Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Парагенетический анализ неоднородной геологической среды (развитие теории и методов изучения)

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Парагенетический анализ неоднородной геологической среды (развитие теории и методов изучения)"

На правах рукописи

Р Г Б и

О 2 июн

УДК 551.24

Галкин Вадим Андреевич

ПАРАГЕНЕТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ НЕОДНОРОДНОЙ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ (развитие теории и методов изучения).

Специальность 04.00.04 - геотектоника

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геоутаго-минералогических наук

Москва, 1997.

Московский Государственный Университет им. М.В.Ломоносова. Геологический факультет.

Работа выполнена на кафедре динамической геологии геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук О-В. Япаскурт

Доктор геолого-минералогических наук А.В.Лукъянов

Доктор геолого-минералогических наук В.М.Моралев

Ведущая организация: ОИФЗ РАН, Г.Москва

Защита состоится 23 мая 1997г. в 14 час. 30 мин. на засе; диссертационного совета /Д.053.05.25/ по общей и региональной геоло геотектонике геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова по ад 119899, ГСП, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факуу аудитория 415.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факул МГУ (корпус А, 6-й этаж)

Автореферат разослан « » апреля 1997г.

Ученый секретарь диссертационного совета

доктор геол.-мин. наук, профессорЛ/)<7 А.Г.Рябухин

©В.А.Галкин, 1997

Общая характеристика работы. АКТУАЛЬНОСТЬ ПРОБЛЕМЫ

'езультаты исследований последних двух десятилетий как в собственно труктурной геологии, так и в смежных геологических (геофизике, етрологии), и негеологических (прежде всего механике и физико-химии вердого тела) дисциплинах показывают необходимость построения некоторой гавой парадигмы структурной геологии. В самые последние годы появились >аботы, в которых развиваются основные постулаты этой новой системы. 1реди них - представления об иерархическом дискретном устройстве еолог ической среды, обуславливающем последовательное развитие [еформационных структур на различных уровнях и в различных масштабах, редставления о важной роли физико-химических процессов переноса ещества при деформации и сопутствующих изменениях объема, редставления о парагенезах структур и текстур разных уровней как основных объектах изучения при структурном анализе, представления о накопеременном характере нагружения и высоких скоростях тектонической еформации и метаморфизма, представления о концентраторах напряжений и еформаций, связанных с неоднородностями структуры, как главных труктуроконтролирующих факторах.

1ересмотр или дополнение "классического" структурного анализа в связи с тими кардинальными изменениями и неоспоримыми новыми данными тановится весьма актуальной задачей исследования.

1ЕЛЬ РАБОТЫ.

'азвить теорию и методы структурного анализа иерархически построенных гологических объектов на основании последовательного парагенетического одхода. Такая концепция должна органично и максимально полно вобрать овый экспериментальный, теоретический и фактологический материал, олученный за последние десятилетия.

! А ДАЧ И ИССЛЕДОВАНИЯ

1ля достижения поставленной цели необходимо подробно и последовательно ассмотреть следующие вопросы, которые можно считать частными задачами аботы: ***Описать, по возможности классифицировать первичные одеформационные структуры и текстуры горных пород на разных труктурных уровнях. Типизация и классификация должны быть основаны не а традиционном петрографическом подходе, а на выявлении тех собенностей неоднородной структуры, которые приводят к разным типам олей напряжений в породе. Продемонстрировать, какие факторы онтролируют возникновение естественной иерархичности геологической реды. ***Описать главные типы возникающих в геологической среде полей

напряжений на разных структурных 4 уровнях и доминирующие в механизмы релаксации напряжений, т.е. деформации. ***Описать осное деформационные структуры и их парагенезы, развивающиеся в проц тектонической эволюции массивов горных пород. Классифициро разноуровенные структурные парагенезы и рассмотреть их взаимоотноил на разных структурных уровнях, в геологическом пространстве и во врем *** Описать и развить новые методы изучения деформационных структ} структурных парагенезов. Продемонстрировать возможности этих не методов для восстановления различных аспектов геодинамической эволк регионов и для сейсмотектонического и деформационного проте территорий. *** Рассмотреть наиболее общие тектонические геодинамические следствия моделей деформируемой среды со структурн концентраторами.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ

В основу работы положены следующие виды материалов:

- собственный полевой материал автора, собранный во время работ Южном Тянь-Шане (Киргизатинская синформа, канский метаморфичес комплекс, покровно-складчатый комплекс района месторождения Кадамя метаморфические и осадочные комплексы рифея?-перми); на Южном Ура район развития максютовского и зилаирского комплексов); в Крыму (ра Долгоруковской и Караби-яйл, Чатырдаг, Южная Демерджи, прибрежная з Восточного Крыма - комплексы нижней юры-миоцена); на Кавказе (компле от палеозоя до неоген-четвертичных в пересечениях по Кубани, Чете Баксану, Зеленчуку); на востоке Русской плиты (Карлинская структу фрагментарный материал из Эльбурса и восточного побережья Южь Прикаспия (Иран);

- собственный экспериментальный материал автора, полученный многолетнем тектонофизическом моделировании деформа структурированной геологической среды на разных структурных уровнях и разных целей: исследование механизмов и закономерностей деформа структур уровня зерен, уровня слоев и пачек, уровня блоков - теоретичес исследования; изучение закономерностей деформирования земной кор! пределах конкретных регионов - Севера Русской плиты, Кавказского сект Альпийского складчатого пояса, района проявления Спитакск землетрясения в Армении, Района Копетдага и Эльбурса - теоретически практические разработки, направленные на поиск деформационно-опас зон и зон повышенной проницаемости земной коры (тектоничес концентраторов), выяснение закономерностей пространственной локализа магматизма, выявление механизма формирования разнопорядковой делимс земной коры, в частности регматической сети.

- шлифовой и структурно-геологический материал, предоставленный авт для обработки по разработанному им методу стресс-анализа Ю.О.Гаврило!

4Н РАН), Т.М.Гептнер (МГУ), Н.Б.Лебедевой (МГУ), Ю.А.Морозовым (ИФЗ ^Н), Д.И.Пановым (МГУ), В.Г.Талицким (МГУ), а также материалы ^.Зайцева, Н.В.Короновского, использованные при моделировании формаций конкретных регионов.

жтературный материал, опубликованный в открытой печати. РУЧНАЯ НОВИЗНА

к отдельные главы работы, так и раскрываемая в ней тема в целом ляются новыми в отечественной и мировой литературе. Впервые проведено следовательное описание и классификации первичных структур разных эуктурных уровней. Показано, как формируется естественная усковатость" в процессе седиментогенеза, магматизма и метаморфизма, осмотрены механизмы деформации, реализующиеся на разных структурных овнях в многокомпонентной геологической среде. Впервые проведены в лном объеме классификации структурных парагенезов по различным нованиям, выделенные группы описаны по их значению в структурном и ^динамическом анализе. Разработана и применена на региональном териале не имеющая аналогов методика стресс-анализа, введено едставление о стресс-фациях. Рассмотрены изменения и дополнения в тодику структурного анализа, вытекающие из новых моделей формационного процесса и новых результатов изучения деформаций. На ширном экспериментальном материале разработана концепция структурно-алогических концентраторов деформаций, показана роль таких нцентраторов для конкретных регионов. Сформулированы некоторые полнительные условия корректного проведения и интерпретации <тонофизического моделирования.

'АКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ

работе предлагаются конкретные методы структурного анализа и ассификационные разработки, которые могут быть использованы при ециальных структурно-геологических исследованиях, в том числе при зведке рудных месторождений, формирование которых происходило с астием деформации. Предлагаемые методы тектонофизического поиска руктурных концентраторов использованы для локализации зон повышенной оницаемости земной коры (для Севера Русской плиты), зон максимальной формационной, в том числе сейсмической, опасности (район Спитакского млетрясения) и могут быть рекомендованы к широкому применению в >ласти геоэкологии, региональной инженерной геологии и поисков гсторождений полезных ископаемых.

1Р0БАЦИЯ РАБОТЫ

.зличные аспекты работы изложены в научных статьях, опубликованы в зисах или излагались в виде докладов на Международных, Всесоюзных и

Российских конференциях (см. список работ в конце реферата), неоднокр обсуждались на семинарах Лаборатории тектонофизики и геотектоники В.В.Белоусова Геологического факультета МГУ, Ломоносовских чтениях в (1996), на семинарах в ИФЗ РАН, на геодинамических семинара заседаниях кафедры динамической геологии МГУ. Отдельные части ра( излагаются в течение трех лет в спецкурсе "Учение о структур парагенезах", читаемом студентам на 4-м курсе геологического факультета

УЧАСТИЕ В НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИХ ПРОЕКТАХ Разные части работы выполнялись по госбюджетным темам "Неоднородн< земной коры и верхней мантии в связи с проблемой природных ресурсоЕ рамках проекта "Геодинамика России", в рамках руководимого автс гранта РФФИ № 94-05-17581а "Разработка теории функционировг структурных парагенезов разных структурных уровней в проц< деформационно-метаморфической эволюции горных пород". Метод стр анализа развит в рамках международного проекта, руководимого авторе финансированного Международным Научным Фондом Дж.Сороса № МА/ "The study of intragrain and intergrain deformationa/ structures formation du differentia/ stress untensity and metamorphic grade. Construction petrostructuraf stress-facies scheems for rocks in different thermodin, conditions".

ПУБЛИКАЦИИ По теме диссертации автором опубликованы 31 работа, в числе б в англоязычных журналах, 9 работ находятся в печати

ОБЪЕМ И СТРУКТУРА РАБОТЫ Диссертация состоит из 9 глав. Об объем работы составляет 530 машинописных страниц, рисун

библиографический список составляет 270 наименований.

БЛАГОДАРНОСТИ В течение 13 лет автор работает в лаборато| руководимой В.В.Белоусовым. Многие из излагаемых положений работ! считаю прямым развитием идей В.В.Белоусова о роли неоднородное разных типов и масштабов в тектонических деформациях геологичес среды. Влияние этого выдающегося геолога и благодарность к нему поддержку некоторых направлений работы, в частности, разработки мете стресс-анализа, я постоянно чувствовал и чувствую. Моим коллегам по лаборатории тектонофизики и геотектоники В.В.Белоусова: А.В.Вихерту, Т.М.Гептнер, М.А.Гончарову, Н.Б.Лебеде! В.Г.Талицкому, Н.С.Фроловой, Е.И.Чиж, а также Ю.А.Морозову (ИФЗ благодарен за доброжелательное отношение и совместное плодотвор обсуждение многих затрагиваемых вопросов. Сотрудникам кафе, динамической геологии геологического факультета МГУ я признателен

открытость к дискуссии и ту атмосферу нетривиальности, которая во много! стимулировала и предлагаемое исследование.

Особые слова благодарности я обращаю к Н.В.Короновскому. Еп заинтересованность, поддержку и требовательность я считаю одними и главных причин того, что работа была начата и, что гораздо важнее, доведен^ до конца.

Глава 1. Современное состояние и перспективы развития методов изучения тектонических структур.

Современное состояние структурной геологии весьма отличается о положения дел еще каких-нибудь двадцать лет назад. Резко возросло числс методов исследований различных аспектов деформационного процесса. Е "классическую" структурную геологию проникли методы смежных областей таких как детальный петрохимический анализ, изотопный анализ экспериментальные и другие исследовательские методы физики и механик» твердого тела, методы тектонического (тектонофизического) моделирования Распространились математические методы, особенно в области обработю структурно-геологических данных, математическое моделирование развити; различных структур, особенно покровно-складчатых, различные методь балансирования геологических разрезов. По мере накопления структурно геологических данных стало ясно, что для лучшего понимания процессоЕ деформации, происходящих в земной коре, необходимо изменить ря£ фундаментальных предпосылок, являвшихся основой для многи> количественных моделей, применявшихся в структурной геологии. Речь иде! прежде всего о моделях классической механики сплошной среды. Одним из радикальных изменений основ структурной геологии стало появление идеР о парагенезах деформационных структур [Лукьянов, 1972], что подготовилс почву для иерархического подхода к изучению деформаций. Все большее значение придается роли флюидов в протекании тектонических деформаций. Геологическая среда понимается как многокомпонентная (твердая минеральная фаза, жидкий и газообразный флюид, расплав). Деформационные процессы в такой среде идут при активном взаимодействии флюид/порода. Это не только химические реакции между разными фазами, т.е. не только метасоматические и метаморфические изменения, но и ряд чисто физических эффектов, таких как эффекты пластификации, охрупчивания и др. Огромную роль играет перенос вещества сквозь деформируемую среду в фильтрующемся флюиде, приводя к крупномасштабному выносу или привносу определенных компонентов, что имеет большое значение для формирования остаточных или новобразованных месторождений деформационно - метасоматического генезиса. Деформации многокомпонентных сред имеют особенности, которые невозможно

количественно описать в рамках устоявшихся хорошо известных мод Л.И.Красным [1967,1984], М.А.Садовским [1979,1983,1989], а затем и мне другими было показано, что природная среда обладает свойст естественной "кусковатости", "зернистости". Для разных приро объектов могут быть построены закономерные ряды размеров слагаюиц "кусков", представляющих собой геометрические прогрессии с тем или 1 коэффициентом иерархичности. Одним из важных стал вывод о том горные породы -и другие материалы должны рассматриваться иерархически (подобно матрешке) построенные структурированные Cf способные в разных условиях и на разных стадиях деформироваться раз! механизмами. Поведение материала зависит не только от некот устойчивых первичных свойств и внешних условий, но и от ист деформации. На разных структурных уровнях деформация протекав существенно разным механизмам, требующим для своего описания ра математических моделей. Существенным при описании механи деформации становится представление о концентраторах напрял (деформаций), связанных со структурой или, другими словам к закономерными неоднородностями пространственного распреде/ вещественного состава, упругих и других механических свойст неоднородностей внешних полей нагружения. Все эти идеи приве; развитию новой парадигмы механики деформируемых сред - механики q со структурой. Свою роль в развитии новой механики сыграли ме построения карт механизмов деформации [Ashby, Frost, 1982], позволяк переходить к выявлению ранее невосстановимых характеристик деформ, таких, например, как уровень дифференциальных напряжений. Hai работами [Талицкий, Галкин, 1987,1989] была разработана качестве модель деформации иерархически построенной геологической сред, которой последовательный переход деформации с уровня на урс рассматривается как закономерный результат исчерпания возможж одних (доминирующих какое-то время) механизмов пластичности и вклку-других механизмов, связанных с другими структурными уровнями. Все позволяет предложить некоторую развернутую систему взглядо закономерностях деформационной эволюции геологических объектов, ci рода методологию структурного анализа, рассматриваемого прежде i как структурно-парагенетический анализ.

Глава 2. Структурно-вещественные неоднородности горны: пород. Становление структурно-вещественных неоднородно« в процессах седиментогенеза, магматизма и метаморфиз!^

Целью структурно-геологического изучения первичных структ текстур является такое их описание и классификация, которые позволил

установить соответствия между первичными структурно-вещественным! особенностями и теми или иными формирующимися деформационным! структурами. Другими словами, принципы классификации первичных структур и текстур разных структурных уровней применительно к структурному анализ должны весьма отличаться от стандартных принципов петрографического ил формационного описания.

Эти новые принципы сводятся к учету тех особенностей структуры I состава породы на разных структурных уровнях, которые контролирую протекание деформации. Главными факторами, контролирующим! распределение и тип деформации, являются типы первичного распределения формы и размеров структурных концентраторов напряжений Концентраторы напряжений - это участки горной породы, в которы: напряжения отличаются от номинальных, т.е. приложенных к породе извне Концентраторами напряжений в среде являются любые поверхности ИЛ1 объемы со скачком механических свойств. Интенсивность концентратор, характеризуется коэффициентом концентрации напряжений, который може быть как больше, так и меньше единицы. Концентраторы (неоднородности могут принадлежать к разным структурным уровням. Внутризерновьк дефекты, границы зерен, границы или внутренние неоднородности слоев границы блоков или отдельные геологические тела внутри них - это примерь разноуровенных неоднородностей.

Говоря о структурах внутризернового уровня, мы имеем в виду, чт< при описании их морфологии и генезиса мы можем "оставаться" внутр| конкретных минеральных зерен. Масштабы зерен могут отличаться на 2-'. порядка, тем не менее структуры, замкнутые внутри зерен, будут относиться 1 одному структурному уровню - внутризерновому. Структуры и текстурь уровня зерен и агрегатов зерен не могут быть описаны без привлененж таких характеристик, как минеральный состав породы, упаковка зерен размер фракций зернистости, ориентировка зерен и др. Структуры уровн. слоев и пачек слоев не могут быть компактно описаны без использовани) терминологии, разработанной для слоистости (без понятий кровли, подошвы оперирования элементами залегания), деформационные структуры уровн. блоков - без использования понятий "граница блока", размеры, ориентировка внутренняя структура и др. Масштабные соотношения блоков или слоев могу сильно варьировать, но соответствующие структуры, пусть даже сильнс отличающиеся друг от друз по размерам, будут относиться к одному и том1, же структурному уровню. Многие деформационные структуры могут быть од нозначно связаны с конкретным уровнем структурных неоднородностей, ка1 например, межзерновой кливаж, но могут быть и "сквозными", формирующи мися на разных структурных уровнях, как, например, трещины. Трещины внут ризерновые, различимые только при больших увеличениях, по своей природ< часто ничем не отличаются от крупных региональных и даже глобального мае штаба разломов. Ранговый анализ трещиноватости, линеаментов, которому по

священы усилия многих геологов, отличается от нашего подхода к ана структурных уровней. При изучении трещин и разломов выделение ра производится на основе резких скачков морфологических характерист длины, ориентировки, расстояний между соседними разломами. В нашем ходе все выделенные такими способами ранги разломов или линеаментов то могут быть отнесены к какому-то одному структурному уровню, напри к уровню блоков. Такое ртнесение требует не только специфики морфо; ческих характеристик и пространственного распределения структуры, но I ных указаний на конкретные структурные неоднородности, отвечающие зг характеристики. Очевидно, что наиболее низким структурным уровнем еле считать Землю в целом (для наших целей можно огранич» тектоносферой), а самым высоким структурным уровнем - уровень ат> кристаллической решетки. Количество уровней между крайними членами может приниматься различным в разных задачах, но в наиболее общем можно выстроить следующую иерархическую систему структурных уро1 атомный уровень (молекулярный) - уровень кристаллической решет уровень минеральных зерен и/или агрегатов зерен - уровни слоев и пачек слоев - уровни блоков и/иди их ансамблей.

Наше исследование показывает, что подавляющее большиь горных пород независимо от принадлежности к той или иной генетиче группе имеют структуры, во многом сходные в механическом отношении, для разных пород сходными являются типы первичного распределен! форма структурных концентраторов напряжений. Это позволяет про! такую классификацию структур, которая пригодна для всех типов го| пород - осадочных, магматическимх и метаморфических.

Классификация: Все структуры в механическом и геометрическог ношениях могут быть разделены на изотропные (изометричные) и аь тропные (анизометричные). В изотропных структурах распределение и концентраторов напряжений одинаковы или близки вдоль любого из выб ных направлений, в анизотропных они различны в разных направлениях, разных положений главных осей деформации по отношению к направл< анизотропии в анизотропных структурах могут быть выделены два "кра£ случая: 1) ось нагрузки расположена перпендикулярно направл* анизотропии и 2) ось нагрузки расположена параллельно направл* анизотропии. В первом случае напряжения передаются по хорошо разв плоскостным контактам, причем оси максимальных нормальных напряж перпендикулярны этим контактам; площадь границ, на которых дейо сжимающие напряжения (касательные и растягивающие отсутствуют редуцированы) намного больше площади границ, подверженных дейс растягивающих напряжений и еще больше площади границ с касателы напряжениями. В наиболее совершенных анизометричных структурах рассматриваемом положении осей главных деформаций эффект концентр напряжений проявлен слабо. Во втором случае общая площадь гр.

подверженных действию сжимающих напряжений, гораздо меньше площад границ с растягивающими напряжениями; анизометричные элементы структур! оказываются в условиях изгиба или кручения. Эффекты концентраци внешних напряжений на отдельных границах проявлены очень интенсивно это наиболее неустойчивое состояние системы. Положение оси сжатия по, углом к оси (плоскости) анизотропии добавляет сдвиговую компоненту распределение напряжений, т.е. на границах структурных элементо: существенную роль начинают играть касательные напряжения. Внутри rpynnt анизотропных структур могут быть выделены подгруппы плоскостны. структур, линейных структур и линейно-плоскостных структур. Дт плоскостных структур характерно наличие двух главных перпендикулярны) направлений, существенно различающихся распределением концентраторо! напряжений и, вследствие этого, прочностными, упругими или другимк механическими свойствами. Плоскостные структуры обычно обладаю" ортосимметрией. Линейные структуры имеют в породе некоторое направление, вдоль которого распределение концентраторов и механических свойств отличается от всех других направлений. Линейные структурь обладают осевой симметрией. Линейно-плоскостные структуры представляют собой своего рода объединение линейной и плоскостной структуры таким образом, чтобы "направление особых свойств" лежало в "плоскости особых свойств". Такие структуры обладают наиболее низкой моноклинном симметрией. В каждой из групп и подгрупп выделяются разноразмерные и разноразмерные структуры, а также мономинеральные и полиминеральные структуры. В равноразмерных структурах размеры концентраторов напряжений приблизительно .одинаковы. В разноразмерных структурах существуют концентраторы напряжений разного размера, что может выражаться в изначальной иерархичности возникающего поля напряжений, если размеры фракций зернистости различаются значительно (более чем в 510 раз). Мономинеральные и полиминеральные структуры будут различаться в отношении концентраторов напряжений в тех случаях, когда упругие свойства минеральных зерен заметно различаются. "В чистом виде", следовательно, различия в минералогии отвечают за интенсивность концентраторов.

Очевидно, что в классификационной строке одна из групп или подгрупп всегда является наиболее "простой". Например, изотропные структуры более просты для описания, чем анизотропные. Действительно, описание структуры изотропной породы вдоль одного направления будет полным, тогда как анизотропные структуры требуют описания по крайней мере вдоль двух, а то и нескольких направлений. Точно также с равноразмерными и разноразмерными структурами, моно- и полиминеральными. Добавление каждого нового элемента - зернистости другого размера, минерала другого вида - резко усложняет картину распределения концентраторов напряжений и само описание такой картины. Наиболее простыми могут считаться изотропные, равноразмерные, мономине-

ральные структуры, наиболее сложными анизотропные, разноразмерные лиминеральные структуры. Важной характеристикой стр; разноразмерных, а также полиминеральных является объемное соотнош фракций размерности или разных минералов. Необходимо знать, к фракция или какие минералы выполняют при нагружении системы несущего каркаса (в механике композиционных материалов употребл$ понятие матриць/), принимающего нагрузку на себя, и какая часть по| оказывается как бы в "тени" напряжений. Здесь также могут быть выде. простые и сложные варианты структур. Более простыми можно считать т структуры, в которых одна из фракций или один из минералов р. преобладают по объему. В изотропных структурах преобладающий элеме» только принимает нагрузку с самого начала деформации, еще на ст упругости, но и продолжает играть роль несущего каркаса вплоть значительных величин деформации (до десятков процентов). В анизотро! структурах важным становится "способ укладки" элементов, т.е. тексту| особенности. В горной породе, напоминающей по своей струн волокнистый или слоистый композит, небольшое количество минералов к формировать непрерывные волокна или слои, принимающие на себя боль часть нагрузки при определенных условиях нагружения. Сложными к считаться такие структуры, в которых объемное соотношение фракций распределение не так очевидны. В таких структурах роль несущего кар могут играть либо отдельные фракции или минералы поочередно, уст место друг другу на разных стадиях деформации, либо несущий ка оказывается полиминеральным или полифракционным. Еще одним принимаемых нами во внимание для классификации признаком явля геометрия границ зерен в структуре. Проводится разделение на струк с плавной геометрией границ и структуры с резкой геометрией грг Плавность границ определяет плавность перехода напряжений от 6 высоких к низким и от преобладания одного типа напряжений (напри сжимающих) к другому (растягивающим). Резкие границы oпpeдeJ резкость изменений в локальных напряжениях. Исходя из того, деформация механизмами пластичности приводит обычно к уменьше градиентов напряжений, т.е. к их "выравниванию", можно считать структу| резкой геометрией границ гораздо более неустойчивыми в механиче< смысле. Последним из существенных для ряда структур признаком мы б) считать форму элементов структур (минеральных зерен). Провод разделение на структуры с изометричными и структуры анизометричными зернами. Могут существовать изотропные структур анизометричными элементами и анизотропные структуры с изометричн элементами. От формы структурных элементов зависит распредели напряжений на их границах.

Главное отличие предлагаемой классификации от прежних - она •снована на выделении различных типов неоднородностей концентраторов напряжений), их формы и сочетаний друг с другом.

На уровне агрегатов и уровне слоев формирование первичных еоднородностей связано прежде всего со стадией седиментогенеза. 1роведенное нами простейшее математическое моделирование показывает, то возникновение иерархической неоднородной структуры при едиментогенезе есть прямое следствие случайного характера заполнения ространства. В результате случайного объединения "дефектов" упаковки юрмируется своеобразная зернистость, размер которой связан обратной ависимостью со степенью дефектности. При наличии дефектов разного азмера или разной интенсивности возникает первичная иерархическая усковатость (зернистость).

В работе рассматривается типовое строение как отдельных слоев, так осадочных серий. Эти типы, отражающие разные типы распределения еоднородностей в осадочной толще, должны быть органично вплетены в кань структурно-парагенетичнеского анализа. Можно утверждать, что главные ризнаки слоя - состав, слойчатость, границы и мощности - это те параметры, оторые во многом контролируют механизмы деформации слоя и орфологию возникающих в нем структур. Так, преимущественный кварцевый ли кальцитовый состав обломочной части породы будет благоприятен для еформации слоев механизмом растворения под давлением (при относительно изких температурах и достаточном содержании флюида) или для хрупкого оведения слоя (при "сухих" условиях и больших скоростях деформации), аоборот, большое количество темноцветных минералов уменьшает важность эмпрессионной ползучести при деформации. Разный состав определяет азность механических свойств в пределах литомы, цикломы и т.д., что энтролирует механизмы деформации пачки слоев каждого уровня итмичности. Слойчатость, т.е. макротекстура слоя, также играет еханическую роль при внутрислоевых деформациях. В частности, трещины <алывания могут наследовать косую слойчатость и др. Характер границ, т.е. овность, связность, резкость, и мощности (относительные и абсолютные) пределяют параметры возникающих складок и механизм из роста - по энцентрическому типу, по типу изгиба со скольжением и др. Должны, ээтому, существовать структурные деформационные формы и структурные фагенезы, "привязанные" как к отдельным слоям (что очевидно и ногократно показано), так и к определенным пачкам слоев, представляющим эбой литомы, стратолиты, цикломы, циклотемы и т.д. Постановка такой а дач и в рамках структурно-парагенетического анализа чрезвычайна важна, а ; решение могло бы внести существенный вклад в понимание эеемственности структурно-вещественных изменений комплексов осадочных эрод.

Наиболее крупными неоднородностями являются геологические тела границы между блоками и субблоками. В работе рассмотрены основны морфологические типы таких неоднородностей.

Глава 3. Поле напряжений в структурах разного типа и возникновение диффузионных и фильтрационных массопотоков.

Важнейшей характеристикой ПН являются направления вектора градиентов нормальных (в первую очередь) и касательных напряжений, направлении понижения напряжений происходит переток дислокаций вакансий кристаллической решетки, представляя собой один, из возможны механизмов деформации, осуществляется перенос вещества путем диффузт поскольку диффузия контролируется градиентом концентрации компоненты, концентрация связана с нормальными напряжениями. Если известны вс главные напряжения в каждой точке, то возможно построить поле давлений Градиенты давления, в свою очередь, определяют направлени магматических потоков, пути миграции углеводородов, направления флюидны потоков, а вместе с ними потоков растворенного вещества, в том числ рудного.

Естественными концентраторами напряжений для зерен являются и границы. Картина распределения концентраторов складывается и взаимодействия следующих трех "участников" - геометрии границ и контакто (морфологических особенностей структуры), типа нагружения и относительны упругих свойств зерен. Можно выделить следующие основные типы грани и/или контактов по отношению к ориентировке оси максимального сжати?

точечные контакты, малоугловые по отношению к 03 контакп

(дивергентные), большеугловые по отношению к 03 контакп (конвергентные), сдвиговые контакты, "свободные " границы.

Точечные контакты всегда являются концентраторами напряжений -зонах точечных контактов любые напряжения (сжимающие, растягивающие сдвиговые) всегда относительно выше номинальных, т.е. тех, которые приложены к структуре извне, и напряжений в ядерных частях зерен. Н конвергентных границах главную роль играют сжимающие напряжения, тогд как растягивающие и сдвиговые относительно малы. На дивергентны границах преимущественными оказываются растягивающие напряжения. Н сдвиговых границах сдвиговые напряжения играют важную роль наряду ■ сжимающими и/или растягивающими. Наконец на свободных граница контактные напряжения отсутствуют (точнее, равны давлению флюидно фазы).

В сплошной неоднородной зернистой среде одновременно существую все типы описанных границ, хотя их относительная роль будет разной. Дл

12

изотропных структур поле напряжений (ПН) также является изотропным на уровне десятков и сотен зерен. ПН в этом случае не зависит от ориентировки внешней нагрузки по отношению к структуре, что резко упрощает описание преобразования таких структур в некоторых заданных условиях деформации. Для анизотропных структур ПН тесно связано с ориентировкой внешних сил по отношению к симметрии анизотропии. Например, для линейных структур или плоскостных структур при максимально простом нагружении типа одноосного сжатия принципиально важно рассмотреть по крайней мере два разных варианта: 1) ось сжатия ориентирована вдоль направления линейности (в плоскости структуры) и 2) ось сжатия ориентирована перпендикулярно линейности (перпендикулярно плоскости структуры). В первом случае площадь дивергентных границ будет максимальна, во втором - минимальна. Иными словами, одни и те же границы между структурными элементами могут "играть разные механические роли" в зависимости от направления главных осей напряжений. Очевидно также, что ПН при любом другом положении оси сжатия также будут отличаться друг от друга и, вообще говоря, таких возможных ПН будет бесконечное множество. Другим важным фактором является соотношение упругих свойств отдельных элементов структуры, в простейшем случае - зерен и цементирующего вещества. Для уровня агрегатов зерен также верны описанные закономерности, однако "границы* агрегатов могут быть довольно размыты и видны либо при осреднении, либо после деформации. Так как изначально формируется целый набор разноразмерных неоднородностей (Глава 2), то при нагружении возникает набор по-разному нагруженных границ или граничных зон за исключением границ типа свободных. Иерархически построенная "зернистость", реализуясь через пластичность или разрушение, создает новообразованную деформационную иерархическую регулярную структуру, морфология которой не выводится априори из первичной додеформационной структуры. При этом потоки вещества, дислокаций и вакансий будут направлены из зон высоких напряжений в зоны низких, что с необходимостью приводит к полосчатости или линзоватости, ориентированной субперпендикулярно направлению максимального сжатия и подчеркнутой вещественно и/или структурно. Кроме того, что узор напряжений в горной породе создает направленные локальные потоки, он должен влиять на пути миграции флюидов, если через деформируемый объем осуществляется фильтрация. С этим связано, на наш взгляд, образование многопорядковых структур растворения и выноса вещества, как и связанных с ними зон минерализации. На уровне минеральных зерен и их агрегатов таких порядков насчитывается два-три, но в масштабе обнажения и мельче их может быть довольно много. Вероятно, именно таким структурным контролем определяется возникновение так называемых "дизъюнктивов сжатия", а также формирование сейчас уже довольно часто описываемых в литературе пар "зоны компрессии-зоны декомпрессии" (Морозов, 1994). Скорость фильтрации будет больше вдоль

тех участков границ или цемента, которые испытывают относительно мень сжимающие напряжения, иначе говоря вдоль менее закрытых, cтecнe^ участков. Если так, то пути предпочтительной межзерновой фильтр; должны зависеть от направления флюидного потока относительно гла! осей напряжений. Во всех случаях максимальные скорости фильтрации вн системы должны наблюдаться вдоль направления больших сжимаю напряжений. Иными словами, форма и положение в пространстве эллипсс скоростей межзерновой фильтрации должны быть перпендикулярны фop^ ориентировке эллипсоида деформации.

Резкость изменения напряжений (величина градиента напряжений многом контролилует скорость релаксационного процесса, скор диффузионных потоков и скорость перемещения потоков веществ; некоторой области геологической среды. По мере деформации геоме! границ становится более плавной, градиенты напряжений уменьшаю скорости релаксационных процессов снижаются, происходит упрочне системы (в ряде случаев можно было бы сказать, что происходит увеличе вязкости). Как следствие, деформация становится более активной в областях, где упрочнение еще не произошло, т.е. происходит мигрг областей наиболее быстрых деформаций и массопотоков. Это приводи тому, что при достаточно больших величинах деформации она с становится распределенной по всему объему с той или иной степе однородности. Иным вариантом развития является полное "выключe^ довольно значительных по размерам участков из деформации, е энергетически более выгодным становится деформация в других участках.

Для принятых конкретных условий равновесным будет состоя! когда в системе отсутствуют концентраторы напряжений, т.е. механичес свойства окажутся выровненными по объему. Это состояние будет отражеь возникшей деформационной структуре или комплексе структур, котор следовательно, также могут рассматриваться как механически равновесь Равновесным, применительно к горной породе, может считаться не тол отсутствие концентраторов напряжений, что вряд ли осуществимо полност но и такая ситуация, когда градиенты напряжений столь малы, что неспосо! поддерживать диффузионные или массопотоки с значимой геологичес скоростью ( примером "равновесной" текстуры может быть хорошо разви пронизывающий кливаж или сланцеватость, ориентирован! перпендикулярно максимальному сжатию). Состояние механическ равновесия - понятие очень конкретное, и уже при иной ориентировке глав осей относительно структуры могут снова генерироваться концентрат« напряжений и новые процессы их релаксации.

В работе на материале тектонофизического моделирова рассмотрены поля напряжений, возникающие на уровне слоев и па слоев, на уровне блоков и ансамблей блоков. При этом ме исследованными являются поля напряжений уровня блоков и ансамб;

Вообще говоря, в первом приближении можно говорить о том, что для блоков, как и для зерен, главными концентраторами напряжений будут их границы. Конечно, внутренняя структура крупных блоков уже не может полностью игнорироваться, но для понимания наиболее общих закономерностей аналогия с зернистостью вполне уместна. Раз так, то типы выделенных для зерен границ (контактов) можно считать аналогами границ между блоками.

Анализ показывает, что даже наиболее сложно построенные системы, в общем, могут быть "разложены" на простейшие, в которых осуществляется взаимодействие блоков по границе: трещине, разрыву, ослаблению. Однако из-за большого числа элементов такое взаимодействие приводит к невычисляемой изначально картине распределения напряжений. Общие же закономерности остаются теми же - возникновение зон относительно высоких или относительно низких напряжений и, следовательно, возникновение векторного поля градиентов напряжений.

Поле напряжений иерархически построенной системы. Рассмотрим слой, состоящий из минеральных зерен и подвергаемый продольному сжатию. При малой упругой деформации различие поля напряжений для уровня слоя и уровня зерен почти незаметно. Если рассматривать "под лупой" любой участок, то поле напряжений будет довольно однородным. В этом случае, вообще говоря, нет необходимости говорить о существовании иерархического поля напряжений. Но уже на стадии изгиба происходит резкое обособление участков слоя, напряженное состояние которых различно как в отношении ориентировок главных напряжений, так и в отношении их относительных величин - крылья и замковая часть. Однородное прежде на уровне зерен поле напряжений как бы "разваливается" на участки (домены) с разным типом напряженного состояния. Именно это "разваливание" и отмечает возникновение в системе полей напряжений разных рангов, уровней. Итак, система потенциально имеет возможность создать иерархическое поле напряжений, но эта возможность выявляется только при достаточной мере деформации. Если представить себе релаксацию диффузионного типа, то это будет означать изначальную потенциально заложенную последовательность осуществления релаксационных процессов на разных структурных уровнях: уровень зерен уровень слоя.

Несколько иной представляется ситуация, когда слой содержит ослабление типа трещины, не выходящей на границы слоя. Здесь сколь угодно малая упругая деформация приводит сразу к обособлению участков этносительно более высоких (со своими ориентировками) и относительно Золее низких напряжений. Следовательно, возникновение сразу двух рангов юля напряжений в данном случае есть функция первоначальной структуры. Поэтому и деформация диффузионного типа в такой системе будет осуществляться синхронно сразу на двух структурных уровнях. Система как 5ы изначально "более иерархична", чем описанная выше. Такие изначальные

различия во многом определяют последовательность развития деформаф реальных геологических системах, о чем речь пойдет ниже.

Глава 4. Механизмы релаксации напряжений (деформации) и разных структурных уровнях

В работе рассмотрены главные механизмы деформации пород разных структурных уровнях. Описание начинается с механизмов урс зерен, таких как диффузионная и дислокационная ползуче рекристаллизация, двойникование и др. Механизмы, подоб дислокационнму скольжению, являются стресс-чувствительш механизмами (определение наше - В.Г.), т.е. начинаются или заканчивак при достижении некоторой предельной величины локального напряжения, этом основаны разрабатываемые методы стесс-анализа, в частности, оливину, кальциту, кварцу. Известно, что для однородной непрерыв деформации за счет дислокационного скольжения с нулевой дилатац необходимо существование пяти независимых систем скольжения (крите фон Мизеса-Тэйлора). Поскольку большинство минералов не обла£ необходимой симметрией, то деформация неоднородна, как по геометрии, и по механизмам, и дилатансия отлична от нуля. Именно это являе "глубинной" причиной возникновения уже при внутризерновой деформа сразу парагенезов, а не отдельных структур.

Очень важным является тот факт, что дислокационное скольжеь как главнейший внутризерновой механизм деформации при низ температурах, является независимым от размера зерна, но зависимым напряжений (по разным оценкам, показатель степени в такой зависимости превышает 2). Существенно и то, что значимое осуществление эт механизма требует превышения некоторого предельного напряжения (кото при относительно высоких скоростях деформации, очевидно, мо: регистрироваться как предел упругости).

Если предполагать, что деформируемая система на внешних грани нагружена однородно, то дислокационное скольжение может происходит первую очередь в местах положительных концентраторов напряжений, ско всего, на границах зерен в местах точечных контактов. Наблюдения в шлис подтверждают правильность такого следствия. Судя по ним, перечислен! внутризерновые деформации сами по себе обладают относительно маль релаксационными возможностями. За исключением хоре раскристаллизованных известняков или мраморов, а также ультраоснов( магматитов, нам не встречались породы, где значительная деформация 10%) достигалась бы только за счет этих механизмов.

В других породах развитие этих механизмов можно назв "мигающим" - в положительных концентраторах при достижении некотор

предельных для данного минерала напряжений происходит кратковременная и небольшая по величине деформация, после чего эти механизмы выключаются. В результате чаще всего наблюдаются как бы разбросанные по породе (по шлифу) зерна с описанным комплексом деформаций, разделенные недеформированными этими механизмами зонами. Когда же мы обнаруживаем массовые черты дислокационного скольжения и двойникования, одновременно проявлены многочисленные структуры разрушения, вращения, минеральные новообразования и рекристаллизация.

Рекристаллизация приводит к исчезновению дислокаций и снижению напряжений в кристалле. Для низких температур характерна рекристаллизация за счет вращения возникающих при интенсивных напряжениях и относительно больших локальных деформациях субзерен, а также за счет нуклеации. Участие рекристаллизации резко повышает релаксационные возможности, что позволяет осуществляться уже довольно значительным деформациям внутризерновыми механизмами - до десятков процентов. При интенсивной низкотемпературной рекристаллизации размер зерен в породе уменьшается в несколько раз по сравнению с первичным и практически полностью исчезают первичные осадочные текстуры. Низкотемпературную рекристаллизацию нам приходилось наблюдать почти исключительно в лейкократовых минералах - кварце (чаще всего), плагиоклазах (в кислых разностях чаще), в КПШ (довольно редко).

Чрезвычайно важным механизмом относительно низкотемпературной тектонической деформации является процесс растворения под давлением {компрессионная ползучесть). Этот механизм относится к процессу граничной диффузии типа ползучести Кобле, однако перенос массы (вещества) происходит в этом случае в тонкой флюидной пленке между зернами породы. Компрессионная ползучесть особенно важна в кварц-, кальцит-, хлорит-, кислый плагиоклаз-, эпидот-содержащих породах, поскольку именно эти минералы обладают довольно высокой растворимостью при относительно низких температурах. При этом некоторые минералы обладают прогрессивной растворимостью, растущей при повышении температуры, другие, как кальцит, регрессивной (для него резко уменьшается растворимость выше 350 С). Количественное описание процесса можно найти в [Файф, Прайс, Томпсон, 1981, Теркотт, Шуберт, 1985], мы рассмотрим только основные выкладки. Пользуясь знакомыми параметрами, можно показать, что процесс растворения под давлением в некотором смысле аналогичен течению ньютоновской жидкости с коэффициентом вязкости:

24 рр,

где И - диаметр зерна, р5 плотность растворяемого вещества, а8=300МПа, 8 -толщина зерновой пленки, ре - плотность растворителя, - коэффициент диффузии растворенного вещества в растворителе.

Принимая для кварца стандартные параметры и Ь=2 10 и 5=1( получаем очень низкий коэффициент вязкости при 500 С - 10 ^ Па с.

Однако, на наш взгляд, реальные вязкости должны быть намн< ниже таких оценок. Действительно, доминирующие размеры зерен мн< меньше 2 мм, обычно на порядок, а в алевролитах и минимум на два поряд Поскольку вязкость растет пропорционально кубу диаметра зерна, означает, что для большей части обломочных кварц-содержащих по; вязкость должна понизиться с приведенными оценками на 3-6 порядков потенциальные скорости деформации за счет компрессионной ползуче могут достигнуть 10"7"8 с-1, что много выше скоростей измерень геодезических деформаций на геодинамических полигонах.

Очевидно, что существует ряд факторов, способных еще увеличив скорость деформации растворением под давлением. Среди них:

- каталитическое воздействие на растворимость и коэффициент диффу; глинистых минералов,

- геохимия среды (щелочная при растворении кварца, кислотная г растворении кальцита и т.д.),

- фильтрация флюида - в этом случае коэффициент диффузии в уравнен заменяется на скорость фильтрации, заведомо более высокую.

Однако даже в "чистом" виде компрессионная ползучесть очень вал как деформационный механизм при относительно низких дифференциальн напряжениях, невысоких температурах и наличии флюидной составляюще» породах. Важны также некоторые следствия из формулы.

Во-первых, при разности размеров зернистости в десять раз вязкости будут отличаться в 1000 раз. Такой контраст вязкостей мех слоями означает, что слоистая толща при продольном сжатии сразу тер; изгибную устойчивость и начинает сминаться в складки. Именно это, на н взгляд является механическим объяснением того факта, что контрастные фракционному составу толщи не обнаруживают часто следов доизгмбн< укорочения - они просто "неспособны" на такую деформацию.

Во-вторых, наблюдаемые структуры макрокливажа, в которых рс зерен играют изометричные агрегаты, а кливажные зоны располагаются по границам, вряд ли могут быть связаны с диффузионным растворением г давлением. Размеры агрегатов колеблются в таких случаях от 1 до 30-50 г что приводит к оценкам вязкостей от 10^- 10 Па с, т.е резко снижаю скорости деформации - на 4-5 порядков. В таких условиях формирован описанных структур требовало бы намного больше времени, чем необходик/ время протекания других сопутствующих процессов, что делало бы са растворение малоэффективным и, следовательно, маловероятн механизмом. Ниже мы обоснуем необходимость участия флюидн фильтрации в процессах с участием растворения и переотложения вещества

В-третьих, РД является наиболее чувствительным из всех механиз». пластической деформации к градиентам напряжений (возникают градие)

концентрации), и направления диффузионных потоков в среде соответствую: направлениям уменьшения напряжений. Наиболее общей закономерность« можно считать неизбежность существования непрерывного диффузионного перемещения растворенного вещества из глубин к земной поверхности (мы н« говорим о круговороте вещества, поскольку разбираем только следствия формулы. За геологическое время такие потоки должны вынесп колоссальные объемы вещества, существенную долю которого составляю! S¡02, СаО, А1г0з, С02-

В-четвертых, диффузионный поток определяется градиентов напряжений, из чего следует, что образование пустот отслаивания иг малоугловых по отношению к сжатию границах, трещин отрыва, зон положительной дилатансии в зонах разрушения должны резко стимулировать процесс РД, с возрастанием локальных мгновенных скоростей деформацин этим механизмом.

В-пятых, растворимость минералов в данной геохимии флюида резке различна, что определяет резкую неоднородность процесса РД. Здесь мь опять-таки видим предопределенность неоднородного протекания деформации.

Развитие системы или, другими словами, деформационный путь, следовательно, зависит от соотношения скорости приращения внешней нагрузки Vbh. и скорости релаксации напряжений тем или иным механизмоь Урел.

Положим, что Увн/Урел.(РД) »1. В этом случае при любой Vbh дс достижения предельных напряжений в концентраторах система будет испытывать только упругую деформацию. Затем может начаться деформация в концентраторах и важным станет соотношение Vbh/\/рел.(ДС). При Увн/Урел.(ДС)=1 процесс деформации протекает за сче1 дислокационного скольжения, при Увн/Урел.(ДС)»1 напряжения быстрс растут, пока не достигнут некоторого нового предельного значения, которое позволит включить новый механизм релаксации - рассматриваемые выш« механизмы пластичности других структурных уровней или разрушение. Так или иначе, при Увн/Урел »1 в системе практически не будет никакие следов этапов деформации РД и ДС.

Положим теперь Увн/Урел. (РД)> 1 - В этом случае деформация Pfl протекает некоторое время, определяемое как Рпред/АУрд. В системе будуi видны следы РД, при отсутствии следов каких либо других деформаций. Прн достижении напряжений ДС, появляется возможность включения новогс механизма пластичности. Если при этом Увн/Урел.(ДС)<1, то ДС протекает некоторое время, определяемое как Рпред/ДУдс. В системе создается ситуация одновременного протекания (точнее, возможности протекания; одновременно двух процессов - РД и ДС. В системе остаются следы обоих механизмов, но роль каждого будет зависеть от относительной скоросп (эффективности). Важным является и AV. При малых значениях системе

довольно долгое время будет находиться в каждом из состояний, п больших - более короткое.

Положим, что Увн/\/рел.(РД)— 1 . Это означает, что система ско угодно долго может находиться в состоянии РД.

Взаимодействие различных механизмов деформации. Перспективы развт стадиального анализа деформаций и стресс-анализа.

При протекании в породе одновременно двух механизмов деформац необходимо различать два случая [Пуарье, 1988]:

Процессы являются независимыми или параллельно протекающими (как рассмотренном случае) и действуют одновременно, причем кажд* производит деформацию (прямо или косвенно. Скорости деформац! аддитивны, поэтому на реологических диаграммах параллельно протекающ процессы должны изображаться в виде последовательно соединенш демпферов. Полная скорость деформации определяется соотношение

2)Процессы действуют последовательно (последовательные процессь Процесс 2 не начинается, пока действует процесс 1, и наоборот (взаим) согласованные процессы). Временные интервалы, в течение которь действуют процессы, аддитивны, и поэтому аддитивны величины, обратнь скоростям деформации (если каждый процесс производит деформацию):

Часто происходит так, что более медленный процесс сам производ! очень малую деформацию, но при этом способствует тому, чтобы произоик другой процесс, дающий в деформацию больший вклад. В рассматриваемс нами случае после достижения в концентраторах (единичных или по вс< породе) напряжений, при которых возможно протекание дислокационно! скольжения, оно будет происходить одновременно с РД. Эти процесс практически независимы (хотя, строго говоря, дислокационное скольжение краевых частях должно несколько способствовать растворению) поэто)» скорость деформации будет равняться сумме скоростей ДС и РД.

В работе строится качественное деформационное "дерево" для разнь соотношений Увн/\/рел. Очень важно, что рассмотренные варианты совсем ^ являются чистой идеализацией. В горных породах можно наблюда' деформационные структуры или последовательности структур, четн указывающие на тот или иной деформационный путь, на качественнь соотношения Увн/Урел.

Это дает практически не используемые ранее возможности & реконструкции по наблюдаемым деформационным структурам и I взаимоотношениям как самих "деформационных путей ("деформационн* деревьев"), так и частных характеристик деформационного процесс например, уровня максимальных дифференциальных напряжени

Реконструкция деформационных деревьев должна составить предмет изученн направления, которое мы называем стадиальным анализом деформаци (стадиальным деформационным анализом) - по аналогии со стадиальны анализом литогенеза [Япаскурт,1995]. Второе направление назовем стресс анализом. Эти направления развиваются в Главе 7.

Важным явлением пластической деформации является эффеи упрочнения материала при развитии деформации за счет скольжения (пр высокой температуре - переползания) дислокаций. Возникающи дополнительные дислокации, выделяющиеся фазы и новобразованньи субграницы зерен, примесные атомы начинают мешать перемещении дислокаций, и для продолжения деформации необходимым становита увеличение напряжений - это и есть упрочнение материала.

Материаловедческое определение упрочнения может быть сильнс расширено применительно к горным породам. Дело в том, что исчерпание, г точнее, замедление одного из механизмов пластичности, например, РД, может быть связано не только и не столько с повышением плотности дислокаций, не в большей степени с другими факторами. Так, изменение формы зерна приводит к уменьшению градиента напряжений, что уменьшает скорость релаксации; вытеснение флюида или изменение его химизма также уменьшает скорость релаксации и др. Если иметь ввиду соотношение Vвн/Vpeл., то очевидно, что уменьшение скорости релаксации приводит к автоматическому росту напряжения или к уменьшению скорости деформации при постоянном внешнем напряжении. Оба эти эффекта я предлагаю называть упрочнением. При этом неважно, идет ли речь о микроскопических механизмах или о макроскопических процессах, .таких, например, как уменьшение скорости вращения (разворота) удлиненных зерен как целого, начиная от перпендикулярного до параллельного к сжатию положения и др.

Таким образом, очевидны многочисленные возможности "конкуренции" и "переключения" механизмов деформации даже в условиях экспериментов, когда внешние условия можно контролировать. В реальных условиях земной коры многократные переключения с одного механизма на другой можно и нужно считать уже не просто возможностью, а скорее правилом, закономерностью тектонической деформации.

Благодаря работам Эшби и соавторов по разработке теории и практики Карт Механизмов Деформации (КМД) появилась возможность свести в единую логическую систему взглядов многочисленные результаты самых разнообразных исследований в области пластической деформации и разрушения материалов. КМД связывают три переменные: напряжение, скорость деформации и температуру. Поскольку напряжение и температура являются независимыми параметрами, они используются в качестве координатных осей, третья переменная - скорость деформации изображается нанесением линий одинаковых уровней. Построение КМД -процесс довольно трудоемкий, требующий сбора большого количества

экспериментальных данных, расчетных данных, их взаимной увя; "подгонки" уравнений под эксперимент и др. В результате этих дейст появляется своеобразный механический паспорт материала - КМД, точнс которой, как подчеркивают авторы метода, не очень высока. Карта раздел на несколько областей, для каждой характерен особый механ! деформации, т.е. механизм, обеспечивающий более высокую скоро деформации, чем любой конкурирующий процесс. Границы между облает; обозначают то семейство соотношений параметров, при котором с механизма (или три механизма в тройных точках) обеспечивают одинаков скорость деформации. КМД построены с использованием уравнений, котор связывают между собой не только скорость деформации, напряжения температуру, но и дополнительные параметры, характеризующие структ) материала (размер зерна, расстояние между дисперсными выделениями, размер, плотность и распределение дислокаций и т.д.). Обсуждение внутризерновых механизмов деформации показывает: существуют довольно резкие различия в низко- и высокотемпературн! механизмах. Важно то, что структуры разных температур часто мож отличить друг от друга, а следовательно, можно по наблюдаемым структур; оценивать температурные условия деформации - т.е. решать обратную зада петроструктурного анализа. Иногда возможно даже установи последовательность возникновения структур и кроме того, направленное температурных изменений. Становится возможным выделение совершен» новой стадийности деформации горных пород, не использовавшейся раж при петроструктурных исследованиях - проводить стадиальный анал» деформации. Сейчас пока трудно говорить о возможных результатах так» работ, однако перспективы кажутся нам очень большими. В ГлаЕ обсуждаются первые качественные результаты, полученные в это направлении.

говоря о свойствах минерального зерна, горной породы на уровь внутрикристаллической структуры нужно представлять себе характеризующу) его КМД, которую правильно назвать "паспортом"[Грефилов, 1989] материале При этом надо иметь ввиду, что поведение материала -скорость деформаци» механизм деформации - определяется тремя группами параметров:

- постоянными (или с известным законом изменения) "внутренними параметрами кристаплов-модулем сдвига, коэффициентами диффузии вектором Бюргерса и др. константами,

- структурными параметрами, резко меняющими соотношения межд различными механизмами деформации. Самое простое - размер зерна количественное соотношение фракций, способ упаковки и т.д. Используя дл аналогии термин из кристаллохимии, назовем набор перечисленных свойст структурным мотивом горной породы.

- внешними параметрами - условиями всестороннего давления и температурь приложенными напряжениями и/или скоростью приращения напряжений типом нагружения.

Группа (2) особенно интересна, поскольку сам процесс деформации може рассматриваться как непрерывное изменение характеристик этой группы пр некоторых заданных (1) под влиянием приложенных (3). Иными словами:

Из такой формы записи вытекает возможность восстановления ?<арактеристи1 любой из групп (1)-(3), зиая характеристики двух других групп. Именно тако! подход мы используем ниже (Глава ) при развитии методов стресс-анализ, и стадиального деформационного анализа, локальное разрушение на болеI высоком структурном уровне является одним из механизмов пластичности н, более низком структурном уровне.

В работе делается вывод, что любая деформационная структура твердоп тела при соответствующем выборе масштаба (или уровня) изучения може быть описана как структура разрушения и как структура плacтичecкo^ деформации Так, пластическая деформация (растворение под давлением) нг более высоких структурных уровнях приводит к формированию зоь разрушения на более низком структурном уровне..

Механизмы деформации уровня слоев и слоистых толщ. Слой и пачка слоев содержат в себе как минимум два уровня : уровень зерен и агрегатов (более высокий) и уровень слоев (более низкий). При наличии нескольких порядков цикличности могут быть выделены иерархические подуровни на уровне слоев.

Важной особенностью является то, что слоистая толща представляет собой резко анизометричную, а следовательно, резко анизотропную систему, что приводит к необходимости рассматривать ее поведение раздельно для разных соотношений между внешним полем напряжений и ориентировкой направлений анизотропии. Деформация слоистой толщи не может полностью "миновать" более высокий уровень. Однако, доля участия высшего уровня может быть разной как на разных стадиях деформации, так и в зависимости от внутренних свойств толщи и внешних параметров нагружения. "Продолжительность" стадии продольного укорочения (СПУ), имея ввиду величину сокращения, может быть разной. Она тем больше, чем меньше контраст вязкостей между слоями и больше приведенные мощности слоев (отношение мощности слоя к его длине). Наоборот, при большом контрасте -три и более порядков - и малых относительных мощностях эта стадия может быть не проявлена вовсе. Доля участия неоднородностей (концентраторов) уровня зерен и агрегатов в деформации на СПУ велика. Практически весь наблюдаемый в слоистых толщах веерообразный межзерновой кливаж зарождается на этой стадии, после чего происходит только его развитие и разворот. Находясь внутри слоя, структуры СПУ невозможно связать с

уровнем слоистости, будь то пластические структуры, такие как клив сланцеватость, или структуры разрушения типа трещин отрыва, сдвига или локализованной милонитизации. Роль концентраторов или неоднородное уровня слоев и пачек этой стадии может проявляться в разном распределе структур внутри разных слоев или пачек - разной интенсивности клива трещин отрыва, приуроченности трещин отрыва к границам между слоями i к отдельным слоям и др. Структуры СПУ могут иметь самый разный масил Наиболее интересны крупные структуры типа внутрислоевых или межслое! срывов, называемые в англоязычной литературе duplex- и triplex-structures. зарождение и, частично, развитие связано с СПУ, что особенно хорошо bhj на тектонофизических моделях (Глава 7 ).

На стадии изгиба появляется некоторый новый механизм деформацш скольжение друг относительно друга как целого микролитонов или сл< (пачек слоев). Распределение в пространстве различных механиз* контролируется именно уровнем слоев и пачек. Так, в замковых час складок, где господствуют локальные обстановки "чистого" сжатия \ растяжения, скольжение агрегатов друг относительно друга редуцированс сравнении с внутризерновыми механизмами, растворением и разрушением зонах крыльев сдвиговые обстановки приводят к активиза! межмикролитонного скольжения вплоть до полного его преобладания. Ста, общего сплющивания (СОС) может рассматриваться как своего рс "путешествие" слоистой толщи к состоянию, вначале близкому к изотропне неоднородно построенному телу, а затем к перерождению в новую слоист толщу с вторичной расслоенностью и поперечному расплющиванию тан толщи. Поэтому СОС не имеет собственных механизмов, не встречающихся уровне зерен и агрегатов или на уровне блоков. Однако распределение, у: деформаций опять-таки подчиняется неоднородностям уровня слоев. ; касается и зарождения разрывов сдвига (обычно в направлении ориентиро! крыльев) и формирования зон интенсивного растворения (вдоль контак' между слоями), и разлинзования и будинажа наиболее компетентных слое! др. Деформационные механизмы уровня блоков и ансамблей блок складываются из деформационных механизмов более высоких структурн уровней, вложенных в уровень блоков , а также из механизмов, присуи самому этому уровню. Следовательно, все внутризерновые, межзернов механизмы деформации, а также складчатость уровня слоев и пачек прису этому уровню, но распределение деформаций подчиняется распределен напряжений на границах и внутри блоков. С другой стороны, скольжек блоков или ансамблей блоков по границам друг относительно друга i целого (без или с относительно небольшой внутренней деформацией) с или иной компонентой вращения представляет собой соверше! самостоятельный механизм, присущий только этому уровню. Прекраа иллюстрацией деформаций уровня блоков являются основные положе тектоники плит. Действительно, представления о различных типах гра

между плитами (блоками) и различных типах движений вблизи этих границ позволяют увязать процессы, происходящие на удалении в сотни и тысячи километров друг от друга. Развитие активных зон рассматривается не "изнутри", а "извне", как процесс взаимодействия некоторых крупных единиц (глобальных геоблоков или литосферных плит). Можно сказать, что с механической точки зрения поведение ансамбля литосферных плит отличается от деформационного поведения ансамбля блоков любого другого масштаба только тем, что происходит на сфере и при неизменности радиуса сферы требует сохранения постоянства площади. Наиболее интригующие черты механического поведения ансамблей блоков установлены не так давно, главным образом, работами группы М.А.Садовского, хотя сходные результаты получали многие исследователи. Первая черта - иерархичность отклика среды, представляющей многоуровенный блоковый ансамбль, на внешние воздействия. Вторая - своеобразная цикличность в деформационном поведении, когда периоды индивидуального или дробного движения блоков или ансамблей по многочисленным границам ("шевеление") сменяются периодами объединения блоков в относительно крупные жесткие ансамбли (блоки консолидации), которые или движутся как целое или накапливают напряжения до некоторой предельной величины, после чего снова начинается "разваливание" системы на множество мелких блоков с новыми очертаниями -начинается период "шевеления". Эти и некоторые другие закономерности устанавливаются в рамках развиваемой сейчас механики среды со структурой. Сама же эта механика есть реакция на новые подходы к изучению сложных объектов - подходы с точки зрения неравновесной термодинамики иерархических систем.

"Немеханические" механизмы тектонической деформации. Особенностью тектонических деформаций является тот факт, что они могут одновременно захватывать колоссальные объемы горных пород. При этом в условиях в некоторой степени сходного напряженного состояния могут оказываться эбъемы, реальные термодинамические условия в которых разительно этличаются. Механизмы деформации будут совершенно разными для разных шстей рассматриваемого объема. Для верхних частей существенны будут чизкотемпературные механизмы деформации, для нижних зысокотемпературные, причем для отдельных минералов переходы между -жзкотемпературными и высокотемпературными механизмами будут осуществляться при разных абсолютных температурах, что с неизбежностью чриведет к возникновению по крайней мере трех зон глубинности, отличающихся механизмами - зоны низкотемпературной для всех : оставляющих породы, зоны смешанной, где будут сочетаться 1изкотемпературные процессы в одних минералах и средне-(ысокотемпературные для других, и зоны высокотемпературной для всех ¡оставляющих. В процесс деформации "вмешиваются" и другие еологические процессы. Возникновение геоморфологического превышения

поверхности деформируемого обьема над "штампами" приводит к включ механизма эрозия-перенос-аккумуляция. Начиная с определенных г/ породы будут подвергаться процессам метаморфизма с теми или и объемными эффектами, сменой минерального состава и соответству! сменой механизмов деформации, с выделением или поглощением фл и/или тепла и др. На уровнях с благоприятными соотношениями темпера давление, как связанных с изменениями глубины, так и с деформацион изменениями (изменение давления флюида, изменение эффекти! давления), может происходить плавление пород, иницииру» магматический процесс. Экзогенез, метаморфизм и магматиз» рассмотренном примере должны рассматриваться как самостоятел механизмы деформации, со своими характерными скоростями, с акти обратным влиянием на свойства деформируемой среды, со св характерными результатами (структурами) на уровне зерен, слоев и блоке Вышеизложенное подводит к неизбежности того, что процесс деформ осуществляется неоднородно не только по объему и во времени, но т; неоднороден по доминирующим механизмам деформации и структур уровням деформации. Деформация, следовательно, должна приводи формированию некоторого комплекса структур - структурных парагет Структурно-парагенетический подход к изучению деформаций наиб близок к реальности.

Глава 5. Структуры и структурные парагенезы, развивающие при деформациях горных пород на разных структурных

уровнях

Вряд ли возможно для горных пород вообще разделить пон "деформационная структура" и "структурный парагенез". Действител деформация одного кальцитового минерального зерна в мраморе, ска) путем трансляционного скольжения или двойникования, может осуществи только в том случае, когда окружающие зерна каким-то образом "подвину за счет внутренней деформации или перемещений. Элементарная, с т< зрения наблюдателя, находящегося внутри зерна, деформация, оказыва сложным сочетанием деформаций и перемещений для наблюдат находящегося вне зерна. Следовательно, любое проявление деформац> неоднородной геологической среде приводит к появлению сразу нескол! взаимосвязанных деформационных структур, т.е. сразу к появле деформационного структурного парагенеза. Здесь уместна аналоги) относительностью понятий "пластическая" и "хрупкая" деформа Деформация, определяемая как хрупкая на одном уровне осреднения, мс рассматриваться как элемент пластической деформации на другом уро "Элементарная" деформационная структура одного уровня - напри!

трансляционный сдвиг в кристалле кальцита - сама является парагенезом структур атомного уровня (узлов и вакансий кристаллической решетки) и в то же время является частью парагенеза деформационных структур некоторого агрегата минеральных зерен.

В более общей форме вышесказанное может быть выражено так: "любая деформационная структура уровня N может быть представлена как (описана через) структурный парагенез уровня (N+1) и, одновременно, как элемент структурного парагенеза уровня (N-1)".

Очевидно, что всегда можно "вырезать" элементарную структуру из деформируемого объема с тем, чтобы изучать ее изолированно. Однако и результаты изучения в этом случае могут рассматриваться только как локальные. Хорошо известно, например, что установленная для одного сдвойникованного кристалла ось максимального сжимающего напряжения может сильно отличаться от действительной ориентировки этой оси для всего деформируемого объема. Полное понимание особенностей деформации (механизмов, направлений, величин) возможно только в том случае, когда мы рассмотрим максимальное число вложенных друг в друга деформационных структурных парагенезов.

Из изложенного выше становятся ясными первоочередные задачи структурно-парагенетического анализа.

Во-первых: необходимо детально описать морфологию структур и текстур недеформированных осадочных и магматических пород, а также пород регионального метаморфизма. При этом вопрос выбора структур "нулевой" цеформации, очевидно, может быть решен разными путями. Так, например, ряд эталонов может быть получен путем описания недеформированных или :лабодеформированных горизонтально или субгоризонтально залегающих голщ. Вторым способом можно считать поиск в конкретном изучаемом зазрезе наименее деформированных участков и принятие за относительный ноль морфологию структур и текстур образцов из этих участков. Могут использоваться, конечно, и стандартные методы, когда, например, для недеформированных пород с изометричной или близкой к изометричной ¡юрмой зерен предполагается статистически равномерное распределение >асстояний между центрами зерен по разным направления (например, метод от центра к центру", метод Фрая). Близким по смыслу можно считать »пределение нулевой деформации в методе, используемом для изучения ород с неизометричными включениями. Кажется целесообразным также оздание Атласа первичных структур различных типов горных пород, которые югли бы рассматриваться в качестве эталонных.

!о-вторых: разработка терминологии и методов парагенетического анализа олжна учитывать изначальную структурированность геологической среды, ее ерархическое устройство. Как уже говорилось выше, иерархичность троения отражается и в иерархичности формирующихся структурных арагенезов.

В-третьих: различным структурным уровням присущи разлк доминирующие механизмы деформации. На высоких уровнях (з агрегаты) существенную роль играют физико-химические про1. дифференциации вещества, на наиболее низких уровнях (крупные б земной коры и подкоровые области) важное значение начинают приобр плавление и миграция расплавов. Изучение структурных парагенезов с стороны требует разработки специальной терминологии, позволяй описывать степень "закрытости" системы, объемные эффекты деформаи т.д.

В нашем подходе используются следующие определения классификационные строки:

Структурный рисунок (СР) - особенности пространственного размеа деформационных структур и его отражение на геологической к Морфологический термин. Структурный парагенез (СП) - в своем наиб общем значении объединяет комплекс структур, сформировавших< сходной механической обстановке в течение одного деформационного э Генетический термин. Объединение ряда деформационных структур в производится на основе изучения деформационных структур и структу рисунков.

Структурные парагенезы как и сами деформационные структуры могут классифицированы по различным признакам: по принадлежности к структурным уровням горной породы: Структурные парагенезы (структурьф/внутризернового уровня/ур зерен и агрегатов зерен/уровня слоев и пачек слоев/ур блоков/межуровенные ("суперпозиционные" в терминологии В.Г.Талицко Отнесение выделенных структур и структурных парагенезов к определен уровню производится на основании выявления типа структу| неоднородностей, контролирующих размещение, морфологию и д; особенности наблюдаемых деформационных структур, деформаций структуры коррозии. Деформационные структуры дислокацион скольжения структуры волнистого погасания Деформационные струк трансляции Структуры механического двойникования структур разруш кннк-зоны. Деформационные структуры и структурные парагенезы ур зерен и агрегатов зерен. Структуры преимущественной ориентир зерен и агрегатов - сланцеватость, минеральная линейность, межзерн кливаж, кливаж плойчатости. Стиллолиты. Тектонические бре» катаклазиты, милониты, бластомилониты, бороды нарастания, давления", "структуры растяжения", "каймы нарастания". Минеральные л Обычными являются следующие сочетания структур: кливаж+минеральные жилы+бороды нарастания; м/з кливаж или кл, плойчатости+минеральные жилы; кливаж+локальные зоны милонитов и Естественно, что набор структур в парагенезе зависит от механиче обстановки деформации. Наибольшим разнообразием отличаются парагеь

эормирующиеся при активном сжатии и сдвигании, меньшим - при активном астяжении. Деформационные структуры и структурные парагенезы уровня лоев и пачек слоев. Продольное сжатие слоистой толщи может быть азбито на три ясно отличимых друг от друга этапа: продольное укорочение, згиб и общее сплющивание. Деформационные структуры этапа продольного порочения связаны с первичными физико-механическими неоднородности ми ^три слоев и между слоями. Внутрислоевые неоднородности приводят к ормированию резко зонального кливажа, минеральных жил внутри только чределенных слоев из слоистой толщи, минеральных жил вдоль границ ежду слоями, трещин и разрывов скрывания (сдвига) развитых в отдельных юях или пачках слоев, в том числе внутриформационных срывов или слепых 1Двигов. Изгиб слоя на стадии изгиба обособляются области замков и >ыльев, характеризующихся существенно разными условиями нагружения. В >ластях замков развиваются такие деформационные структуры линообразные), как трещины отрыва в компетентном слое, в области его стяжения, пучки кливажа и резко локализованные широкие зоны створения в области сжатия слоев, зоны рассеянных мелких структур стяжения и минерализации в областях растяжения. В более крупном сштабе вместо кливажа могут развиваться зоны милонитизации, вместо лких зон растяжения - зоны тектонических брекчий растяжения, зоны звития трещиновагости растяжения. При хорошем скольжении между эями в зонах замков часты отслаивания, тотчас же заполняющиеся неральным веществом - развиваются седловидные жилы. На крыльях во гмя изгиба существует сложная обстановка сжатие + сдвиг + поворот югрессирующий сдвиг), что приводит к формированию: - наложенных однократно друг на друга или непрерывно деформирующихся трещин шва (минеральных жил);- зон локализованного кливажа, милонитизации, ■юд нарастания и теней давления изогнутой в соответствии с дрессирующим сдвигом формы, зоны интенсивного выноса вещества -1зъюнктивы сжатия";- единичные или множественные разрывы скалывания 'а взбросов, надвигов разных масштабов, вплоть до региональных адчато-надвиговых серий таких структур. Деформационные структуры ции общего сплющивания те же, что и для уровня зерен и агрегатов, 1ако локализованные в соответствии с неоднородностями слоевого уровня -замках или крыльях отдельных слоев тесно сжатых складок, вдоль 1кающих крыльев складок и др. Сами складки, очевидно, также являются остоятельными деформационными структурами уровня слоев и пачек. В |ГОслойной среде, со слоями разной мощности, разной литологии, с разной иичностью развитие всего комплекса деформационных структур протекает эльно сложно. Вертикальное сжатие. Деформационными структурами зня слоев и пачек слоев в такой обстановке могут считаться:- структуры чнажа и разлинзования более компетентных слоев;- минеральные жилы, проченные к отдельным слоям или пачкам слоев;- кливажеподобные зоны

растворения или милонитизации, приуроченные к отдельным слоям границам между слоями;- сбросы различных масштабов (в том ч региональные листрические), приуроченные к конкретным слоям, па слоев. Деформационные структуры уровня блоков возникают как вк блоков, так и по их границам. Внутренние структуры часто отличаютс структур, развивающихся вдоль границ, прежде всего из-за того, что гра! являются концентраторами напряжений. Внутренние части блоков, поэт находятся в других условиях нагружения. Это заставляет при изуч блоковых ансамблей рассматривать внутри самих блоков три динамич разных зоны: ядро (ядерная часть) блока, приграничные зоны вдоль грг ориентированных под малыми углами к сжимающим напряжениям приграничные зоны вдоль границ, ориентированных под большими угла) сжимающим напряжениям. В ряду структур блокового уровня могут бьл свою очередь, выделены структуры разных рангов, когда наблюда отчетливый иерархический ряд структур, вложенных друг в друга поде матрешке. Деформационные структуры уровня блоков могут иметь са разный масштаб - от мм до сотен и тысяч километров. Мощные с милонитизации вдоль границ, скопления структур растяжения минерализации в тенях регионального давления крупных интрузиь массивов, мелкие складки или серии складок крупного масштаба границ относительно жестких блоков и др. - в масштабах, отличающихся, от друга на порядки - все эти деформационные структуры могут счита' структурами уровня блоков. Наиболее крупными могут счита' деформированные зоны вдоль конвергентных, дивергентных и трансформ границ плит - складчатые пояса, надвиговые зоны, зоны внутриплип орогенеза в условиях горизонтального сжатия, авлакогены,листричес регионального масштаба сбросы, рифты и другие структуры рас тяже, сложнопостроенные зоны вдоль крупнейших трансформных границ. Вн> этих зон могут быть выделены структуры уровня блоков более высок уровня, внутри них еще более высокого и т.д.Правильно, поэтому, регламентировать терминологию слишком строго и допускать использова таких понятий, как "глобальный структурный парагенез", "региональ структурный парагенез", "мезоскопический структурный парагенез" и др.

по механизму формирования: Механические структурные параген< (структуры)- объединяют деформационные структуры, сформированные или с малым участием процессов перераспределения вещества деформации. При этом не происходит значимого изменения минеральн (химического) состава на заданном уровне детальности изучения. Пример; МСП могут быть сочетания линейных зон тектонических брекчий с лежач! складками, комплексы ЦИ-трещин в зонах простого сдвига и Деформационно-осадочные структурные ларагенезы (структуры) объединяют осадочные комплексы и тела, чьи морфология, положени«

ространстве и само возникновение связаны с развитием деформационных труктур. Деформационно-химические структурные парагенезы (структуры) объединяют структуры, сформированные с участием перераспределения ещества в процессе деформации обычно в узком интервале температур и авлений, т.е. в изофациальных условиях. При этом происходит значимое для аданной детальности изучения изменение минерального (химического) эстава горной породы. Примерами таких СП могут быть сочетания кливажа с ородами нарастания или стиллолитов с минеральными жилами и др. ,еформационно-метаморфические структурные парагенезы (структуры) -юрмируются на фоне прогрессивного или регрессивного метаморфизма, что аходит выражение в возникновении новых минеральных ассоциаций, еформационно-магматические структурные парагенезы (структуры)-эъединяют структуры и магматические образования, сформированные в гзультате единого деформационного процесса. Деформационно-юморфологические структурные парагенезы (структуры) - обусловленные «тивной тектоникой черты рельефа. Формируются при взаимодействии эоцессов выветривания, эрозии и тектонических движений земной эверхности.

■> характеру распространения в пространстве: Локальные структурные фагенезы (структуры)- развитые в отдельных "точках" изучаемого объема, ;з видимых закономерностей в размещении. Местоположение таких СП жтролируется обычно случайными неоднородностями. Пронизывающие овсеместные) структурные парагенезы (структуры)- наблюдаются >всеместно в пределах изучаемого объема. Пронизывающие СП характерны 1я объемов, деформирующихся однородно на некотором структурном ювне. Регулярные структурные парагенезы (структуры) - (могут осматриваться как частный случай пронизывающих парагенезов) кономерно размещенные в пределах изучаемого объема горных пород, сазывают иа существование регулярных неоднородностей, контролирующих : размещение.

> временным соотношениям друг с другом и с другими структурами и СП: жхронные структурные парагенезы -(структуры) формирующиеся в еделах одного временного интервала, выбранного за минимальный, хгледовательные структурные парагенезы (структуры)- формирующиеся следовательно в пределах изучаемого объема в течение одного формационного этапа. В тех случаях, когда последовательные СП инадлежат к разным структурным уровням, может применяться термин уперпозиционные" СП (В.Г.Талицкий). Разновременные структурные рагенезы (структуры)-формируются на разных этапах деформации, гханические обстановки формирования таких СП чаще всего различаются, тя могут быть близкими или даже совпадать. В случае совпадения

механической обстановки разделение производится на основе сравнения и интенсивности деформаций в комплексах разных стратиграфиче подразделений.

по механической обстановке формирования (с использова! терминология В.В.Белоусова):Структурные парагенезы структ\ горизонтального сжатия, горизонтального растяжения, течения, сдви горизонтального, вертикального; вращения (кручения); знакопереме! деформации: сжатия-растяжения, сдвига.

по температурным условиям: Структурные парагенезы (структу низкотемпературные, высокотемпературные.

Структурно-парагенетические ряды - закономерно сменяющие друг друг времени и/или закономерно размещенные в пространстве ассоци; структурных парагенезов.

по геодинамической обстановке формирования

Структуры, структурные парагенезы и структурно-парагенетические р (латеральные структурные ряды - Хаин,Ломизе, 1995): континенталы рифтогенеза, океанического рифтогенеза, парагенезы структур океана обрамления: активных окраин, пассивных окраин, коллизионные, орогеннь ДР-

по принадлежности к структурным элементам тектоносферы: Струкг структурные парагенезы и структурно-парагенетические ряды: литосфер! коровые: верхнекоровые, нижнекоровые, осадочного чехла и/или его час фундамента, окраинно-плитные, внутриплитные и др.

Далее в главе рассматривается роль флюидов в тектоничес деформациях разных структурных уровней. По литературным и собствен материалам описываются и анализируются: состав и другие химичес особенности флюида; формы нахождения флюида в земной коре; з аномальных пластовых давлений; флюидные массопотоки и деформа взаимодействие флюид-порода; механические эффекты влияния флюида деформацию. Роль флюидов в формировании сокливажных структур парагенезов на уровнях зерен -агрегатов зерен - слоев и пачек сл Влияние деформации и флюидного массопереноса на изменение изотот состава радиогенных элементов - первые данные. Особое внимание уделж рассмотрению роли флюидов в формировании сокливажных структур парагенезов. Эффект взаимодействия флюидных потоков и деформг обнаруживает черты самоорганизации процесса, что приводит формированию иерархически построенных структур растворения

переотложения, дизъюнктивов сжатия и, вероятно, отвечает за формирование описанных в литературе (Морозов, 1994) зон компрессии-декомпрессии.

Глава 6. Поведение горных пород как сложных многофазных сред - теоретические и экспериментальные разработки

последних лет

В последнем десятилетии активно развиваются новые подходы к моделированию твердых деформируемых тел. Новые экспериментальные и геофизические данные о поведении материальных систем при деформациях убедительно свидетельствуют о том, что: процесс деформаций и возникающие при деформациях структуры обнаруживают отчетливую дискретность; эта дискретность подчиняется определенной иерархии, вероятно, с некоторым коэффициентом иерархичности, по разным оценкам колеблющемся от 2 до 5; с учетом коэффициента иерархичности можно говорить о некоем самоподобии деформаций на разных структурных уровнях твердого тела; формирующиеся в процессе деформации структуры несут многие признаки структур самоорганизации (диссипативных структур), призванные наиболее эффективно рассеивать подводимую к системе энергию; процесс деформации обычно протекает с переходом системы с одних уровней деформирования на цругие, имеющиеся в системе изначально, или возникающие в процессе реформации. Описание такого поведения требует развития новых механических моделей, из которых наиболее перспективными являются два 1Ижеизложенных. Подход А.Н.Ставрогина и А.Г.Протосени. Единичные >бъемы тела состоят из структурных элементов. В зависимости от вида напряженного состояния, характеризующегося параметром с=а2/а1, в ^формацию включается разное число структурных элементов N. ЯЯЩЯШк ЛИЯЯШШШШЯЯШЯШШШШвЯЯШ>> Вводятся микроплощадки сдвига а, I микроплощадки отрыва Ь, включившиеся в процесс необратимой еформации при данном с. Сочетание площадок а и Ь образует ткроскопическую плоскость сдвига ж, ориентрированную под углом оц < а^ аз < ад = 45 в зависимости от с. Исходя из введенных параметров строятся равнения, анализ которых объясняет целый ряд наблюдаемых кспериментально закономерностей. Подход Родионова В.Н., Сизова И.А., ,веткова В.М. В твердом теле рассеяны равномерно по объему азномасштабные неоднородности, и расстояния между неоднородностями аждого размера много больше их собственного размера. Эти »однородности разного размера ответственны за необратимые деформации: 1 них концентрируются напряжения и релаксируют со временем. Все однородности равноправны; объем неоднородностей каждого размера в иереале, пропорциональном размеру неоднородности (сИп!=сЛ/1% одинаков, ри составлении определяющих механических уравнений среди параметров

твердого тела появляется параметр с размерностью длины, и твердое утрачивает первоначальное свое безразличие к масштабу. Важными структурной геологии и геотектоники следствиями из анализа уравь являются: Скорость релаксации напряжений на неоднородн пропорциональна величине напряжений и обратно пропорциональна раз неоднородности. Чем больше размер неоднородности, тем выше напряж на ней при заданной скорости деформации. Если тело бесконечно велию в нем при любой скорости деформации всегда найдутся неоднородн достаточно большого размера, на которых избыточное напряжение приве; разрушению материала. Для тел, размеры которых соизмеримы с некотс критическим размером или меньше, деформация с постоянной скоро* будет происходить без разрушения материала; все возникающие деформировании напряжения из-за релаксации не смогут вырасти предельной величины. Другими словами, для всякого тела можно подоб такую низкую скорость деформации, при которой оно разрушаться не бу Такое поведение твердого тела соответствует крипу. Наиболее существен роль параметр 1о играет в процессе разрушения, когда твердое " распадается на отдельности. Отмеченные выше особенности повед< твердого тела со структурой показывают, что сопоставление поведе твердых тел разного масштаба или изучение механических свойств образцах требует соблюдения, кроме всего прочего, подобия временного х деформирования, согласованного с размерами твердого тела. Напряжен состояние твердого тела не есть статическое равновесие, поскольку в т происходит релаксация напряжений на неоднородностях. Величина же л напряжений зависит от всей истории деформирования. При достато медленном деформировании твердого тела, размеры которого соизмерим все неоднородности размером I«/д никак проявлять себя не будут, как ^з-за очень низких концентраций напряжений они не могут иу: сколько-нибудь заметной роли и $ диссипативных процеййбх. Возникнове структуры разрушения в горном массиве существенно увеличивает подвижность, так что дальнейшее его разрушение должно прекратиться крупномасштабная подвижка будет осуществляться за счет смещения бло друг относительно друга, постоянно возобновляя разломы. Наличие структу разрушения не препятствует непрерывным необратимым деформациям (кри внутри блоков, так как на неоднородностях малого размера напряже! успевают релаксировать, не достигая разрушающей твердое тело величи! Породный массив, выделяемый по каким-либо геологическим признак; постоянно участвует в деформационном процессе как элемент более крупн системы, которая в конечном счете объединяется в понятие литосфе| Породный массив, таким образом, находится в механически неравновесн состоянии и непрерывно получает и диссипирует механическую энерп Обмен энергией между частями, или, лучше сказать, структурны элементами породного массива, определяет его состояние, особенно в слу1

расчленения его на блоки. Положения механики Родионова-Сизова-Цветкова хорошо согласуются со структурно-геологическим материалом и позволяют решать целый класс неразрешимых ранее задач. Это делает ее наиболее перспективной механической моделью для целей структурной геологии и геодинамики.

Глава 7. Методы изучения ДС И СП разных структурных уровней и возможности их применения для выявления различных аспектов геодинамической эволюции горнопородных

комплексов

Сформулированы новые требования к структурному анализу с позиций иерархического структурно -парагенетического подхода. Они включают ряд изменений в изучение и измерение деформаций. Подчеркивается необходимость изучения сразу комплекса структур, поскольку по отдельности они позволяют оценивать только частные параметры. Так, плоскостные минеральные жилы и бороды нарастания не дают возможности измерять сокращение, хотя и указывают на удлинение, кливаж указывает только на сокращение без информации об удлинении и т.д. Учет деформаций разных структурных уровней и неоднородности распределения деформации также необходим, поскольку общая деформация объема складывается из деформаций всех уровней. Объем может обнаруживать нулевую деформацию на уровне слоев и значительную - на уровне зерен и агрегатов, и наоборот. Структуры одинаковой макроморфлогии могут иметь разную степень деформированности. В работе даны конкретные рекомендации по правилам измерения деформаций. Учет неоднородности деформаций позволяет правильно определять "средние" значения и формулирует правила переноса этих значений на весь объем.. Оценка объемного эффекта деформации и расстояний переноса веществ является очень важной стороной исследований, как с теоретической, так и с сугубо практической точки зрения, способы таких эценок рассмотрены в работе. Рассматривается вопрос о соотношении между размерами тектонических структур и параметрами внешних воздействий. Для такой оценки в той или иной мере могут быть использованы: размер субзерен л рекристаллизованных зерен в качестве палеопьезометров, складки, лруктуры разлинзования и будинажа. Разбирается подход к изучению лруктур разрушения с точки зрения механики Родионова-Цветкова-Сизова.

Рассматриваются новые перспективные методы структурного анализа, % частности, скейлинг-анализ. Приводятся примеры скейлинга для разных :труктурных задач.

Стресс-анализ

Эписывается и развивается новое направление в структурном анализе

стресс-анализ (изучение палеонапряжений). Рассматрива распространенные методы. Метод К.Дж.Роува и Е.Х.Раттера. М В.Р.Джемисона и Дж.Спанга. Инверсионный метод Этчекопара. Прово/ сравнение определений разными методами.. Развивается и демонстриру собственный метод автора - метод стресс-анализа по кварцу В.А.Гали основанный на использовании карт механизмов деформации. Наиб* перспективным для использования в стресс-анализе пока является кварц. КМД положена в основу разработанной методики стресс-анализа В ме есть тесная аналогия с теорией минеральных фаций, когда ф; метаморфизма отделяются друг от друга по появлению или исчезнове определенных минералов - "линии" биотита, ставролита и др. Тот же по/ использован при развитии метода. Суть его такова: каждая из наблюдаемь кварце структур деформации связывается с определенным полем диаграмме, т.е. по наблюдаемой структуре можно определить уроЕ стресса. Главные изменения в стиле деформаций отмечаются как гран стресс-фаций, а внутри них выделяются стресс-подфации на оси представлений о концентраторах напряжений и деформа! Продемонстрировано применение этого метода на региональном материал двух районах, на породах разного возраста и разной степени метаморфизм Первый посвящен изучению разрезов в пределах Дагестана, где изучалис разной степени деформированные песчано-глинистые толщи ниж среднеюрского возраста. Первичный материал собран Ю.О.Гаврилов! СИ.Ципурским, А.И.Гущиным и Д.И.Пановым. Материалом исследования ст< около двух сотен шлифов, точно привязанных к построенным геологичесн разрезам. Один из исследованных разрезов построен по долине р.Авара Койсу - верховьям р.Сулак. Другой профиль построен в меридиональн направлении от Тибского надвига до Саргомского разлома. Метод позволяет выделять в разной степени напряженные блоки, по скачкаи напряжениях устанавливать неоткартированные разрывы. Из построенн профилей следует, что преобладают значения а-фаций 2 и 3, т.е. фонов напряжения не превышали первых сотен МПа. Довольно важным выводом профилям является отсутствие связи уровня палеонапряжений минералогическими изменениями, тогда как их связь с величин деформированности довольно хорошо заметна. При в общем хорош корреляции стресс-фаций и величины деформированности эти показате являются независимыми. Интересные результаты получены при изучен шлифового материала, полученного при картировании крупного масшта1 береговой зоны Байкала (Чернорудская зона). Породы в изученной 301 метаморфизованы в зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой амфиболитовой фациях метаморфизма и предположительно имен докембрийский возраст. По материалам коллекции из более чем 15( образцов проведено определение принадлежности к |сг-фациям пород I

иных геологических точек, и составлена карта |а-фаций. Анализ жазывает, что:- общий узор областей различных ¡СУ-фаций совпадает с юром структуры, но поле |а-фаций отличается от тектонической структуры юей большей генерализацией и одновременно более чутко реагирует на гаковую или "макрозернистую" структуру региона;- в общем можно говорить совпадении или близости полей |ст-фаций с полями максимальных ¡формаций и переработки; -выделяются своеобразные пары лабонапряженная зона - высоконапряженная зона" встречаются в регионе ^сколько раз, что позволяет говорить о том, что само существование и жсервация таких пар является общей закономерностью деформации (эти ры можно называть "контрастными динамопарами"); -зоны стресс-фаций в >щем обнаруживают независимость от первичной литологии и зон высокой формированности, хотя и могут быть пространственно связанными с ними; -|деляемые в регионе стресс-фации, по-видимому, отражают самые следние этапы деформации, приведшей к формированию откартированной руктуры.

Успешное применение метода к весьма разнородным регионам, как и изучении профилей, так и при построении карт, не оставляет сомнений, э метод работает, дает независимую оригинальную информацию, как бы бавляя в изучение тектонических деформаций новую, не используемую нее координату - уровень напряжений. Метод не имеет отечественных или рубежных аналогов. Метод добавляет в структурно-геологическое и эдинамическое изучение еще одну независимую "координату" - уровень леонапряжений при деформации.

Тектоническое моделирование в структурно-парагенетическом анализе »инципы моделирования применительно к иерархическому структурно-рагенетическому анализу должны быть изменены. Разбираются такие менения, наиболее важными из которых можно считать следующие: 1. ксимально возможное соблюдение геометрического и структурного добия. 2. подбор возможных материалов, учитывая те свойства, которые обходимо исследовать при моделировании. 3. выбор представлений о рактере распределения сил, деформирующих объект, а при отсутствии стоверной информации, составление тектонически возможных схем гружения. 4. принцип иерархичности при моделировании - изучение формаций желательно проводить на одном уровне структурной ганизации, хотя в ряде случаев возможно моделирование на смежных эвнях структуры. 5. проведение серий экспериментов на разных териалах, выявление и отбор из множества получаемых эффектов гойчиво или статистически повторяющихся - принцип повторяемости, б. при эбходимости проводится пересчет данных моделирования на ряд тонически осмысленных ситуаций с максимально строгим использованием >рии подобия.

С использованием этих и дополнительных принципов проведено и описан, работе: моделирование деформаций на Уровне зерен и агрегатов зерен, уровне слоев и пачек слоев, на уровне блоков и ансамблей блок Проводится краткое сравнение результатов моделирования на однородны: структурированных средах. Разбираются возможности модели роза: деформаций иерархически построенной среды. В отличие "бесструктурных", при деформациях структурированных сред был полу спектр разнообразных вторичных структурных форм и парагенезов э форм, возникших в процессе перестроек исходных макроструктур. Ана результатов говорит о том, что формирующиеся вторичные структур» рисунки зависят от морфологии элементов исходных структур, геометрических параметров, положения по отношению к осям нагружен Механизмами формирования вторичных структур могут быть сллющива) первичных элементов их изгиб и повороты разрыв или комбинации та механизмов В некоторых экспериментах наблюдается характерное , деформаций структурированных сред формирование элементов но1 уровней структурной организации и вовлечения их в деформациот процесс. Наличие в деформируемых объемах исходных макроструктур значительной степени изменяет механические свойства материалов, вытекает из сравнения результатов испытаний образцов, приготовленных материалов с резко различной реологией. В определяющих реологичес уравнениях структурные параметры вещества не участвуют в явном виде фигурируют лишь как константы, получаемые при механических испытан кристаллов, в том числе и горных пород. Механическим испытаниям мо> подвергнуть небольшие объемы горных пород, содержа1 микронеоднородности, но помимо микронеоднородностей, в значителы объемах геологической среды содержатся различные макронеоднороднсх не учитываемые в реологических моделях. Проведенные экспериме показали, что наличие в деформируемых средах макронеоднороднос может значительно влиять на их механические свойства. Это обстоятельс заставляет с осторожностью относиться к перенесению реологичес моделей, получаемых при механических испытаниях образцов горных по на крупные объемы геологической среды. Возникают сомнения | применимости реологического подхода при физическом моделирова тектонических структур. И в том и в другом случае, с нашей точки зр«1 необходим учет исходной детальной структуры геологической среды на ! масштабных уровнях. Эксперименты показывают, что одной из весьма важ закономерностей деформаций является не просто неоднородн< I деформации, а некоторая "периодизация" и миграция зон максималь ! деформаций. Так называемые "блоки консолидации" возникают ' распадаются в процессе деформации, а в периодичности этих проце< усматриваются элементы самоорганизации деформационного процесса.

Моделирование применяется для решения региональных тектонических и сейсмотектонических задач: 1.Физическое моделирование неотектонических деформаций Севера Русской плиты, 2.Тектоническое моделирование деформаций верхней части земной коры в районе Спитакского землетрясения 7.12.1988 г. Формулируется представление о структурно-геологических (тектонических) концентраторах. Их выявление возможно тектонофизическим моделированием и имеет важное значение для геоэкологии, инженерной геологии, сейсморайонирования и решения конкретных тектонических региональных задач.

Глава 8. Некоторые закономерности деформаций земной коры на различных структурных уровнях

Дискретные свойства строения и поведения геофизической среды. Можно наметить "два полюса" в способах выделения блоков - наиболее ясный подход М.А.Садовского и наиболее сложный подход Л.И.Красного. В первом исследуются линейные размеры структур разрушения, границы блоков есть границы обломков или явные физические нарушения сплошности тела. Во втором случае блоки выделяются на основании синтеза представлений о тектонике и эволюции некоторых объемов земной коры, отличающихся от соседних объемов. Между этими крайними подходами можно уложить практически все другие - от способов, легко или относительно легко поддающихся полной или частичной формализации до способов, принципиально "творческих", где математизация не только невозможна, но и, вероятно, неуместна. БлоковостЬ или зернистость среды есть частный случай более общего понятия делимости или дискретности или структурированности. Стало очевидным, что дискретность есть фундаментальная черта строения материальных систем на любых масштабных уровнях от кристаллического до Земли в целом. При этом дискретность проявляют самые разные <арактеристики объектов, начиная от морфологических и кончая эаспределением атомов -примесей. Выявляемая дискретная структура есть эезультат своеобразной реакции системы на примененный метод исследования. Выявляемая некоторым методом структура в общем случае чожет не совпадать со структурой, выявляемой другим методом. Именно это травило дает возможность проведения рангового анализа тех или иных <арактеристик - применение различных масштабов осреднения (как формальных палеток, когда процедура представляет собой простые <алькуляции, так и неформальных методов качественной оценки, например, гектонической активности) приводит к представлениям об иерархическом устройстве материальных систем. Правильно, поэтому, говорить о 'потенциальной' и "функциональной' или "наблюденной' структурированности :реды.

О скоростях геологических процессов. Скорости деформации, ско тепловой эволюции плутонов и скорости метаморфических ре оказываются чрезвычайно высокими при теоретическом и конк региональном рассмотрении, превышая принимаемые для с геодинамических реконструкций на несколько порядков. Объяснение эт мгновенные скорости высоки, но из-за возвратно-поступательного хара многих процессов и/или необоснованного завышения принима геологических интервалов мы получаем низкие средние скорости. Отек разночтения в определении физических свойств коры и др. На бол! литературном и собственном материале показано, что фундаментам чертой деформации геологической Среды на разных уровнях явл: инверсия и вращение осей напряжений и деформаций, в част> приводящая к формированию, парадоксальных структурных парагенезов.

Глава 9. Структурно-геологические (тектонические) концентраторы в тектогенезе

Основные положения развиваемой концепции кратко формулиру следующим образом:

Фундаментальной характеристикой геологической среды являете структура - количество, геометрия, характер распределения, сво£ составляющих элементов и количество, геометрия и свойства связей м( элементами. Структура геологической среды определяет струк распределения наведенных физико-химических полей - напряже температур, деформаций, электромагнитных и иных, а также диффузионн! фильтрационных потоков вещества. По отношению к полю лк рассматриваемой величины можно говорить о:- номинальном (фоно трендовом, среднем) значении, соответствующем интенсивности внеш полегенерирующего источника; положительных и отрицатет концентраторах (в более принятой терминологии - об аномалиях) поля, областях повышенных относительно номинального и областях понижен относительно номинального значений поля - структурных концентрато Неоднородности геологической системы (всех типов и размер проявляющиеся как концентраторы тех или иных регистрируемых по можно называть структурно-геологическими или тектоничеси концентраторами системы. Концентраторы поля могут быть линс.^м плоскостными и объемными. "Стратегической" функцией среды при внеш воздействии является своеобразное приспособление вещества и структур наведенному полю, что в большинстве случаев выражается как част^ релаксация, диссипация наведенного поля. Произвольная геологичес система обладает изначально некоторым набором диссипацион механизмов, рассеивающих энергию с конечной скоростью, а точнее

некотором интервале скоростей, поскольку в большинстве случаев скорость диссипации изменяется в ограниченном интервале как функция интенсивности накачки энергии. Переход системы от одного диссипационного механизма к другому осуществляется при достижении некоторых пороговых значений удельной накопленной энергии. Если такое достижение происходит только в локальных областях системы - в концентраторах, то возможно сосуществование одновременно нескольких механизмов диссипации. Диссипация подводимой энергии сопровождается изменением внутренней структуры самой системы и, как следствие, изменением присущих системе скоростей диссипации. При этом диссипация также характеризуется определенной пространственной структурой, которая может изменяться во времени постепенно или скачкообразно. Возникновение и изменение пространственной диссипационной структуры представляет собой явление своеобразной самоорганизации системы. Концентраторы разного типа, изначально населяющие систему, в процессе тектонической эволюции могут ослабляться, усиливаться, отмирать (исчезать), реактивироваться. Концентраторы могут рождаться, после чего они могут вести себя подобие первичным концентраторам. Наибольшие шансы "выжить" в тектоническое эволюции имеют наиболее крупные концентраторы, главным образом, по двун причинам. Во-первых, объем зоны концентратора в этом случае может быть весьма значителен, а следовательно, на нем собрана значительная энергия Для релаксации, рассеяния избыточной энергии в таком объеме требуется длительное время. Во-вторых, как это следует из механики РЦС, на крупны) концентраторах напряжения часто превышают предел прочности и происходи' разрушение. Достаточно крупное разрушение практически вечным, поскольк; любой деформационный процесс реактивирует его в силу чисто механически: причин. Выделяются потенциальные и реализованные структурны« концентраторы. Наиболее распространенными структурными концентраторам! являются дислокации, дефекты, границы субзерен, границы зерен и агрегатов границы слоев и пачек слоев, границы геологических тел, границы блоков I субблоков, разрывы и трещины. Некоторые ординарные и/или комплексны концентраторы проявляют себя при любых ориентировках тектоническор поля напряжений, другие - только при определенных. То же самое можн сказать по отношению к любому другому наведенному полю. Концентраторь проявляющие себя практически всегда, следует называть абсолютным (общими) в противоположность относительным (частный, чье проявлени осуществляется только при "удачном" совпадении внутренней- структур системы и внешнего поля. Можно говорить также об абсолютных относительных концентраторах, понимая под относительными те, которы являются концентраторами только одного, или некоторых видов полей, а пс абсолютными - те, которые являются концентраторами всех или больше части полей. Эволюция геологической системы может быть описана терминах рождения, усиления или ослабления (развития или деградации

отмирания и реактивации структурно-геологических концентраторов р типов и разных структурных уровней. Выявление таких концентрато| описание эволюции системы в предлагаемой терминологии тр применения определенного метода изучения, а именно - стадиги структурно-парагенетического анализа. В любом выбранном объеме з< коры с любым типом разноуровенной делимости существуют абсол! комплексные или ординарные структурные концентраторы, к кот приурочена максимальная тектоническая активность в том или инс проявлении.

Заключение.

В парагенетическом анализе обособлено и начато раз самостоятельного синтезирующего направления исследований, д выходящего за рамки структурной геологии. Деформационная эво. объемов геологической среды понимается в нем как взаимоде! механических, физико-химических, метаморфических, магматическ денудационно-седиментационных процессов. На разных структура глубинных уровнях роль доминирующих деформационных механизмов с разные из перечисленных процессов. Локализация и интенсивность про1 предопределяется существованием и эволюцией разномасшт неоднородностей - структурой среды на разных уровнях органи Изучение таких процессов невозможно без комплексного применения мс петрологии, тектоники, ' литологии, седиментологии, ме> структурированных сред, что возможно только в рамках I самостоятельного научного направления. Первые результаты раб< развитию этого направления могут быть сформулированы в виде след> защищаемых положений:

1. Впервые проведена типизация и разработана классифн деформационных структур и структурных парагенезов, развивающн иерархически построенной неоднородной геологической I Классификация проведена по значимым для структурного анализа осно! на основе изучения полевого материала, собранного в породах [ генетических типов и возрастов, результатов физического моделиров; обработки литературных данных. Впервые разработанная классиф представляет собой разветвленную терминологическую базу развивающегося разномасштабного структурно-парагенетического анали

2. Впервые разработан и апробирован на конк| региональном материале метод стресс-анализа горных поре минералам-датчикам, позволяющий сравнивать и оценивать относите величину дифференциальных напряжений, при которых осуществ

42

тектонические деформации. Метод не имеет отечественных и зарубежны* аналогов. Применение стресс-анализа продемонстрировало его хороши« дискриминационные возможности и позволяет ввести в описание геодинамической эволюции геологических объемов новую независимую координату - уровень дифференциальных напряжений при деформации.

3. Сформулированы основные принципы нового метода структурного анализа - стадиального анализа деформаций горных пород по аналогии со стадиальным анализом постдиагенетмческих преобразований в литологии. Изучение морфологии структурных изменений на разных структурных уровнях позволяет восстанавливать деформационные траектории, т.е. последовательность стадий, отражающих смену доминирующих механизмов деформации, уровня дифференциальных напряжений, геохимической обстановки флюидов и типа напряженного состояния, переходов деформации с одних уровней структурной организации на другие.

4. Разработана и продемонстрирована на конкретном региональном материале концепция разномасштабных структурно-геологических концентраторов, контролирующих интенсивность, длительность и локализацию протекания в геологической среде различных тектонических процессов, прежде всего деформационных. Выявление тектонических концентраторов возможно проводить методами физического моделирования. Это особенно актуально для оконтуривания поверхностных и приповерхностных зон повышенной деформационной опасности, что позволяет проводить сейсмотектоническое, геоэкологическое и мелкомасштабное инженерно-геологическое районирование.

Список опубликованных работ:

1. Галкин В.А., Пачкапов A.C. Тектоническое моделирование деформаций верхней части земной коры в районе проявлений Спитакского землетрясений. Физика Земли, 1995, №5, стр.58-64.

2. Галкин В.А. Доскладчатый кливаж - возможности и ограничения геометрического анализа. Вест. МГУ, сер. 4, геология, 1990, стр.73-79.

3. Галкин В.А. Стресс-анализ в петроструктурном изучении горных пород. Вест. МГУ, сер. 4, геология, 1992, стр.35-50.

4. Галкин В.А. Пример использования маркеров при изучении складчатой деформации. Изв. ВУЗов, геология и разведка, 1987, №8, стр. 49-53.

5. Галкин В.А. Роль флюидов в формировании деформационных структурных парагенезов Вест. МГУ, сер. 4, геология, 1993, №5, стр. 59-70.

6. Галкин В.А. Парагенетический анализ в геодинамике. Ежегодная научная конф. "Ломоносовские чтения", 23-29 апреля 1996 г., Моск. Гос. ун-т, с.57-58.

7. Галкин В.А. О соотношении параметров возникающих деформащ структур с параметрами внешних воздействий. Ежегодная научная "Ломоносовские чтения", 23-29 апреля 1996 г., Моск. Гос. ун-т, с. 60-62.

8. Галкин В.А. Концепция структурно-геологических (тектонических) концентраторов и возможности их выявления методами тектонофизичеа моделирования. Ежегодная научная конф. "Ломоносовские чтения", 23-i апреля 1996 г., Моск. Гос. ун-т, с.59-60.

9. Галкин В.А.,Талицкий В.Г., Кливаж и сланцеватость ( морфе генезис) Материалы ХШ науч..конфер. молодах уч. и аспир. геол. ф-та ун-та. Секция Геология, №808, 1987. Деп. ВИНИТИ

10. Галкин В.А., Зайцев В.А. Происхождение линеаментных систем р ранга по данным тектонофизического моделирования. Тез. докладов Во конф. "Механизмы структурообразования в лито сфере и сейсмично Москва, ИФЗ АН СССР, 1991, стр.20-22.

11. Галкин В.А. К пазработке методов восстановления в< палеонапряжений по минералам-датчикам. Тез. докладов Всесоюз. "Механизмы структурообразования в лито сфере и сейсмичность". - М ИФЗ АН СССР, 1991, стр. 163-164. г „ , п ,ш /„ / / Q

12. Галкин В.А.,4^. Неотектоника Урала^тиИ^Щ/Щг.Ь?^^^ C.J

13. Галкин В.А., Талицкий В.Г., Юцис В.В. Роль неоднород геологической Среды в распределении напряжений и деформаций (по д физических экспериментов). Ежегодная научная конф. "Ломонос« чтения", 23-29 апреля 1996 г., Моск. Гос. ун-т, с.62-63.

14. Галкин В.А., Федоров Е.В. Бахор Касем О взаимоотноше структуре верхнеюрских и нижнемеловых отложений в долине р.( (Центральный Крым). ДАН СССР, 1992, т.325, №2, стр. 337-341.

15. Галкин В.А., Морозов Ю.А., Талицкий В.Г., Яковлев Ф.Л. Корреляции деформационно-метаморфических событий в Киргизатинской синформе Южного Тянь-Шаня. Структурный анализ кристаллических комплексов.Те докл., М., 1988 с. 42-44 .

16. Гончаров М.А.,Талицкий В.Г.,Галкин В.А.,Фролова Н.С. Деформацис химические парагенезы и структурно-метаморфическая зональность.Тект и метаморфизм. Тез. докл., М.,1994 с. 16-20

17. Гончаров М.А.,Талицкий В.Г.,Галкин В.А.,Фролова Н.С. Деформацис химические парагенезы и структурно-метаморфическая зональность. Геотектоника, №2, 1995, с. 49-60.

18. Талицкий В.Г., Галкин В.А. К природе хлорит-мусковитовых порфиробластов. Вестн. моек, ун-та, сер.; Геология, № 4.118. с. 30-34

19. Талицкий В.Г., Галкин В.А. Модель структурообразования в неод нородной геофизической среде. Тез. докладов Междунар.Конф. "Дина мические процессы в земной коре и верхней мантии". - Москва, ГИН, 19'

20. Талицкий В.Г.,Галкин В.А. Структурные уровни деформаций в земной поре. Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии. Тез. докл., Киев, 1987, с. 205-206

21. Талицкий В.Г., Галкин В.А Морфологические и генетические различия :ланцеватости и кливажа горных пород Геотектоника, №5, 1988 с. 15-24.

12. Талицкий В.Г.,Галкин В.А. Роль неоднородностей при деформациях пород ! низко-среднетемпературных условиях метаморфизма Структурный анализ ¡ристаллических комплексов.Тез. докл., М., 1988 с. с. 72-73 !3. Талицкий В.Г.,Галкин В.А. Неоднородности земной коры как фактор труктурообразования в неоднородной геофизической среде. Дискретные войства геофизической среды. Сб. статей. М., Наука, 1989 с.61-70 !4. Талицкий В.Г.,Галкин В.А.,Морозов Ю.А. Детальная структура зоны членения Максютовского и Зилаирского комплексов Южного Урала (район шротного течения р.Сакмара). Тектоника и метаморфизм. Тез. докл., М.,1994 . 25-26

5. Талицкий В.Г.,Галкин В.А. Экспериментальное изучение деформаций груктурированных сред в приложении к механизмам тектогенеза. готектоника 1996 N2 6

5. Talitskii V.G., Galkin V.A. Development of structures in inhomogeneus sophysical system. Тез. докл. Международной конференции: Structure and adynamics of the Earth's crust and upper mantle. February 25-March 3, 1991, p. 152-153.

Galkin V.A Deformation-Mechanisms Maps in petrostructural stress-analysis, nnales Geophysicae, 1996, Supplement 1 to v.14, p.58 I. Galkin V.A., Pachkaloff A.S.Conception of "structural concentrators" in ctonophysical modeling method of seismic forecasts on base of Armenia rthquake. Annales Geophysicae, 1996, Supplement 1 to v. 14, p.90 i. Krylov K.A., I. Boreiko, Kudriavtzev D.L., Fedorchuk A.V., Galkin V.A. rtual Geological University (Proposal of the creation of educational enviroment cybers of an Internet). 30th International Geological Congress. Abstr., v.3, >18.

. M.Sebrier, R.Polino, V.Galkin, S.Yunga Caucasus Stress Evolution from isozoic to Present. Abstracts of oral and poster presentations, EUG 9, 23-27 irch 1997, p. 337.

. R.Polino, M.Sebrier, Y.Kiritcko, S.Korsakov.N.Koronovsky, V.Galkin eritence of Mesozoic Extensional Evolution of the North Caucasus Foredeeps. stracts of oral and poster presentations, EUG 9, 23-27 March 1997, p. 332

шы в научно-производственных отчетах:

Комплексные структурно-геоморфологические исследования в рай оне и на щадке Южно-Уральской АЭС с целью изучения тектоничес ких нарушений становления их активности. 1991. Фонд Народной Дипломатии, Российская юдная Академия Наук, Институт инженер ной геологии.

2. Структурно-геоморфологические исследования Северной части PyccKoi плиты с целью выявления зон повышенной проницаемости земной коры -НПО Архангельскгеология. 1992.

в печати

1. Талицкий В.Г.,Галкин В.А.Структурная организация геологической cpe/i некоторые закономерности ее динамических перестроек. Вестн. моек, ун-сер.4, Геология, 1997

2. Талицкий В.Г.,Галкин В.А. Динамическая модель среды со структурой i приложении к механизмам тектогенеза. Геология, 1997.

3. Галкин В.А., Зайцев! В.А., Короновскнй Н.В. Зоны концентрации деформационной активности как пример самоорганизации процесса тектогенеза. РФФИ, "Науки о Земле на пороге XXI века", 1997.

4. Галкин В.А., Талицкий В.Г. Новые направления в современной структу| геологии. Бюллетень МОИП, 1997

5. Галкин В.А. Парагенетический анализ в геодинамике ( развитие терминологии и методов). Всесоюзн. симпозиум по структурно-парагенетич анализу.

6. Талицкий В.Г., Галкин В.А. Структурные парагенезы как результат процессов самоорганизации в неоднородной геологической среде. РФФИ, "Науки о Земле на пороге ХХ1 века", 1997.

7. Талицкий В.Г., Галкин В.А. Динамическая модель неодноро;; геологической среды и формирование структурных парагенезов. Всесон симпозиум по структурно-парагенетич. анализу.

8. Talîtskii V.G. and Galkin V.A. Dependence of rocks properties and deorma process on structural inhomogeneities - the results of tectonophysical model Annales Geophysicae, V 15, 1997

9. Galkin V.A. Tectonic concentrators -. new term and sence. Ann; Geophysicae, V 15, 1997