптических» сферограмм и таблиц-матриц можно устанавливать вид динамической симметрии системы. Их смысл состоит в раскрытии закономерностей временной вариации видов напряженного состояния. Как правило, из-за неполноты первоначальной информации, общая картина линии эволюции системы будет отрывочной. Но после того, как будет установлен общий фазовый мотив развития системы (фазовая структурность), можно будет определить и эталонный тип фазовой модели. По мнению Ф. А. Летникова [1992], подобный метод поиска «структурных стереотипов» может быть удачно использован в изучении характера развития многих геологических систем, имеющих черты синергетического поведения.

Вкачестве указанных стационарных точек, как показала практика структурных исследований, являются точки-проекции, в которых оси напряжений занимали ортогональное положение по отношению к земной поверхности. В структурной геологии вариации этой ортогональности Э. Андерсон [Anderson, 1951] использовал для изображения своих трех моделей деформирования земной коры. Указанная ортогональность выступает не только в качестве удобного классификационного признака, а имеет под собой и более глубокий тектонофизический смысл [Мухамедиев, 1990]. Он заключается в том, что для тектонодинамических систем, из-за наличия у них одной разгруженной грани (свободной поверхности), ортогональное по отношению к ней расположение любой из ОГНН является энергетически более выгодным. Такая выгодность обусловлена частичным падением уровня общего тектонического напряжения во всей системе. И чем ортогональность строже, тем разгрузка становится эффективнее. Следовательно, этим достигается больший минимум производства энтропии, т. е. приобретается более равновесное состояние. Поэтому, по сравнению с косонаклонной, ортогональная ориентировка осей весьма распространена в верхних частях земной коры, особенно там, где развиты среды изотропного типа.

Наличие открытой грани (снятие литостатической нагрузки) также ведет к сокращению по этому направлению составляющей общего тензора напряжений. В итоге возникает неравенство, т. е. девиатор напряжений с вертикально направленными растягивающими усилиями, приводящими к обстановке вертикального сдвигания, как бы дополненного горизонтальным сжатием [Price 1959; Соколов, Старостин, 1997; Гегузин, 1987]. Этот тектонический режим,

47

возникающий в опущенных и зажатых с боков блоках рампового типа, способствует появлению горизонтальных трещин отрыва и системы взбросо-надвигов противоположного падения.

Вподнятых блоках, ограниченных сбросами, наоборот, при отсутствии боковых сжимающих усилий и господстве обстановки горизонтального растяжения («гравитационного растекания» по А. В. Лукьянову [1991]), трещины отрыва являются субвертикальными.

Все эти процессы трещинообразования стимулируются и высвобождением на свободных поверхностях остаточных напряжений. Данный переход энергии объемной деформации в энергию изменения формы заключается в трансформации потенциальной энергии в кинетическую, что приводит к дополнительному увеличению уже имеющейся девиаторной составляющей общего тензора напряжений. По разным оценкам зона «динамического влияния» неуравновешенности земной поверхности улавливается до глубин 5–10, реже 30 км [Соколов, Старостин, 1997]. Следовательно, чем такие тектонодинамические системы развивались ближе к дневной поверхности, тем ортогональность осей деформации и трещин (отрыва и расплющивания) к этой поверхности становится отчетливее. В качестве такой свободной плоскости, помимо поверхности Земли, могут выступать и приоткрытые, т. е. разгруженные плоскости разрывных нарушений, а также и границы жестких блоков, находящиеся в зонах разупрочнения.

Вэтом случае основание куба деформирования оказывается как бы прикрепленным к данной свободной поверхности и поэтому формирующиеся трещины отрыва и зоны рассланцевания будут либо субпараллельны плоскости этой шовной зоны, либо – субнормальны ей.

Всвое время Н. Прайс [1959] весьма подробно проанализировал особенности механизма 2–3-кратной смены (переоцифровки) осей напряжений, которая должна наблюдаться в интенсивно поднимающихся с больших глубин (30–40 км) и активно эродирующихся блоках древнего фундамента (рис. 23, а, б). Итогом рассматриваемых структурных перестроек явится формирование ортогональных систем трещин отрыва, дополненных диагональными и поперечными трещинами скола. Наличие самого механизма подобных смен не вызывает сомнения, однако возможность ускоренного вертикального поднятия тектонических блоков с таких больших глубин маловероятна. Скорее всего, этот механизм имеет место только либо в зонах значительного шарьирования крупных тектонических плит, либо в телах быстро всплывающих жестких диапиров.

Рис. 23. Развитие смен напряжений в быстро поднимающихся блоках литосферы по N. Price, 1959.

а – изначальное состояние было близко к гидростатическому, б – изначальное состояние характеризовалось высокими остаточными напряжениями. Стрелки показывают направления изменения напряжений с течением времени. Оси напряжений пронумерованы в соответствии с американской системой оцифровки

В случаях формирования структур золоторудных месторождений Восточного Забайкалья, имеющих исключительно молодой, т. е. верхнемезозойский возраст и отличающихся небольшими глубинами своего формирования (0,2–2,5 км), эта гипотеза ускоренного подъема глубинных геоблоков и активного влияния на рудоотложение трещин литостатической разгрузки вряд ли правомерна. В условиях формирования изучавшихся нами месторождений большее значение имеет механизм приразломной дилатансии и флюидизации, сопровождавшихся ускоренной тектонической релаксацией при сейсмогенных спадах тектонических напряжений в одних участках межблоковых зон и накоплением внутренней энергии и самоструктурированием, в других.

48

1.5.2. Анализ динамической симметричности

Решение вопроса о характере симметрийных отношений применительно тектонодинамических систем нелинейного типа осложняется рядом факторов. Во-первых, постоянными временными вариациями вида единого поля напряжений. Во-вторых, сменой направления вектора регионального сжатия. В-третьих, изменением соотношений энергий регионального и локального полей напряжений. В-четвертых, нелинейным характером динамических процессов. Поэтому для изучения рудоконтролирующих структур гидротермальных месторождений, отличающихся активной динамикой рудоконтролирующих элементов, аппарат простой «геометрической симметрии», используемый ранее для описания статических структур, недостаточен. К тому же задача по изучению симметрийных отношений осложняется необходимостью введения, помимо пространственных, временных и тензорных параметров, еще и оценкой зарядовой четности, которой соответствует знак тектонического режима: плюс (+) – для обстановок сжатия; минус (-) – для обстановок растяжения.

С поставленной задачей может справиться только теория динамической симметрии, разработанная на примере законов симметрии микрочастиц в релятивистской физике. Эта теория одновременно описывает зеркальную симметрию пространства, симметрию инверсии времени и зарядового сопряжения, т. е. тех трех формализмов, с помощью которых анализируется современная симметрия микромира [Желудев, 1983; Урманцев, 1974].

Данный тип симметрии базируется на законе сохранения пространственной, зарядовой и временной четности, который называется принципом сохранения. С этих позиций под динамической структурой рудных объектов понимается закон четной смены одних тектонических обстановок (режимов) другими, где тектонический режим формирующегося месторождения рассматривается как элементарное возмущение общего силового поля, а само возмущение может быть скалярным, полярно-векторным и аксиально-векторным (вектор с вращением вокруг своей оси). Иными словами, это тип временного мотива, в котором ряд исходных структурных обстановок и определяемых ими структурных рисунков (прямой структурный парагенез), повторяется в последовательности, обратной для первого ее состояния и с обратными знаками тектонических перемещений (обратный структурный парагенез).

Например, структурному парагенезу сейсмического очага, формировавшемуся в обстановке нагрузки (сжатия) территории, в постсейсмогенный этап всегда соответствует структурный парагенез, образованный в обстановке разгрузки (растяжения), который характеризуется противоположными знаками тектонического перемещения по ранее существовавшим разрывам. По отношению к первоначальному парагенезу этот новый (обратный) парагенез обстановки растяжения является как бы «зеркальным» отражением первоначального, но развернутым либо на 90°, либо на 180° новым структурным планом. По некоторой аналогии с частицами и античастицами здесь условно можно говорить о наличии как бы исходного (прямого) структурного парагенеза и также обратного ему, т. е. вторичного парагенеза «зеркального» типа (обратного или «антипарагенеза»).

В итоге эволюции определенного тектонического режима, отмечающегося при релаксации тектонических напряжений, формируется ряд взаимосвязанных структурных прямых и обратных парагенезов. В целом же единый ряд этих структурных форм может рассматриваться как единый (полный) динамический парагенез. Следовательно, динамический парагенез – это набор структурных парагенезов, возникших в результате тектонической нагрузки и разгрузки, сформировавшихся в определенный период развития структуры месторождения. Иными словами, это есть сумма прямых и обратных парагенезов.

По аналогии со «структурными рисунками» статических систем, динамический парагенез имеет свой «динамический рисунок», в качестве которого и выступает вид его фазовой диаграммы. Последняя отражает как порядок смены прямых и обратных состояний системы, имевших место на фоне общей вариации тензора девиаторных напряжений регионального поля, а также и мотив этой смены. Инверсия локальных тектонодинамических обстановок и появление прямых и обратных парагенезов могут условно рассматриваться как своеобразные вспышки белого (прямой парагенез) и черного (обратный парагенез) цветов. В ходе формирования структуры месторождения таких вспышек может быть несколько, но их количество всегда останется четным. В этом поведении подобные тектонодинамические системы напоминают механизм действия триггерного усилителя лампового типа. С какого же цвета начнут мигать эти «лампы», определяется нелинейностью переключателя.

49