127_p2487-01_D3_856

кретизировать основные положения этой теории в самом кардинальном ее вопросе о самоорганизации процессов структурообразования.

Определение вида динамических структур гидротермальных месторождений на трех различных уровнях (рудного поля, месторождения и рудного тела), развивавшихся как неравновесные нелинейного типа диссипативные структуры в активных средах и приобретенные за счет этого элементы самоорганизации, т. е. элементы более высокой симметрии и упорядоченности рудоконтролирующих структур, составляет основную цель изучения нижеописанных золоторудных объектов юга Восточной Сибири.

1.3.3.Тектоно-симметрийный подход

Вструктурной и рудной геологии проблема установления пространственной упорядоченности структурных элементов с той или иной степенью детальности решалась достаточно давно. Особенно разработанной оказалась теория симметрийных отношений для кристаллических структур – тут степень геометрической организации минерального вещества самая наивысшая. Менее отчетливо симметрийные отношения фиксируются для рангов минеральных ассоциаций, геологических и рудных формаций и их рядов, выражаясь через появление различных видов зональности (геохимической, минералогической, металлогенической и т. п.).

Втектонике малых структурных форм примерами хорошо известной геометрической упорядоченности являются структуры, образованные контракционными и такыровыми трещинами отдельности, будинаж-структурами, каркасно-ячеистыми морозобойными трещинами, гармоническими складками, ритмически-зональными текстурами и т. п. [Ажгирей, 1966; Апродов, 1943; Буртман, 1978; Каплина, 1972; Тохтуев, 1972; Чернышев, 1984; Шафрановский, Плоников, 1975 и др.]. Также неотчетливо фрагменты симметричности выявляются на уровне внутреннего строения тектонических блоков, выражаясь в основном через закономерное расположение линейных и кольцевых морфоструктур [Богацкий, 1986; Кольцевые…, 1991; Плотников, 1991 и др.]. Более правильные геометрические узоры реконструируются для региональных и планетарных структур земной коры, где они проявляются в виде регматических сетей линеаментов и разномасштабных кольцевых структур, имеющих различный генезис, ориентировку и вид геометрических узоров [Белоусов, 1975; Галибина, Каттерфельд, Чарушин, 1975; Долицкий, 1978; Муди, Хилл, 1960; Планетарная трещиноватость…, 1973; Томсон, 1999; Федоров, 1991; Волчанская, Кочнева, Сапожникова, 1975; Металлогенический анализ…, 1977; Израилев, 1991 и т. д.].

Судя по публикациям [Геологические структуры…, 1990; Филонюк, 1983; Модели рудных районов…, 1994; Лобанов, Радченко, Охотников, 1976; Старостин, Дергачов, 1982; Невский, 1979; Кривцов, Яковлев, 1991 и др.], отдельные элементы пространственно закономерного строения выявляются и в контурах рудных полей и месторождений, свидетельствуя о наличии картин пространственной симметрии в расположении тектонических элементов рудообразующих систем. Знание деталей такого упорядоченного строения помогает раскрывать не только статические и динамические закономерности формирования рудоконтролирующих структур, но и их генезис.

Рудные тела, хотя часто и имеют вполне правильные геометрические формы, но на уровне рудных полей и месторождений наборов их упорядоченного расположения отмечается крайне мало. Исключением являются конусо- и трубообразные формы структур ряда эндогенных месторождений [Богацкий, 1986; Бунин, 1993; Гаврилов, 1991; Егоров, 1984; Иванкин, 1970; Невский, 1979] и каркасные структуры в пространственном расположении рудных столбов [Филонюк, 1983]. Самым распространенным способом применения тектоносимметрийного подхода является метод аппроксимации реальных форм рудных тел с соответствующими модельными фигурами (шара, линзы, цилиндра и т. п.), который широко используется геофизиками при создании физико-геологических моделей рудных объектов. В варианте такого чисто геометрического подхода не учитывается генезис деформационных структур, виды структурных связей, фазовые портреты системы и т. п.

Всоответствии с классическими представлениями экспериментальной геомеханики и теоретической тектонофизики тектонические структуры приобретают элементы симметричности из-за воздействия на деформационную систему внешних тектонических сил [Гзовский, 1975; Казаков, 1976; Лазарев, 1972; Миллер, 1976]. Следовательно, образованные при этом за-

20

кономерно построенные совокупности разрывов и складок представляют собой как бы запись внешнего поля тектонических напряжений, существовавшего в момент их возникновения. В этом заключается принцип соответствия структурных форм создавшим их полям тектонических напряжений. И наоборот, оси главных нормальных напряжений и главных динамических плоскостей такого внешнего поля будут косвенно определять положение осей и плоскостей симметрии локальных геологических структур.

Подобный подход особенно актуален с учетом обнаружения в распределении разрывных структур и составляющих их структурных элементов определенной пространственной эквидистантности и инвариантности [Шерман, 1977]. Такие закономерности могут рассматриваться как элементы определенной геометрической организации деформируемой среды, пассивно реагирующей на внешнее силовое воздействие, создающего в системе внутренние тектонические напряжения. С другой стороны, наличие разномасштабных реликтовых и наложенных структур и текстур различного генезиса, предрудной микротрещиноватости, остаточных напряжений, блокового строения и термофлуктуаций, наведенных гидротермами, вносят искажающее влияние на формирование вышеуказанных правильных симметрийных узоров. В этих условиях политипности, полихронности и полигенности тектонических структур, обычно встречающихся в контурах рудных полей и месторождений, методы фрактальной геометрии, хорошо выявляющие фрагменты общей ранговой упорядоченности для однородной выборки [Гульбин, 1996; Егоров, Иванюк, 1996; Шакин, 1995; Шерман, Гладков, 1997], состоящей из однотипных элементов, не позволяют корректно оценивать коэффициент фрактальности для всего месторождения или рудного поля.

Следовательно, наиболее актуальной проблемой является установление в геологических структурах соотношения видов симметричности, наведенной внешними факторами (внешней энтропией) и обусловленной внутренней организацией системы (внутренней энтропией). И если, согласно принципу минимума производства энтропии [Климонтович, 1990; Хакен, 1980], внутренняя энтропия, произведенная самой системой, убывает, то самоорганизация системы возрастает. Соответственно структурная самоорганизация месторождений, с точки зрения применения симметрийного подхода, понимается как способность динамической рудообразующей системы изменять имеющуюся внешнюю симметрию среды (внешнюю структуру) на структуру рудогенерирующего очага или области рудоотложения (автономную структуру или внутренюю симметрию).

Если в ходе развития рудообразующей системы явления автономного самоструктурирования (самоорганизации) не происходит, то результирующая структура месторождения отражает симметрию окружающего ее внешнего тектонического поля, наложенную на структуру вмещающей рамы. При таком типе структурирования исследователь имеет дело с сочетанием вызванной и реликтовой организациями рудовмещающих структур соответственно, формирование которых шло по принципу суперпозиции полей внешних тектонических напряжений и локальных деформационных элементов. Используя «энтропийно-симметрийный» подход по аналогии с «информационно-энтропийным», можно оценивать параметры структур организации и определять их роль в контроле рудной минерализации. Поэтому в реализации поставленной задачи на первое место выходит не решение генетических вопросов происхождения рудоконтролирующих структур (гравитационные, контракционные, эндогенные, экзогенные и т. п.), а определение соотношения видов симметрии (внешней и внутренней) и их линейных и плоскостных элементов, выраженных через геометрические (угловые, линейные) и количественные параметры.

Причин до сих пор слабого использования в рудной геологии возможностей энтропий- но-симметрийного подхода, на наш взгляд, несколько. Прежде всего значительное преобладание дорудных (реликтовых) и пострудных (наложенных) структурных элементов, которые осложняют вид и фрактальные размерности собственно внутрирудных структур. Сказывается и искажающее влияние анизотропии вмещающей среды, выраженной в замещении рудными компонентами ряда протоструктурных элементов. Также нередко рудные растворы, за счет большого гидродинамического напора и тепловой энергии, формируют автономные термальные аномалии, потоково-канальные, очагово-кольцевые структуры и им подобные структуры, которые в полевых условиях распознаются с большим трудом. В связи с этим в контурах месторождений и рудных полей формируется разновозрастная и многоярусная упорядоченность разнотипных по генезису структурных форм, нередко носящая скрытый тип.

21

К тому же помимо объективных причин слабого использования энтропийносимметрийного подхода, существуют и субъективные причины. Если вопросы, касающиеся физико-химических особенностей формирования рудных систем, как уже указывалось, достаточно хорошо изучены, то методика структурных исследований для условий резко анизотропных сред, находившихся в перенапряженном и флюидизированном (нелинейнодиссипативном) состоянии, разработана еще слабо. За исключением теоретических наработок [Абдуллаев, 2002; Беляев, 1983; Горяинов, Иванюк, 2001; Динамика формирования…, 1981; Иванюк, Горяинов, Егоров, 1996; Летников, 1992 и 1997; Нарсеев, 1991; Полак, Михайлов, 1983 и др.], примеры решения практических задач по определению видов структурирования и уровней самоорганизации для эндогенных месторождений единичны [Ананьев, Ананьева, 1995; Иванюк, Горяинов, Егоров, 1996, Самоорганизация рудных комплексов …, 2009]. Не способствовало прогрессу отмечающееся в последнее десятилетие заметное снижение публикаций, посвященных изучению структур рудных месторождений. К тому же имеющиеся такие работы нередко выполнены на уровне представлений классической механики сплошных сред и положений, опирающихся на парадигму деструктивного структурирования, обусловленного линейно-диссипативным течением процессов деформирования.

Для плодотворного решения вопросов соотношения структурной организации и самоорганизации и анализа особенностей процессов деформирования, примененного к специфике рудных объектов, необходимо рассмотреть основные механизмы геометрической упорядоченности деформационных сетей мелких трещин. К таким малым структурным формам и их ансамблям можно применить два основных вида симметрии – конечную и бесконечную [Варга, 1980]. Первая описывает симметрию, присущую элементарному блоку отдельности (блочности горного массива) и имеет такие элементы симметрии, как плоскости, оси вращения и центры. Вторая характеризует сети (решетки) структурных элементов, где главным элементом является линия трансляции этих систем на условно бесконечные расстояния. Говорить же о симметрии малых структурных форм можно только для участка того масштабного ранга, на котором изучается строение и расположение анализируемых структурных элементов.

При изменении масштаба рассмотрения имеющийся вид симметрии может трансформироваться. Если же закон распределения не меняется, а варьируют только размеры структурных элементов и ячеек, то в подобном случае обращаются к законам симметрии подобия, описываемых геометрией фракталов. Для удобства и простоты изложения при описании трещинных систем далее будут применяться только символы конечной симметрии (Р, L, C), с учетом того, что сети трещин не могут обладать другой симметрией, помимо семи стандартных кристаллографических сингоний. Особенно наглядно тип структурных рисунков проявляется, если использовать для их изображения какие-то простые виды геометрических сетей, обладающие теми или иными наборами симметричных элементов.

Учитывая положения предыдущего раздела 1.3.1 о том, что такие же элементы симметрии отражают и виды ячеек элементарного деформирования (структурные парагенезы), то их использование становится ценным вдвойне. Сопоставление моделей напряженного состояния среды с деформационными моделями поможет установить наличие или отсутствие соответствия в ориентировке осей напряжений и деформаций, что важно для понимания видов механизмов деформирования. Указанный энтропийно-симметрийный подход может оказаться вполне пригодным и для целей общей оценки степени структурной упорядоченности (структурной зрелости) и продуктивности рудных площадей.

1.4. Характеристика видов симметричности деформационных сетей

1.4.1.Дизъюнктивные деформационные сети

Влитературе описание морфологических типов малых дизъюнктивных форм с применением основ симметрийного подхода начинается с работы А. А. Иностранцева [1905], выделившего пять типов тектонической отдельности и мелкой трещиноватости: 1) сфероидальную,

2)плитообразную, 3) столбчатую, 4) параллелепипедальную, 5) полиэдрическую. Одиннадцать наименований таких типов приводит Л. Мюллер [1971]. В справочнике «Формы геометрических тел» [1977] сведены определения для 57 наименований типов отдельности. Очевидно, что

22

такой чисто эмпирический подход не приводит ни к простоте и ни к однозначности выводов. У генетического подхода к классификации дизъюнктивов тоже отмечается множественность решений и подходов, осложненных фактором субъективизма. Достаточно отметить, что в настоящее время существует более четырех десятков классификаций трещин и разломов, рассматривающих вопросы их типизации по происхождению. Значительно больше классификаций трещин по форме, размерам и их заполнению. Такое явление свидетельствует об отсутствии логически обоснованных и общепринятых классификационных признаков.

В этом плане более эффективным считается подход, предлагаемый С. Н. Чернышевым [1983], который с позиции симметрии тензора тектонических напряжений:

еще и хаотическую сеть трещин, стоящей несколько обособленно. Каждой из четырех сетей трещин типичны определенные наборы элементов симметрии: бесконечное количество элементов симметрии бесконечного порядка (группа 1); конечное количество элементов бесконечного порядка (группа 2); конечное количество конечного порядка (группа 3); единичные элементы симметрии или их полное отсутствие (группа 4).

Сфероидальные трещины имеют симметрию шара и представляют собой трещины отрыва или скола, концентрически вложенные друг в друга. Все они реализуются в сфероидальной, шаровой и скорлуповатой формах отдельности; дополнительно их осложняют радиальные системы (скола и отрыва) секущего типа. Формирование подобных систем идет в обстановке общего растяжения, либо сжатия (при взрывах), либо при их чередовании. На круговых диаграммах трещиноватости распределение полюсов сферической трещиноватости имеет относительно равномерный характер и поэтому выглядит так же, как и узор хаотической трещиноватости, но узор сфероидальной трещиноватости более организован в расплывчатый круговой пояс полюсов (рис. 3, б).

Полигональные трещины имеют симметрию цилиндра и конуса, располагаясь по их образующим (ромбические и гексагональные призмы, тетрагональные, ромбические, гексагональные пирамиды и дипирамиды). На круговых диаграммах трещиноватости полигональная трещиноватость имеет хороший отличительный признак – пояса полюсов малого и большого

23

кругов, оси которых (оси В) субнормальны слоистости-напластованию, контактам лавовых потоков, дайковых тел, рудных жил и т. д. (рис. 3, б). К данной группе, по-видимому, следует отнести и радиально-концентрические системы трещиноватости инъективного типа.

Системная трещиноватость имеет центр симметрии, небольшое количество осей симметрии конечного порядка и ограниченное количество плоскостей симметрии. Такая трещиноватость образована сочетанием сопряженных систем относительно прямолинейных трещин скола и отрыва, образующих равноугольные сети, по которым выкалываются блоки призматической и кубической форм.

Как считается [Пэк, 1960 и др.], полигональная и сфероидальная сети отличаются от системной трещиноватости не только видом напряженного состояния, но и генезисом, так как первые являются эндокинематическими. Они, как правило, образуются при выветривании (изменении температуры и влажности), остывании интрузивных и эффузивных пород (контракционные), литификации осадков и тому подобных факторов, обусловленных вторичными преобразованиями горных пород. Особенностью эндокинематических систем трещин служит их формирование под воздействием внутренних [Невский, 1979], т. е. «собственных» напряжений. Подобные литогенетические трещины, проявляющиеся при разрядке остаточных (структурных) напряжений и термонапряжений, надо отличать от тектонических трещин разгрузки (отрыва и скола), возникающих под влиянием внешнего силового воздействия. С учетом вышеотмеченного, как это и рекомендовал А. В. Пэк [1960], надо выделять три природные группы трещин – эндогенные (контракционные), тектоногенные и экзогенные (выветривания).

К сожалению, в своих работах С. Н. Чернышев по исследованию им дизъюнктивных форм не пошел дальше по систематизации самих сетей трещин. Поэтому для их классифицирования воспользуемся классическими разработками И. И. Шафрановского и Л. М. Плотникова [1975]. Они указали, что количество геометрически правильных групп трещинных структур должно ограничиваться всего пятью типами. В основе такого утверждения лежит правило «всех возможных групп трансляций линейных элементов на плоскости». Этими исследователями выделены квадратная, прямоугольная, ромбическая, гексагональная и косоугольная сети трещиноватости, отвечающие кубической, тетрагональной, ромбической, гексагональной и тригональной сингониям, соответственно. Данные пять типов системных сетей линейных трещин соответствуют пяти плоским сеткам Браве. Группы трещинных решеток триклинной сингонии в данный ряд не входят по причине их формирования посредством совмещения или суперпозиции разновозрастных генераций трещинных систем [Чернышев, 1983]. Трещинные структуры, состоящие из систем субпараллельных разрывов и трещин и относящиеся к моноклинной симметрии, также не анализируются, так как на мелкомасштабном системном уровне они часто оказываются составными элементами («гранями») более сложных разрывных решеток.

Выделенные три симметрийные группы систем трещин служат основанием для обособления трех геометрически правильных объемных форм тектонической блочности горных массивов: кубо-призматической, ромбоидально-гексагональной и параллелепипедальной. В за-

висимости от величины удлинения или укорочения данных объемных форм по третьей, т. е. 24

вертикальной, оси среди этих групп можно дополнительно выделять столбчатую и плитчатую группы отдельностей.

В кубо-призматической форме блочности разломные элементы второго порядка соотносятся друг с другом либо через 45°, либо через 90° и условно могут быть вписаны в объемную трещинную фигуру куба, октаэдра, тетрагональной призмы, пирамиды, тетрагонального тетраэдра и т. п. Поэтому такие сетки также могут именоваться, как это предлагает А. Е. Федоров [1991], четырехугольными или ортогональными. В ромбоидальногексагональной блочности («шестиугольной» по А. Е. Федорову) соотношение идет через 30°, 60° и 120° (рис. 4). В итоге данные системы образуют уже условную фигуру тригональной, ромбической и гексагональной призм, ромбоэдра, пирамиды и т. п. В параллелепипедальной блочности угловые расстояния между гранями отличаются от 30°, 45°, 60°, 90° и 120°, а в качестве объемных фигур рассматриваются различные косоугольные параллелепипеды и пирамиды. Но независимо от этого в них ось вращения является деформационной осью «В» и линией сопряжения всех оперяющих и сопряженных трещин.

Если из фигуры куба вычленить по две попарно-сопряженные наклонные сколовые системы, то получим три деформационные фигуры типа тетрагональной дипирамиды, в которых по две оси главных нормальных напряжений выходят со стороны центров ребер дипирамид, а третья находится в вершинах этих фигур (рис. 5). В них линии скрещения плоскостей расположены под прямым углом к активной тектонодинамической оси. Такая фигура, под названием пирамида скола (пирамида высвобождения – по [Шихин, 1991]), возникает при осесимметричном напряжении, когда одна из тектонодинамических осей ( 1 или 3) по величине близка к средней оси 2 и попеременно с нею занимает одно из двух направлений [Расцветаев, 1982, 1987].

Рис. 5. Модели деформа фигур при осесимметрич напряжении: а – в форме деформирования из четы поверхностей, б – в фор дипирамиды скола.

Рис. 5. Модели деформационных фигур при осесимметричном напряжении:

а – в форме куба деформирования из четырех сколовых поверхностей, б – в форме дипирамиды скола

Квадратно-прямоугольная (ортогональная) сеть. Элементарным структурным рисун-

ком данной сети деформирования, способной объяснить все геометрические особенности соотношения ее плоскостных и линейных элементов, можно выбрать элементарный куб. Такая фигура и называется базисной. Впервые сведения о возможности использования куба в качестве базисной фигуры содизъюнктивных трещин приведены в известной работе А. В. Королева и П. А. Шехтмана [1954] под названием «куба деформаций». Представленную фигуру, по мнению этих исследователей, составляют три системы трещин отрыва и шесть сколовых плоскостей, располагающихся по его ортогональным и диагональным направлениям (рис. 6, а). Данная модель была предложена в дополнение к теории эллипсоида деформаций для случаев объемных деформаций литосферы. При этом предполагалось, что в одних и тех же частях деформируемого объема возможно одновременное проявление пластических и хрупких деформаций.

Позднее некоторые исследователи при рассмотрении сложно напряженных состояний горного массива так или иначе возвращались к схеме куба деформирования, но уже не ее полного девятикомпонентного типа. Так, В. С. Буртман [1978] использовал несколько упрощенную фигуру куба, включающую в себя только четыре сколовых и две отрывных поверхности (рис. 7). Этой фигурой он описал факт существования стационарной по ориентировке системы разломов, наблюдающихся на континентах. Такая, по его мнению, «предельно насыщенная»

25

сеть разломов, между которыми фиксируется минимальный угол, близкий к 30°, остается неизменной при любых изменениях регионального поля напряжений и даже при перемещениях и вращении тектонических блоков, находящихся в таком поле.

Рис. 6. Основные плоскости деформации в по А. В. Королеву, П. А. Шехтману [1954].

Рис. 6. Основные плоскости деформации по А.В. Королеву и П.А. Шехтману [1954].

а – плане; б – в пространстве. Плоскости: С1 и С2 – взброса; С3 и С4 сброса и взброса; С5 и С6 – сдвига; Р1 – горизонтального отрыва; Р2 – отрыва; Р3 – сжатия

а – в плане; б – в пространстве. Плоскости: С1 и С2 – взброса; С3 и С 4 – сброса и взброса; С5

и С6 – сдвига; Р1 –горизонтального отрыва; Р2 – отрыва; Р3 – сжатия

По мнению большинства исследователей [Лукин, 1986; Осокина, Цветкова, 1980 и 2003; Расцветаев, 1987 и 2002; Шихин, 1991, Ярошевский, 1981 и др.], наряду с сопряженной системой продольных сколов (S1 и S2), обусловленных 1, в кубе может развиться поперечная им пара диагональных сколов (S3 и S4), объясняющихся действием касательных напряжений по 2 (рис. 8, б). Их появление вызвано большой разницей между пределом упругости и пределом прочности для условий реальных горных массивов. При этом появление третьей пары сколов

(S5 и S6) по 3 маловероятно.

Рис. 7. Трещины, которые могут возникнуть в геологическом пространстве под действием направленной силы. По данным В. С. Буртмана [1978].

1 – трещины скола; 2 – трещины растяжения; 3 – трещины категории (материнские); 4 – трещины категории (производные); 5 – направления приложения сил

26

Однако, по А. А. Белицкому [1960], появление такой системы S5 и S6, названной им «осепоперечными сколами», теорией деформации не запрещено, так как объясняется действием касательных напряжений по 3, обусловленных активной динамической ролью напряжений

(рис. 9). Фигура, образованная тремя парами плоскостей действия касательных напряжений по 1, 2 и 3, под названием «элементарный куб», была предложена С. И. Шерманом [1981] как

раз для таких условий сложнонапряженного состояния при 1 2 3 (см. рис. 8, а).

словиях сложного напряженного состояния: а – по данным С.И. Шермана [1981], б – по

Помимо того, что формирование близкоодновременных шести сколовых систем тре- анным Ю.Сщин. Шихинаможет быть[1991]связано как с последовательным возрастанием тектонических нагрузок, их появление также вероятно и в условиях хрупкого высвобождения первоначально сильно перенапряженного массива из-под стационарной нагрузки. Причинами снижения локальной прочности и появления шести плоскостей вязких сколов в таком перенапряженном массиве могли

служить явления его быстрой флюидизации, нагревания и т. д.

Близко одновременное образование двух пар сколовых плоскостей оказывается возможным и в силу различия локальных условий механизмов разрушения, наблюдающихся вдоль площадок действия касательных напряжений 1 и 2. По одной из них образуются хрупкие сколы, а по второй – сколы вязкого типа [Надаи, 1969]. При этом в условиях тангенциального сжатия земной коры и близости дневной поверхности, вязкие сколы обычно формируются первыми и выступают в качестве взбросовой системы ( 1), а сколовые – как крутонаклонные сдвиги ( 2) диагонально ориентированы к простиранию зон смятия взбросового типа. Причина первоначального образования взбросовых систем – близость свободной (дневной) поверхности, в направлении которой боковое сопротивление пород меньше и легче идет сюда выдавливание сминаемых масс. Аналогичная последовательность в развитии сначала взбросовой, позднее сдвиговой, а затем и отрывной трещинных систем была зафиксирована в экспериментах по сжатию парафиновых блоков [Mead, 1920] и при изучении землетрясений [Соотношение активной …, 2003; Расцветаев, 2002].

На больших глубинах в горизонтальном направлении, параллельном складчатым зонам, наоборот, пластическая деформация ограничивается большим боковым сопротивлением и в том направлении происходит как бы своеобразное охрупчивание горных пород [Кузнецов, 2000]. Поэтому именно здесь первоначально идет достижение предела прочности и хрупкое разрушение по серии субвертикальных сдвигов. Данный процесс стимулируется и тем, что разрушение путем скола происходит при гораздо меньшем значении главных касательных напряжений, чем разрушение того же материала в пластическом состоянии путем вязкого скола [Надаи, 1969; Неотектоника и современная геодинамика …, 1988].

К развитию в одном объеме горного массива двух пар сопряженных систем сколов S1 – S2 и S3 – S4, в случаях неосесимметричных нагрузок, приводит явление возрастания до-

27

полнительного горизонтального сжатия. По исследованиям С. И. Шермана [1977], проведшего анализ изменений тензора напряжений, установлено, что при дополнительном горизонтальном сжатии в 1 кбар надвиги образуются до глубины 1 км, сдвиги преобладают на глубинах 1–5 км, а свыше 5 км – отмечаются сбросы. При значительном повышении дополнительного горизонтального сжатия глубины образования рассматриваемых структур значительно возрастают, а при его снижении – уменьшаются. Даже если в ходе деформационного процесса геодинамический тип тектонического поля и ориентировка осей напряжений не менялись, а варьировала только величина бокового (или вертикального) сжатия, то это также приводило к совмещению структур различного кинематического типа и появлению определенной структурной зональности. Варьирование горизонтальных и вертикальных параметров общего тензора напряжений, в случае дальнейшего прорастания разрывных нарушений, обуславливает и закономерное пропеллерообразное искривление их плоскостей.

Рис. 9. Схема формир шести сопряженных сколо при возрастании главных к напряжений по данным ди А.Мора (Белицкий, 1960).

а – напряженное состояние превзошло упругости поро поэтому трещиноватость е возникла; б - достигла п упругости – возникают про сколы; в - превзошла пр упругости – возникают диа сколы; г - сильно превзо упругости – образуются по сколы; д - - превзошла п прочности пород ( //) – обр магистральные швы разры обобщенная схема возникн трещин скалывания. Верти штриховка обозначает тип динамических зон возникн продольных сколов S1 - S2 диагональных сколов S3 - поперечных сколов S5 – S6

Рис. 9. Схема формирования шести сопряженных сколовых систем при возрастании главных касательных напряжений по данным диаграммы А. Мора [Белицкий, 1960].

а – напряженное состояние не превзошло упругости пород ( /), а поэтому трещиноватость еще не возникла; б – достигла предела упругости – возникают продольные сколы; в – превзошла предел упругости – возникают диагональные сколы; г – сильно превзошла предел упругости – образуются поперечные сколы; д – превзошла предел прочности пород ( //) – образуются магистральные швы разрывов; е – обобщенная схема возникновения трещин скалывания. Вертикальная штриховка обозначает типы динамических зон возникновения: А – продольных сколов S1 – S2 ( 1), Б – диагональных сколов S3 – S4 ( 2), В – поперечных сколов S5 – S6 ( 3)

28

Наряду с возможностью формирования системы из четырех–шести сколовых поверхностей под действием касательных напряжений одного стационарного тектонического поля, появление таких систем, которые также приведут к оформлению фигуры куба деформации, вероятно по другим причинам. Например, при изменении самой тектонодинамической обстановки деформирования, обуславливая смену местоположения сколов S1 и S2 во времени. Чаще всего оформление таких возрастных генераций сопряженных систем (S10–S20 и S11–S21), связанных с переориентировкой 1, становится возможным, как указывалось выше, при напряженном состоянии, близком к осесимметричному, сопровождавшемуся неоднократной ортогональной сменой местоположения (реверсирования) двух осей (обычно, 2 и 3 или 2 и 1) при стационарном положении третьей оси главного нормального напряжения.

Частично появление разноориентированных сколов и конических деформационных поверхностей возможно при постепенной смене вида деформирования, к примеру, от одноосного сжатия до трехосного и далее, до одноосного растяжения, т. е. при диапазоне изменения коэффициента от +1 до –1 [Сим, 1987]. Не исключается и очень редкий вариант, когда ортогональность сколовых систем была обусловлена простым пространственным наложением трещин, образовавшихся при наложении разновозрастных геодинамических обстановок, т. е. возникших при разных «фазах складчатости».

Помимо диагональных сколов S1–S6 и трещин отрыва Т1–Т3, в формировании квадрат- но-прямоугольной сети трещин также должны участвовать и системы трещин осепоперечного

Ф. Б. Кинг [1972], вслед за С. П. Плешановым и Ю. А. Черновым [1968], рассматривает их в качестве торцовых бортоограничивающих структур, находящихся на выклинивании зон влияния крупных дизъюнктивов. Второй механизм описан А. А. Тресковым [1968] и П. М. Бондаренко [1975] и заключается в объяснении их формирования как трещин отрывного генезиса, возникающих при упругой реакции среды на действие напряжений по оси 2, ставшими, после произошедшей разрядки усилий по осям 1 или 3, главными по величине. Далее предполагается, что в обстановке продолжающегося резкого изменения параметров напряжений по другим осям, эти отрывные системы начинают «работать» как сколы.

Однако из второй модели не совсем понятно, почему имевшееся до разрядки сжимающее напряжение по оси 2 после разрядки напряжений по 1 или 3 станет вдруг растягивающим и к тому же трехмерным, а не одноосным сжатием или, наконец, одноосным растяжением, сопровождаясь появлением соответствующих структур конусного и пирамидального типов? По данным экспериментов [Ставрогин, Протосеня, 1979], относительное возрастание нагрузок по 2 приводит только к «схлопыванию» реликтовых трещинок отрыва, располагавшихся косо к этой оси. Позднее по бывшим поверхностям отрыва реализуются сдвиговые перемещения, а возникновения новых систем при этом не происходит. По-видимому, неточность данной модели деформирования исходит из ее несколько ограниченных начальных условий: во-первых, в реальных обстановках сдвиговых перемещений полной разрядки тектонических напряжений, как это предполагалось моделью, не бывает, так как всегда есть определенные остаточные напряжения, иногда даже значительные; во-вторых, моделью предполагалась полная неизменность объема области деформирования, а между тем в реальной среде всегда отмечаются явления дилатансионного «разрыхления», вносящие искажающее влияние на механизм деформирования.

Противоречат «модели Трескова – Бондаренко» и данные экспериментов по образованию трещин под воздействием неравновесных и квазивсесторонних давлений, проведенных на разных материалах Л. И. Звягинцевым [1978]. Им установлено, что при уменьшении сжатия по одной из сторон или вообще при снятии давления в рабочей камере, в образцах образуются только трещины отрыва, располагающиеся перпендикулярно оси первоначального главного сжатия 3. Такие поздние трещины отрыва были классифицированы как трещины релаксационной разгрузки. При этом существование среди них залеченных разностей объяснялось [Звягинцев, 1978] длительностью процесса релаксации накопленных тектонических напряжений, а открытых – разрывом структурных связей при релаксации структурных напряжений, как это имеет место при растрескивании керна глубоких скважин.

Заложение и интенсивное приоткрывание осепоперечных систем 1 3, как это предполагают С. Scholz [1972], Е. Lajtai [1977] и А. Н. Гузь [1993], логичнее было бы увязать с явле-

29