Длительность однородного режима деформирования

В процессе реального достаточно длительного функционирования любой тектоно-динамической системы можно выделить период, необходимый конкретной системе, заданной определенными величинами девиатора напряжений и скоростью деформирования, для приведания структуры массива горных пород и их текстурно-структурных характеристик в состояние, равновесное с воздействием полей напряжения. Продолжительность этого периода можно оценить из выражения (Пономарев, Романов, 1986).

где Т_л — время установления локального равновесия, 1 — размер локального объема, Т_р — время релаксации напряжений, в течение которого напряжения убывают до 1/1 своей исходной величины.

В природных системах возможны три варианта:

• 1. Р «Др/Т_р, где Р — скорость изменения внешних сил, Др — полная величина их изменения в данном процессе. Система вполне успеет прийти в равновесие и сформировать равновесные с конкретными условиями структурные парагенезисы.
• 2. Р>Др/Т_р. При этом будут иметь место частичные изменения; система будет неравновесная, широко сохранятся реликты прежних, более древних структур и текстур.
• 3. Р «Др/Т_р. В таких условиях основная масса породы не будет существенно изменена. В ней возникнут только отдельные структурные элементы — слабая макрои микротрещиноватость.

Ранг и ориентировка палеотектонических полей напряжения Одним из фундаментальных открытий последней четверти XX в. является установление тектонофизической расслоенности литосферы. В разрезе земной коры выделено три тектонофизических слоя, соответствующие трем рангам полей напряжения (П.Н. Николаев, 1992; НИ. Николаев, 1986).

Первому слою соответствует самый верхний поверхностный третий ранг, характеризующий тектонофизическую обстановку в локальных (регионального уровня) геологических структурах. Он устанавливается по анализу трещиноватости, небольших разломов, данных петрофизики и микроструктурного анализа.

Выделяют два типа полей. Первый развит в областях сжатия: орогенных поднятиях, антиклинориях, системах горстов и др. На их долю приходится 95% поверхности континентов. Для поля характерна вертикальная ориентировка о, горизонтальная — о₃, а <�т₂ — также горизонтальна и параллельна генеральному простиранию геологических структур (механизм продольного сжатия).

Второй тип характерен для областей растяжения, представлен полями напряжений сбросового и сбросо-сдвигового характера.

Сбросовое поле: о₃ — вертикальна, о, и <�т₂ — горизонтальны, о, перпендикулярна, а ст₂ параллельна простиранию структуры растяжения (рифт, грабен). Сбросо-сдвиговое поле: ст, и о₃ — горизонтальны, а₂ — вертикальна (Шерман, Днепровский, 1989).

Второй слой соответствует второму рангу и захватывает всю мезозону. Он выделяется по данным малоглубинных землетрясений, структурного анализа глубинных магматических и метаморфических пород и изучения крупных внутрикоровых разломов. Для него характерен механизм поперечного изгибания с крутой ориентировкой сжимающих усилий и пологой — растягивающих; а₂ — вдоль простирания структуры. Примерами являются протерозойские серии Печенги, ядра антиклинориев Кавказа, Тянь-Шаня и других областей.

Третий слой представлен наиболее глубинным и крупным первым рангом. В разрезе он охватывает нижние горизонты земной коры и часть верхней мантии. Исследуется по региональным линеаментам и глубокофокусным землетрясениям. Здесь существуют поля напряжений сдвигового типа, отмечается пластическое течение, перемещающее значительные массы вещества.

Типизация рудоносных структурных парагенезисов в земной коре и тектонофизические условия их образования Структурный парагенезис представляет собой совокупность складчатых и разрывных нарушений различных типов и масштабов, сформировавшихся в результате воздействия на породы и руды одного и того же тектонического режима, существовавшего в течение определенного временного интервала.

Выделяют механические, исторические и региональные сочетания структурных форм. Особо следует отметить наличие в пределах мобильных поясов деформационно-химических парагенезисов, которые представляют собой закономерные сочетания структур растворения минералов и пород в концентраторах сжимающих напряжений и структур переотложения растворенного вещества в участках и зонах растяжения, т. е. формирование тектонических метасоматитов в условиях длительного термостатирования, при котором происходит перераспределение вещества и образование метаморфической полосчатости (Паталаха, 1981; Старостин, 1979; Белоусов, 1985; Расиветаев, 1987; Летников, Балышев, 1991; Талицкий, 1992).

Как правило, рудоносные структуры формируют разномасштабные латеральные и вертикальные ряды зональности. В первом приближении возникающие парагенезисы можно классифицировать по двум параметрам — скорости сдвиговых деформаций и значениям девиатора напряжения. Как будет показано ниже, остальные характеристики: длительность режима деформирования, ранг палеотектонических полей напряжения и общие РТ-условия деформирования (шаровой компонент тензора напряжений) — будут дополнять и развивать эту начальную систематику геологических структур.

В условиях земной коры условно величины девиатора напряжений можно разделить на три уровня: низкий (0—10 МПа), средний (10—100 МПа) и высокий (более 100 МПа). В этой же обстановке скорости сдвиговых деформаций изменяются более чем на 25 порядков и группируются в пять категорий: низкоскоростные, среднескоростные, повышенные скоростные, высокоскоростные и взрывные.

Из анализа имеющихся данных все многообразие структурных парагенезисов на основании изложенных выше принципов можно предварительно отнести к пяти сериям структурно-деформационных процессов (табл. 15.3): 1) пластического течения (низкоскоростных), 2) кливажного течения (среднескоростных), 3) дизъюнктивной тектоники (повышенноскоростных), 4) высокоскоростных и 5) взрывных.

Каждая серия существенно (по некоторым параметрам на несколько порядков, по другим в несколько раз) отличается от соседних, но между ними имеются и переходные типы. Кроме того, ниже рассматриваются не все возможные варианты структурных парагенезисов в земной коре, а только некоторые из них, существенно влиявшие на процессы рудообразования.

/аблица IX J

Рудоконтролирующне и рудовмещаюнше структурные парагенезисы в земной коре

со со СП.

со О).

м.

OJ.

->|.

Низкоскоростные структурные парагенезисы (зоны пластического течения) возникают в процессе низкоскоростных деформаций, составляющих 10^—14—10″¹⁰ с^-1, длящихся, как правило, от нескольких миллионов до нескольких сотен миллионов лет в пределах всего разреза земной коры. Здесь господствуют высокие температуры (более 400°) и давления (более 200 МПа, обычно 500— 1500 МПа), развиваются амфиболитовая и гранулитовая фации метаморфизма типа РТи SP-стресс-метаморфизма, и ведущим механизмом деформирования является пластическое течение. Средние значения напряжений, контролировавших сдвиговые деформации, составляют 1—5 МПа.

По степени, условиям проявления деформационных процессов в зонах и областях с высокими значениями термодинамических параметров выделяют три типа преобразованных пород: 1) недеформированные метаморфические породы (амфиболиты, граниты, кристаллические породы и др.), 2) эти же породы, смятые в сложные складки, 3) бластомилониты, развитые в центральных частях зон активизации и зонах глубинных разломов, рассекающих консолидированные жесткие метаморфические и интрузивные комплексы. Роль каждого из трех отмеченных типов пород в локализации оруденения будет значительно отличаться.

В недеформированных метаморфических комплексах существенно не меняются морфология и элементный состав большинства типов металлических полезных ископаемых. Происходит только перекристаллизация с укрупнением размеров зерен в породах и рудах и иногда меняется минеральный состав. Обычно оксиды сменяются силикатами. Сульфиды не меняют минеральной формы в широком диапазоне температур и давлений.

В деформированных комплексах, в отличие от недеформированных, значимо меняется морфология и элементы залегания любых геологических тел, в том числе и рудных. Кроме того, в зависимости от величины девиатора напряжения будет происходить метаморфогенная дифференциация элементов в рудах и их миграция, формируется метаморфогенная геохимическая зональность. На дислоцированных и будинированных кочеданно-полиметаллических месторождениях, например внутри будин, остается цинк, на их периферийных частях — свинец, в межбудинном рассланцованном пространстве концентрируется медь (Старостин, 1988). Основной задачей структурного анализа при изучении этих комплексов является реставрация дометаморфогенных геологических структур, поскольку только этим путем можно выявить главные рудоконтролирующие факторы.

В зонах, сложенных бластомилонитами, и в примыкающих к ним породах локализуется разнообразное эндогенное оруденение.

Согласно исследованиям В. И. Казанского (1972) и Ф. А. Летникова, С. О. Балышева (1991), изучавших проблему дислокационного метаморфизма, классификации милонитов и их роль в рудообразовании, в формировании этих пород особую роль играла флюидная система. Наиболее полная классификация бластомилонитов разработана Ф. А. Летниковым и включает два основных типа: среднетемпературные (400—560°С) и низкотемпературные (400°С), которые в свою очередь представлены двумя типами метасоматоза: Si-K-Na и Ca-Mg-Fe. Первый из них является первичным, а второй — вторичным. Милониты представляют собой синтектонические метасоматиты и образовались при давлении 6—8 кбар (ГПа). Установлено, что при наиболее высоких Р формировались высокотемпературные милониты, при меньших давлениях — низкотемпературные. K-Na-Si-метасоматоз способствовал переводу в подвижное состояние V, Cr, Sc, Со, Ni, Fe, Au, а Mg-Ca-Fe-метасоматоз — Rb, Sn, Pb, U, Th. Поскольку по вертикали и латерали милониты сменяются катаклазитами и зонами брекчирования, то интервал смены фаций тектонитов и является наиболее благоприятным для локализации оруденения.

Возраст милонитов и вмещающих метаморфических пород значительно различается. По данным Р. Ланцелота и др. (1983), лептиты гранулитового комплекса Иферас (Мали) имеют возраст 2120±20 млн лет (уран-свинцовый метод по циркону), а развитые по ним зоны милонитов — 566±8 млн лет (по тому же методу) и 535±6 млн лет (аргоновый метод по калиевым полевым шпатам). Предполагают, что формирование милонитов продолжалось около 30 млн лет.

По данным Ф. А. Летникова и др. (1991), возраст милонитов в архее Шарыжалгая (Сибирь) составляет 350 млн лет (рубидийстронциевый метод), т. е. возрастной интервал достигает 1,5— 2 млрд лет.

Таким образом, выделяют две группы тектонитов. Первая дренирует нижние горизонты коры и характеризуется активным переносом петрогенных, рудных и флюидных компонентов. Вторая объединяет незрелые тектониты, развита в верхней части коры в локальных тектонических зонах, в покровах, структурах меланжа и т. д. По ним происходит массоперенос из глубинных источников.

При формировании зрелых милонитов ведущими факторами являются градиент давления — движущая сила массопереноса — и структура порового пространства, его проницаемость. Последняя характеризует способность пород пропускать через себя флюидные компоненты под действием градиента давления и является мерой среднеквадратического диаметра пор. Важен градиент давления внутри образца и в окружающем его флюиде.

В телах, сложенных бластомилонитами, превалируют пластические деформации, а в окружающих породах — хрупкие, приводящие к возникновению катаклазитов. Когда преобразование вещества в тектонической зоне завершается, она еще длительное время служит флюидопроводником.

Ремобилизация и перенос рудного вещества в зонах пластического течения осуществлялись тремя способами: 1) собственно пластическим течением, 2) диффузией и 3) флюидным потоком. Рудоконтролирующая роль глубинных разломов заключается в формировании в них высокопроницаемых синтектонических тел бластомилонитов, длительного существования равновесной системы и, как следствие, в приуроченности к ним высокотемпературных калиевых и калиево-натриевых метасоматитов с бериллиевым, ниобиевым, танталовым, урановым оруденением, некоторых редкометалльных пегматитов и других типов месторождений. Крупные рудоносные разломы в образованиях амфиболитовой и гранулитовой фаций характеризуются длительным унаследованным полигенным и полихронным развитием.

В умеренно термобарических областях (мезозона) формируются безрудные линейные (продольного сжатия) и брахиформные (поперечного изгибания) складчатые системы и связанные с ними синскладчатые вязкие разломы.

В верхних горизонтах земной коры в стабильных блоках образуются синседиментационные складки и разломы, широко проявляется механизм гидропластического течения, возникают структуры регионального гравитационного перемещения слоистых комплексов (надвиги, шарьяжи и т. д.). Вблизи зон конседиментационных разломов генерируются анизотропные поля напряжений, приводящие к появлению механохимических, термомеханических и других динамических эффектов. В узлах наибольшей активности на приповерхностных и поверхностных уровнях этих зон формируются стратиформные месторождения Pb, Zn, Си и других элементов, выносимых флюидными потоками из глубинных горизонтов.

В эвапоритовых толщах проявляется соляная тектоника; формируются диапиры, но сопутствующие им гидротермальные месторождения, в частности свинец-цинковые и свинцово-серебряные месторождения в триасовых отложениях в Алжире, возникли при более быстром деформационном темпе. Роль петрофизических типов пород в этих условиях заключается в том, что преимущественно складчатые парагенезисы образуются в контрастных по составу, но пластических осадочных комплексах, где высокопроницаемые слои чередуются с низкопроницаемыми. Упругие и вязкие среды ведут себя как жесткие пластины. В них возникают только региональные системы трещиноватости.

Среднескоростные структурные парагенезисы (зоны кливажного течения) подробно описанные Е. И. Паталахой (1981), образуются при средне-скоростных (10″¹⁰—10~⁵ с^-1) деформациях, протекавших в течение сотен тысяч — первых миллионов лет при средних значениях девиатора напряжений (10—20 МПа) в услових мезозоны.

В структурный парагенезис зон кливажного течения входят: 1) проникающий кливаж, 2) линейные складки и 3) разнопорядковые вязкие разрывы. Плоскость этой главной триады мезозоны обычно залегает вертикально. По степени зрелости кливажных зон Б. И. Паталаха выделяет 10 тектонофаций. Все они развиваются в условиях зеленокаменной фации метаморфизма. Для низших фаций характерны чисто механические процессы деформирования с образованием трещиноватости, будинирования и начальных стадий тектонической расслоенности. При формировании высших фаций определяющая роль уже принадлежит явлениям флюидного массопереноса, перекристаллизации пород под давлением и возникновению квазиравновесных систем.

Формируются низкотемпературные синтектонические метасоматиты. По кислым породам — кварц-серицитовые и кварц-серицит-хлоритовые тектониты, а по средним и основным породам — кварц-хлоритовые, кварц-альбит-эпидотовые и кварц-эпидотовые.

Зоны, возникшие в результате кливажного течения, контролируют развитие гидротермальных систем и образование линейных штокверков; В ядерных частях мобильных поясов существуют экстремальные для мезозоны РТ-условия (400—600°С, 10 МПа), здесь формируются синтектонические метасоматиты амфиболитовой фации и происходит локальное плавление пород и руд.

Появляется все больше данных о том, что процессы кливажного течения, сопровождавшие зеленокаменный метаморфизм и приводившие к диспергированию породной массы, являются одним из ведущих факторов в ремобилизации непромышленного оруденения в больших объемах пород в промышленную его концентрацию в благоприятных структурах.

Подобный генезис предполагается для серебро-свинцовых залежей месторождения Индурупилли (Австралия), где рудные компоненты выносились из кливажных зон палеозойских филлитов и вулканитов и концентрировались в верхнем структурном горизонте во фронтальных участках кливажных потоков.

Активно развивается идея о мобилизации золота при развитии кливажных зон в осадочных породах рудного пояса Центральной Виктории (Австралия), где происходило переотложение из нижнепалеозойских алевролитов и концентрация золота в седловидных жилах уже в девонских толщах.

Повышенноскоростные структурные парагенезисы (области проявления дизъюнктивной тектоники) развиваются в мезозоне и захватывают всю эпизону. Здесь в целом проявляются от низких до средних общие РТ-режимы деформирования (50—200°С; 0,1 — 50 МПа), отмечается резкая дифференциация геодинамических обстановок формирования структурных парагенезисов.

Преобладают повышенные скорости деформирования (обычно более 10″⁵ с^-1)' Время образования конкретного структурного парагенезиса составляет первые десятки, редко сотни тысяч лет. По Л. М. Расцветаеву (1987), дизъюнктивный парагенезис представляет собой сочетание устойчивых и упорядоченных ассоциаций генетически взаимосвязанных дизъюнктивов одного масштабного уровня, связанных между собой единством места и времени формирования.

Ведущим типом деформации является хрупкое разрушение. Возникающие системы являются резко неравновесными. Флюидная фаза снижает прочность пород при образовании разрывов, брекчированных и милонитизированных зон.

Степень нарушенности пород в направлении к поверхности резко возрастает, возникает латеральная делимость верхних частей коры на изометричные и линейные блоки под воздействием главным образом палеотектонических полей напряжения второго и третьего ранга. Выделяются области сжатия и растяжения.

К первым относятся мобильные сдвиговые пояса и разномасштабные тектонические зоны, механизм образования которых подробно описал В. П. Уткин (1989). Здесь за короткие периоды — несколько десятков, редко сотен тысяч лет — формируются типичные дизъюнктивные парагенезисы. Флюидные фазы понижают прочность пород при образовании разрывов, брекчированных и милонитизированных зон. Трещинные системы развиваются в скоростном режиме деформирования по термофлуктуационному механизму разрыва силоксановых связей. К особенностям снижения прочности в этих условиях относятся медленный рост трещин и экспоненциальная зависимость скорости их роста от действующего напряжения.

Под воздействием полей напряжений первого и второго ранга возникают многочисленные тектонодинамические системы третьего и более высоких рангов. По условиям напряженного состояния участки земной коры (независимо от ранга полей) можно разделить на области растяжения и сжатия.

В областях растяжения формируются блоковые поднятия и впадины. К ним приурочены длительно развивавшиеся многоэтажные рудно-магматические и гидротермально-рудные центры, в которых фиксируются высокий тепловой поток, динамические эффекты, высокоградиентные рудоносные гидротермальные потоки, магматические, вулканические и седиментогенные проявления, а также структурные парагенезисы более высокоскоростных режимов деформирования.

В областях сжатия (главным образом в сдвиговых зонах) из многообразных структурных типов отметим только линейный, ротационный, изометричный и неравномерно рассредоточенный. К первому относятся узкие зоны прожилково-вкрапленной, штокверковой и жильной минерализации, ассоциирующиеся с крупными протяженными сдвиговыми коровыми разломами. Возникшая в них гидротермальная система сформировала повсеместную, хотя и неравномерную, рудную минерализацию (Au-Ag месторождение Гуанахуато в Мексике).

Особо важным для рудообразования следует считать второй тип, возникающий в окрестностях сдвиговых разломов и приводящий к формированию ротационных парагенезисов. При движениях по разломам на участках, где около разлома находится изометричный жесткий блок пород, в пространстве между блоком и разломом появляется ротационный момент, реализуемый в образовании системы спиралевидных крутопадающих разрывов, сходящихся в узкой зоне, которая разделяет упор и разлом, и расходящихся в направлении движения по разлому. Возникшее анизотропное и неоднородное поле напряжений способствует образованию своеобразного вихревого дизъюнктивного парагенезиса, включающего основной дугообразный сдвиг, сопутствующие и сопряженные с ним трещины скола и отрыва. Поле напряжений генерирует рудолокализующие процессы. Формирование руд происходит на участках со средними и высокими абсолютными значениями главных напряжений в зонах максимального градиента падения скалывающих напряжений при условии, что эти участки и зоны приурочены к секторам наибольшей кривизны дуговых сколовых нарушений (золоторудное месторождение Байнаймяо в Китае).

Третий и четвертый типы характерны для систем, формирующихся в хрупких породах и разделяющих две сколовые зоны. Участки, в пределах которых развиты эти типы, могут быть значительно удалены от самих разломов, но в обоих случаях — это вертикальные сколовые трещины, выполненные кварцеворудным материалом и формировавшиеся в пульсационном режиме флюидных потоков. Примером месторождений третьего типа служит полиметаллическое Марджанское месторождение в Армении, а второго типа — полиметаллические жилы Садонского рудного района на Северном Кавказе. Во всех рассмотренных случаях масштабы рудовмещающей трещиноватости возрастают пропорционально увеличению упругости, прочности, твердости и уменьшению пористости и анизотропии вмещающих пород.

Наиболее полно дизъюнктивный парагенезис проявился в хрупких средах. В пластичных породах преобладают складчато-разрывные парагенезисы, а в вязких — все оруденение концентрируется непосредственно в зонах сдвигов Высокоскоростные структурные парагенезисы возникают в процессе высокоскоростных (10^_3—10° С¹) деформаций, действовавших в течение короткого периода (от нескольких тысяч до десятков тысяч лет). Для них характерна высокая концентрация напряжений в ограниченном объеме горных пород, короткий период действия энергетического источника, волновая очагово-импульсная природа деформационных процессов. В наиболее полном виде эти парагенезисы образовывались в твердых породах эпизоны и в меньшей степени в верхних горизонтах мезозоны.

По степени возрастания скоростей деформирования в природе условно можно выделить две группы парагенезисов: 1) литостатичекой разгрузки; 2) гидравлической тектоники.

Структурные парагенезисы литостатической разгрузки развиваются в орогенических областях, где под воздействием изостатических и тектонических сил происходят активные вертикальные перемещения огромных масс горных пород, приводящие к возникновению горных систем. Скорости подъема блоков пород согласно современным измерениям в Скандинавии, на Кавказе и в других регионах, по данным Н. И. Николаева (1987) и В. К. Кучая и др. (1986), колеблются в широких пределах от 0,1 до 1—2 и даже больше 10 мм/год.

Из анализа литературы и расчетов, выполненных А. А. Пэком (1990), следует, что длительность орогенного этапа орогенических областей составляет 30—40 млн лет, скорости подъема варьируют в пределах 0,07—4,5 мм/год, составляя в среднем около 1 мм/год. Амплитуды подъема достигают нескольких десятков километров.

В орогенических областях сопряженно развиваются два процесса: подъем к поверхности тектонически напряженных блоков пород и формирование вдавленных блоков (рамповые грабены). В первом случае происходит не только общее падение напряжения, но и более быстрое сокращение вертикальной составляющей тензора напряжений и возникновение девиатора напряжения с вертикально направленными растягивающими усилиями. Результатом является деформация вертикального сдвигания при дополнительном горизонтальном сжатии. Это приводит к образованию горизонтальных трещин отрыва и сколовых трещин, ориентированных под углом около 45° к поверхности. По мере подъема массива и релаксации напряжения происходит «разваливание» системы — в поднятых блоках трещины отрыва становятся сначала наклонными, а затем вертикальными.

Во втором случае имеет место зонный орогенез (по В.К. Кучаю). В литосфере орогенов формируются астенолинзы. Под хребтами-поднятиями давление на астенолинзы больше, чем в соседних депрессиях. На границе Южного Тянь-Шаня и Афгано-Таджикской депрессии в основании гранитного слоя давление достигает 10⁸ Па на 1 км². При этом происходит перетекание вещества линз из поднятий в кору депрессий. Гранитные и базальтовые литопластины (только они передают горизонтальное сжатие) под поднятиями более мощные, чем под депрессиями. На границах этих структур происходит сплющивание и утолщение краев литопластин, в результате здесь имеют место аномально высокие скорости движений. Происходит процесс приращения поднятий за счет предгорий.

Деформационные процессы в коре орогенов наиболее удачно можно объяснить с позиции модели всестороннего сжатия, разработанной В. К. Кучаем (1986). Во вдавленных блоках на границе поднятий и депрессий накапливается большая плотность упругой энергии. В перенапряженных породах в результате всестороннего сжатия при образовании поверхностей разрушения начинается процесс самопроизвольного хрупкого разрушения по Грифитсу: dW > dA₀, где dW — изменение освобождающейся упругой энергии при росте трещины, dA₀ — изменение поверхностной энергии при росте трещины, затрачиваемой на образование новых поверхностей трещин. Из самых общих представлений теории поля следует, что в перенапряженных сжатием породах необходимо наличие добавочных девиаторных напряжений, чтобы осуществился переход энергии объемной деформации в энергию изменения формы или переход потенциальной энергии в кинетическую. При этом формируется очаг множества лавинообразно развивающихся хрупких трещин. Положение таких очагов совпадает с позицией центров разномасштабных землетрясений. Чем более прочные и упругие комплексы пород, чем больше их объем и чем больше в них накопилось упругой энергии, тем более значительные массы пород будут брекчированы. Вертикальный диапазон образования таких брекчий в зависимости от конкретных геологических условий орогенов колеблется от 5 до 25—30 км.

Подобные представления согласуются с геологическими данными. На их основе находят объяснение мощные тела и зоны объемных брекчий с «висячими» без признаков смещения обломками, разрушение прежде всего наиболее прочных, упругих, малопористых пород на плутоногенных гидротермальных, скарновых, меднопорфировых, некоторых магматогенных и других месторождениях. Высказанные представления несколько дополняют идеи о тектоно-кесонном геодинамическом эффекте, развиваемые П. М. Горяйновым и И. В. Давиденко (1979). Они объясняют все многообразие не только брекчиевых образований, но и бескорневых тел гранитов, пегматитов явлениями либо резкого, либо постепенного падения давления при подъеме блоков пород к поверхности. Вероятно, этот механизм образования геологических структур и деформации пород существует, но он не универсален и ограничен масштабами скоростей подъема, физико-механическими свойствами пород, типами и интенсивностями региональных полей напряжения и рядом других менее значимых факторов.

Таким образом, на границах вдавленных и поднимающихся блоков пород в перенапряженных зонах с большим запасом упругой энергии на глубинах 5—25 км формируются тела брекчий. В приповерхностных зонах при условии быстрого вертикального подъема тектонических блоков протекают процессы релаксации упругих напряжений, возникает анизотропное поле напряжений и формируется структурный парагенезис литостатической разгрузки. Он представлен горизонтальными трещинами отрыва, двумя системами трещин скола, чешуйчатыми кулисными отрывами, изогнутыми, дугообразными разрывами, оконтуривающими удлиненные будинообразные блоки пород. Особенностью этих дизъюнктивов является их полная сопряженность, отсутствие смещений, перетертого милонитового материала, следов участия флюидной фазы. Данные разрывы рассекают без смещения самые разнообразные магматические, метаморфические и осадочные комплексы, слагающие поднятый блок, вне зависимости от их литологии и первичных текстурно-структурных особенностей. Наиболее полно описываемый парагенезис проявился в Тырныаузской тектонической зоне, в эльджуртинских гранитах и вмещающих их породах.

Структурные парагенезисы гидравлической тектоники объединяют пластические и хрупкие деформационные элементы, возникшие под воздействием давления на горные породы жидкости, газа, магматического расплава или их смесей. Миграция рудоносных растворов в толщах пород контролируется общими и локальными полями напряжений. Они создают на отдельных участках избыточное давление поровой жидкости, которое приводит к двухстадийной деформации. В течение первой стадии происходит расширение трещин, расположенных под небольшим углом к направлению давления, и закрытие разрывов, ориентированных перпендикулярно к нему. Во вторую стадию продолжается расширение, удлинение и, главное, возникновение отдельных трещин, благоприятных направлений и закрытие массы сопутствующих им мелких нарушений.

Гидравлические структуры широко распространены на месторождениях эндогенных руд, в частности месторождениях типа долины Миссиссипи, на вулканогенно-осадочных колчеданно-полиметаллических месторождениях областей сжатия и растяжения и на меднопорфировых месторождениях (Старостин, 1988; Бернхем, 1985).

На колчеданных месторождениях Рудного Алтая к этим структурам приурочены кварц-карбонат-барит-полиметаллические рудные тела, для каждого из которых характерна автономная минеральная, геохимическая и петрофизическая зональность. Состав залежей формировался за счет ремобилизации и переотложения компонентов ранних руд и частично за счет компонентов, привнесенных из более глубинных источников.

Важная роль в перераспределении и отложении рудного вещества принадлежит гидравлическим процессам и заключается в реализации благоприятного сочетания тектонофизических и гидродинамических явлений, приведших на ранних стадиях к возникновению магистральных трещин гидроразрывов и флюидных камер и на поздних — к формированию в этих камерах полистадийных рудных тел. Данные структуры выполняли роль концентраторов оруденения.

Взрывные структурные парагенезисы возникают при ультраскоростных, фактически мгновенных (10¹— 10^s с^-1) режимах деформирования, существующих на нашей планете. Разрушение пород при этом наступает по мере того, как уровень скалывающих напряжений достигает величины динамической прочности, примерно десятикратно превышающей статическую (путем развития сквозных трещин со звуковой рэлеевской скоростью). В этих условиях разрушение наступает при деформациях, не превышающих 1%, или при увеличении скорости деформирования на несколько процентов. Чем выше скорость деформирования, тем на более мелкие обломки (вплоть до пылевидных) распадается твердое тело.

Масштабы брекчирования и дезинтеграции пород определяются также петрофизическим типом среды. Наибольшее увеличение объема пород и брекчиевого тела характерно для хрупких прочных пород. В пластичных образованиях дилатация и объемы брекчирования в несколько раз меньше, чем в хрупких средах. В высокопористых породах происходит уплотнение, увеличивается сжимаемость и уменьшается предел прочности. Такие парагенезисы связаны с приповерхностными флюидно-газовыми взрывами, импактными (метеоритными) ударами и приповерхностными землетрясениями.

Непосредственно при взрывных процессах возникают высокобарические минералы, из которых наибольший экономический интерес представляет пока только алмаз, да и то нигде в мире промышленных месторождений такого генезиса еше не зафиксировано. Роль этих парагенезисов (тела разнообломочных брекчий, трещины скола — радиальные и концентрические, насыпные кольцевые валы, воронки и сопутствующая мелкая трещиноватость) в промышленном рудообразовании невелика.

Импактные структуры можно рассматривать, что и делают, в частности, некоторые канадские исследователи, в качестве стартового (или спускового) механизма, который включает другие менее скоростные типы деформационных процессов, инициировавшие функционирование разнообразных рудообразуюших систем от магматических (Cu-Ni месторождение Садбери) до низкотемпературных гидротермальных.

Итак, к рудоносным структурам целесообразно относить особый аномальный тип геологических структур, формировавшийся при участии минерализованных флюидных фаз в повышенном и высокоскоростном режиме деформирования, сопровождавшемся разнообразными динамическими эффектами.

В непрерывных геологических структурных системах рудоконтролирующие и рудоносные структурные парагенезисы занимают дискретное, вполне закономерное положение. Они являются своего рода структурными аномалиями, которые возникают при следующих условиях:

• 1. Активное участие минерализованной флюидной фазы в структурообразующих процессах.
• 2. Существование оптимального режима деформирования (скорость деформирования 10~^ш—10° с^-1, девиатор напряжений 30— 60 МПа, общие РТ-условия: Р = 0,1—50 МПа, Т = 10—200°С) в течение короткого периода времени (10³—10⁵ лет).
• 3. Возникновение и развитие рудоносных структур и формирование в них месторождений возможно без участия динамических эффектов (сейсмоэлектрических, сейсмомагнитных, термоакустических, вибромиграционных и др.).
• 4. Наличие высокоградиентного поля напряжений, которое направляет, фокусирует флюидные минерализованные потоки и создает геодинамические барьеры рудоотложения.
• 5. При низких скоростях деформирования возникают только глобальные геологические структуры, контролирующие позиции металлогенических поясов и провинций.

Чем ближе к дневной поверхности, тем выше скорость формирования рудоносных структур, тем короче жизнь структурообразующих систем, тем больше значения девиатора напряжений и меньше показатели общих РТ-условий. По мере перехода от мезозональных к эпизональным уровням структурообразования возрастает роль хрупких деформаций, а пластические деформации осуществляются с помощью особого механизма — гидропластического течения.

Рудоносные структуры больше, чем какой-либо другой параметр геологической системы, участвуют в процессе перемещения и отложения рудного вещества. Их формирование сопряжено во времени и пространстве с возникновением анизотропной высокоградиентной системы массопереноса флюидных компонентов в тектонически активных зонах и центрах (рудно-магматических, вулканогенно-рудных, гидротермальной деятельности и т. д.), где одновременно развиваются тектонические деформации, формируется минерализованная флюидная система и активно проявляются динамические эффекты.

Скорость деформирования связана с величиной девиаторного напряжения и с наличием или отсутствием флюидной фазы. В процессе деформирования создается система флюидопроводников. Высокий градиент давления способствует повышению скорости фильтрации (вынужденная конвекция). Кондуктивный перенос тепла играет резко подчиненную роль.

Таким образом, важнейшими условиями возникновения эндогенных месторождений являются: проницаемость среды, наличие термальной флюидной фазы, существование анизотропного поля напряжений и высокий градиент падения главных тангенциальных напряжений. В полной мере такие условия реализуются в обстановке регионального сжатия, при сдвиговых деформациях. Области растяжения — локальные зоны, где падают напряжения и разгружается минеральное вещество. Рудоносные структурные парагенезисы формируются при участии интенсивных динамических эффектов, которые проявляются только в жестких контактных системах при наличии прочных связей, в зонах сжатия и уплотнения.

Гетерогенное развитие крупных секторов земной коры, которое определяется полями напряжений первого ранга, создает активные зоны и центры трансмиссии глубинных эндогенных потоков энергии, соответствующих по масштабам и насыщенности минеральным месторождениям, металлогеническим провинциям и поясам. Такими долгоживущими генераторами рудной минерализации являются: 1) зоны субдукции и ассоциирующиеся с ними орогенные пояса; 2) области и зоны тектоно-магматической активизации с рифтовыми системами и вулканическими поясами; 3) зоны глубинных разломов; 4) орогенные области, приуроченные к зонам столкновения континентальных плит.

Следующий масштабный уровень представлен рудными районами, полями и месторождениями, которые возникают в верхней части. земной коры на глубинах 0—15 км при повышеннои высокоскоростных режимах деформации под воздействием высоких максимальных сдвиговых напряжений в анизотропных тектонических полях напряжений третьего и последующих рангов. Все типы рудоносных структур и ассоциирующихся с ними месторождений формируются в достаточно короткие периоды от тысяч до десятков и редко сотен тысяч лет.