1. Блоковая складчатость структурирует коллизионные пояса и активизированные участки платформ зоны их динамического влияния, создавая основу для многоуровневого прогнозирования месторождений полезных ископаемых.

2. Минерагения блоков положительного изгиба определяется прямым градиентом стрессовых напряжений и гидротермально-метасоматическими процессами (гранитизацией, альбитизацией, грейзенизацией и др.).

3. Минерагения блоков отрицательного изгиба имеет рудную направленность, которая определяется вещественным составом коры и действием обратного (запирающего) градиента стрессовых напряжений.

4. Различия в минерагении коллизионных поясов и активизированных платформенных областей обусловлены, преимущественно, геологической предысторией и разницей в скорости деформации при блоковой складчатости.

Благодарности

Данная работа не могла быть выполнена без заинтересованного и активного участия академика В.А. Коротеева, которому автор выражает свою искреннюю признательность. На протяжении всего времени работы над моделью блоковой складчатости и ее приложением к геологии месторождений полезных ископаемых автор пользовался советами и консультациями В.Н. Сазонова. Различные проблемы, затронутые в работе, обсуждались с В.И. Вагановым, Ю.Г. Леоновым, М.Г. Леоновым, В.И. Макаровым, А.М. Никишиным, В.М. Проворовым, Н.П. Юшкиным и коллегами по Институту. В сборе материалов помощь оказали В.М. Неганов и В.М. Горожанкин. В лабораторных исследованиях большую помощь оказали А.Б. Макеев, В.И. Силаев, Д. Варламов, С. Репина. Всем им автор выражает искреннюю благодарность.

Защищаемые положения и их обоснование

минерагения изгиб платформенный горный

1. Блоковая складчатость структурирует коллизионные пояса и активизированные участки платформ зоны их динамического влияния, создавая основу для многоуровневого прогнозирования месторождений полезных ископаемых.

Основные проблемы образования складчатости продольного изгиба заключаются в передаче напряжений на расстояние [Бронгулеев, 1947; Белоусов, 1947; Гзовский, 1975 и др.] и необходимости чрезвычайно больших критических напряжений горизонтального сжатия для деформации коры [Тёркот, Шуберт, 1985]. По расчетам, приведенным в диссертации, критические напряжения для потери изгибной устойчивости коры толщиной 20 км при продольном изгибе составляют около 3,46 ГПа (34,6 кбар), что считается нереально. Для смещений в плоскости надвига, достигающего подошвы упругой коры, требуются напряжения от 1,26 ГПа (12,6 кбар) до 168 МПа (1,68 кбар). Такие напряжения не кажутся слишком большими и, судя по минеральным ассоциациям метаморфических пород в верхней коре, вполне достижимы.

Экспериментальными методами установлено, что для возникновения складчатости при горизонтальном сжатии необходима слоистая среда, состоящая из чередующихся упругих и пластичных слоев, которые получили названия компетентный и некомпетентный слои, соответственно [Willis, 1892]. Понятие это относительное и применимо лишь к конкретным контактирующим слоям. Согласно модели реологически и тектонически расслоенной коры [Пейве, 1963; Буртман, 1973; Тектоническая расслоенность…, 1980, 1982, 1990; Иванов, 1990; Ю. Леонов, 1991, и др.], ее условно можно разделить на упругую (верхнюю) и пластичную (нижнюю). Упругая верхняя кора отвечает понятию компетентный слой, который подстилается некомпетентным слоем - нижней корой. Ниже располагается вязкоупругая верхняя мантия. Выше упругой коры находится ультрапластичная атмосфера (гидросфера), играющая роль некомпетентного слоя. Горизонтальные размеры напряженного участка земной коры значительно превышают ее толщину. Следовательно, земная кора совместно с окружением представлена компетентным и некомпетентными слоями, горизонтальные размеры которых многократно превышают их толщину.

Потеря изгибной устойчивости земной коры посредством надвига и тектонопары «надвиг-продольный изгиб» рассмотрена ранее [Кисин, 2005, 2007; Кисин, Коротеев, 2007] и кратко излагается ниже. Положим, что под действием горизонтальной тектонической силы Р в упругой верхней коре возник надвиг, достигающий ее подошвы (рис. 1). При первом же смещении в плоскости надвига, в подошве активной плиты возникнет проблема пустого пространства. Кора деформируется по законам физики сплошных сред [Тёркот, Шуберт, 1985; Лукьянов, 1990; Лобковский и др., 2004; Гончаров и др., 2005 и др.] и образование пустого пространства в подошве коры исключено. Возникают реактивные напряжения, которые обусловлены двумя главными реактивными силами: весом «опертой» по краям плиты (Р1) и «невозможностью возникновения пустого пространства» (Р2). Сила Р1 симметрична и сосредоточена в центре тяжести сечения плиты. Сила Р2 асимметрична и достигает максимума непосредственно справа от линии пересечения плоскости надвига с подошвой упругой коры. Векторы сил Р1 и Р2 ориентированы вдоль вертикальной оси y, направлены вниз и суммируются. Сумма сил Р1 и Р2 равна силе Р (Р=Р1+Р2=Рs). Поэтому смещение активной плиты в плоскости надвига становится невозможным (главные касательные напряжения равны нулю). Сила Рs полностью блокируют действие силы Р.

Суммированная реактивная сила Ps приложена несколько правее надвига, но левее центра тяжести сечения и вызывает в плите поперечный изгиб. Реактивная сила Ps при формировании поперечного изгиба играет роль упора, не позволяющего плите перемещаться вверх. Таким образом, точка перегиба смещена от центра тяжести сечения в сторону надвига. Величина смещения зависит от времени релаксации напряжений, угла падения плоскости надвига, величины горизонтальной тектонической силы и изгибной жесткости плиты. Изгибная жесткость коры в значительной степени зависит от скорости нагружения системы. Возникновение точки перегиба означает потерю изгибной устойчивости плиты. Одновременно слева от надвига возникает положительный перегиб плиты, максимально приближенный к надвигу и обусловленный вертикальной суммарной реактивной силой, сосредоточенной на краю плиты (рис. 1).

Действие суммарной силы Ps на начальном этапе деформаций можно рассматривать как действие сосредоточенной поперечной силы (мягкий штамп), вызывающий поперечный изгиб плиты. Если критические напряжения для смещения по надвигу коры толщиной 20 км составляют 1,68-12,6 кбар (см. выше), то Рs имеет ту же величину и ее вполне достаточно для изгиба коры на относительно коротком отрезке. В противном случае она блокирует смещения в плоскости надвига.

Таким образом, можно сделать вывод, что если горизонтальная тектоническая сила способна (по величине) к образованию надвига в земной коре, то она способна и к образованию продольного изгиба коры. Реактивные силы вызывают минимизацию радиуса изгиба, усиливающую изгибающие моменты, что видно и из формулы [Тёркот, Шуберт, 1985]: , где М - изгибающий момент; D - изгибная жесткость; R - радиус кривизны. Надвиг обеспечивает изгибные деформации коры при любых сжимающих девиаторных напряжениях.

Рис. 1. Потеря изгибной устойчивости коры при надвигообразовании (тектоно-пара «надвиг-продольный изгиб»)

Цифры: 1 - упругая кора; 2 - пластичная кора; 3 - изгибающие моменты. Буквы: Р - активная тектоническая сила; Р1 - реактивная сила, связанная с весом плиты; Р2 - реактивная сила, связанная с невозможностью возникновения пустого пространства (белый треугольник на границе верхней и нижней коры); Pm - сила порожденная изгибающими моментами; Ps - суммированные реактивные силы. Пояснения в тексте

Возникновение перегиба плиты - это предел действия силы Ps, поскольку исчезают причины ее породившие. Далее изгибы развиваются уже в результате прямого действия силы Р и изгибающих моментов по механизму продольного изгиба. Плоскость надвига испытывает вращение по часовой стрелке. Согласно закону парности изгибающих моментов, по другую сторону точки перегиба возникает изгибающий момент с вращением против часовой стрелки. Упругая верхняя кора вдавливается в пластичную нижнюю кору с максимумом опускания в точке перегиба, в которой теперь сосредоточена сила Pm, порожденная изгибающими моментами (рис. 1б). Возникает проблема свободного пространства и порожденная ею реактивная сила, поскольку релаксация напряжений зависима от времени. Имеет место и действие силы Архимеда. Обе эти реактивные силы ориентированы вертикально вверх и по суммарной величине быстро выравниваются с активной силой, препятствуя погружению упругой коры вниз (рис. 1в). Возникновение отрицательного перегиба упругой плиты порождает на смежном участке образование положительного ее перегиба и препятствующих этому реактивных сил. В результате взаимодействия противоположно ориентированных реактивных сил на смежных участках, в условиях горизонтального сжатия, на границах структур возникают сильные сдвиговые напряжения (рис. 1в, сноска). Они релаксируются смещением в плоскости уже существующих надвигов, либо образованием флексурного перегиба, в дальнейшем трансформирующегося в надвиг. Флексурные изгибы и надвиги позволяют развиваться изгибным деформациям коры, полностью снимая напряжения, вызванные реактивными силами (рис. 1г). Падение плоскостей надвигов и флексур всегда направлено в сторону отрицательных структур.

Следствие 1. Под действием горизонтальной ориентированной сжимающей силы плита деформируется по механизму продольного изгиба.

Следствие 2. В процессе изгибных деформаций плита остается квазиплоской (торцовое сочленение блоков) и способна передавать тектонические напряжения на расстояние. Это позволяет деформировать упругую плиту одновременно в широкой зоне критических сжимающих напряжений.

Следствие 3. Изгибающие моменты являются максимальными на начальном этапе деформаций. Релаксация напряжений на раннем этапе происходит относительно быстро, а затем замедляется. Передача тектонических напряжений на расстояние возрастает.

Следствие 4. Работа осуществляется тектонопарой «надвиг-продольный изгиб», делящей плиту на блоки отрицательных и положительных изгибов, что и дало название складчатости такого типа. Даже изотропная по латерали кора приобретает блоковое строение.

В диссертации рассматриваются и другие причины потери изгибной устойчивости коры, которые хорошо согласуются с «принципом унаследованности» Н.С. Шатского: отрицательные изгибы закладываются на депрессиях, а положительные - на выступах фундамента или жестких блоках. Принципиальное отличие блоковой складчатости от синусоидальной складчатости продольного изгиба показано на рис. 2.

На рис. 3 приведена двумерная модель блоковой складчатости, эволюционирующей во времени. В блоке положительного изгиба ниже нейтральной поверхности (НП) возникают условия сжатия, а выше ее - растяжения.

Рис. 2. Принципиальное отличие между синусоидальной (а) и блоковой (б) складчатостью

Слоистость на рис. 2б показана только для наглядности. Основание модели жесткое. Наклонными линиями показаны разломы. Дугообразные стрелки - изгибающие моменты. В одном блоке утолщается верхний слой, в другом нижний, вызывая смещение их границ. Деформации остаточные. Утолщение коры прямо пропорционально сокращению ее горизонтальных размеров. Синусоидальная складчатость лишена этих особенностей.

Рис. 3. Модель и динамика развития блоковой складчатости

а - реологиически расслоенная кора и потеря ее изгибной устойчивости при надвиго-образовании; б - основные элементы блоковой складчатости; в - структурно-вещественные преобразования коры при изгибе; г - трансформа-ция блоковой складчатости в чешуйчато-надвиговые структуры.

Буквы К и М - границы Кон-рада и Мохо соответственно.

Цифры с указателями: 1 - надвиг; 2 - изгибающие мо-менты; 3 - нейтральная поверхность; 4 -дуплексы скалывания (клинодислокации, околонадвиговые валы); 5 - зона растяжения; 6 - зона сжатия; 7 - зона сжатия; 8 - зона сжатия; 9 - направление сдвига; 10 - зона пластического сдвига; 11 - магматический очаг; 12 - направление вращения плоскостей надвигов в результате изгиба; 13 - область разогрева (трансформации механической энергии сжатия в тепловую) и высоко-барического метаморфизма; 14 - куполовидные структуры; 15 -высокоградный зональный метаморфизм; 16 - область слабо- и неметаморфизованных пород; 17 - зона брекчий и мега-брекчий; 18 - зона бескорневой складчатости, разогрева и зеленосланцевого метаморфизма; 19 - область разогрева (за счет тектонической энергии и глубинного тепла) и низкобарического метаморфизма (до эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций); 20 - малые многофазные бескорневые интрузии; 21 -зеленосланцевый метаморфизм низких давлений; 22 - дайковый комплекс; 23 - гранулитовый мета-морфизм низких давлений, мигматизация; 24 - основные поверхности горизонтального срыва; 25 - плас-тический сдвиг; 26 -направление вращения блока; 27 - простой сдвиг в объеме коры. Пояснения в тексте.

Напряжения прямо пропорциональны расстоянию до НП. Зона растяжения проблем для развития изгиба не создает, поскольку трещиноватые горные породы легко поддаются растяжению. Проблема пространства имеется только в зоне сжатия, но она решается путем перераспределения вещества внутри блока, т.е. путем дифференцированного утолщения. Из экспериментов и геологических фактов хорошо известно, что в масштабах геологического времени все горные породы в той или иной степени пластичны и «текут» даже при относительно небольших напряжениях (крип). Поэтому такой процесс утолщения коры кажется весьма реальным. «С физической точки зрения тектонические процессы сводятся к взаимным преобразованиям энергии» [Пономарев, Трифонов, 1987]. Механическая энергия сжатия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. тепловую, что вызывает быстрый разогрев пород и повышение их пластических свойств. Релаксация напряжений заключается в переходе упругих деформаций в остаточные. Она может осуществляться механическим перемещением вещества, растворением под давлением, перекристаллизацией, фазовыми переходами, структурной перестройкой, метаморфическими реакциями и другими процессами, сопровождающимися изменением плотности и объема вещества [Пономарев, Трифонов, 1987]. В блоке отрицательного изгиба зона растяжения приходится на нижнюю часть коры, где преобладают хрупко-пластические и пластические деформации, что не создает проблем для развития изгиба. Зона сжатия приходится на верхнюю часть коры, которая беспрепятственно может увеличиваться в толщине за счет атмосферы (гидросферы). В условиях низких литостатических давлений, в верхней части блока преобладают хрупкие деформации. Проблема свободного пространства решается формированием тектонических клиньев. Общее утолщение коры осуществляется за счет утолщения зоны сжатия и сокращения горизонтальных размеров блока. Все деформации остаточные и, следовательно, релаксация напряжений полная.

Таким образом, чередование блоков положительного и отрицательного изгибов создает резко метастабильную по РТ-условиям систему, релаксация которой сопровождается стуктурно-вещественными преобразованиями коры, описанными ниже и подробнее в диссертации.

Можно ли такую складчатость относить к складчатости? В свете вышесказанного, данный вопрос является больше философским, продуктом стереотипности мышления. В обоих случаях действуют продольные сжимающие напряжения, порождающие изгибающие моменты. Разница заключается только в способах релаксации напряжений и в энергоемкости системы. От простого сдвига (расплющивания) данная модель отличается принципиально, так как перераспределяет и фокусирует тектоническую энергию сжатия. Модель блоковой складчатости можно назвать энергетической. Энергоемкость ее чрезвычайно большая, поскольку релаксация напряжений осуществляется всеми возможными способами.

Выше, для большей наглядности, была рассмотрена двухмерная модель формирования блоковой складчатости, в которой второе главное сжимающее напряжение, ориентированное перпендикулярно плоскости xy, было условно приравнено к 0. В реальной обстановке оно является сжимающим напряжением и вызывает образование поперечной складчатости, но без сокращения горизонтальных размеров блоков, поскольку нет поступательного движения (подробнее в диссертации). Важно отметить, что изгибающие моменты в плоскости yz также фокусируют тектоническую энергию сжатия, создавая «эффект линзы». Сложение этих складчатостей двух пересекающихся направлений определяет структуру коллизионного пояса и зоны его динамического влияния (рис. 4). Реальная структура зоны сжатия более сложная, обусловленная гетерогенным составом коры и возможным наложением горизонтальных сдвиговых деформаций. Это можно видеть на геологической карте восточного склона Урала, где антиклинории обычно отвечают блокам положительного изгиба коры, а синклинории - блокам отрицательного изгиба.

Рис. 4. Фрагмент идеализированного структур-ного плана блоковой складчатости

Знаки + и - указывают на знаки изгиба.

Цифры с указателями: 1 - антиклинальное поднятие; 2 - осевой грабен; 3 - синклинальный прогиб; 4 - осевой горст (тектонический клин); 5 - поперечная мелкая складчатость и поперечный горст (клин) в седловидном прогибе; 6 - поперечный грабен на седловидном поднятии; 7 - граничные надвиги, с указанием направления падения; 8 - сдвиговые деформации; 9 - внешний источник напряжений. Пояснения в тексте.

Реальность существования блоковой складчатости подтверждается результатами эксперимента на глинисто-песчаной модели, лежащей на стекле (методика приведена в диссертации) (рис. 5). Круги на боковой поверхности модели трансформировались в эллипсы. В обоих блоках длинные оси эллипсов образуют веер, раскрытый кверху. При синусоидальной складчатости такая картина характерна только для положительного изгиба. В блоке отрицательного изгиба длинные оси эллипсов, по мере удаления от осевой поверхности - уменьшают углы падения, что объясняется возрастанием доминанты одного из векторов главных касательных напряжений. Из общей картины исключением являются крайние верхние околонадвиговые эллипсы, показывающие противоположную тенденцию. Это объясняется ростом доминанты вектора другого главного касательного напряжения, связанного с вращением плоскости надвига. Строго говоря, фигуры, образовавшиеся при деформации кругов в эксперименте, не являются эллипсами. Их форма ближе к яйцевидной. Это объясняется сложными сдвиговыми деформациями в градиентном поле напряжений. В блоке положительного изгиба ситуация схожая. В осевой части блока деформации осуществляются по механизму чистого сдвига, с тенденцией выжимания материала вверх. По обе стороны от осевой поверхности возрастает доминанта одного из векторов главных касательных напряжений. Длинные оси эллипсов деформации образуют веер раскрытый кверху. Вдоль плоскостей надвигов возникают сдвиговые деформации, вызванные движением материала вниз, чему препятствует жесткое основание.

Рис. 5. Экспериментальное подтверждение модели блоковой складчатости (а - исходное состояние, б - блок отрицательного изгиба после сок-ращения длины модели на 12%, в - то же, блок положи-тельного изгиба)

Цифры с указателями: 1 - вставки пластиковых пластин, имитирующих плоскости надвигов; 2 - круги на боковой поверхности модели, нанесенные торцом трубки; 3 - полосчатость, создана путем окрашивания поверх-ности. Белые двойные стрелки обозначают оси максимального растяжения кругов.

В случае синусоидального изгиба нейтральная поверхность (НП) смещается в сторону зоны сжатия [Бондаренко, Лучицкий, 1969]. В эксперименте с блоковой складчатостью (рис. 5) ярко проявлена противоположная тенденция: зона сжатия резко увеличена. Это позволяет передавать горизонтальные напряжения сжатия от внешнего источника на расстояния. Таким образом, блоковая складчатость охватывает большую по ширине зону критических тектонических напряжений и структурирует ее, разделяя на линейные блоки положительного и отрицательного изгибов, развивающихся автономно. Релаксация напряжения осуществляется всеми возможными способами, различными для блоков положительного и отрицательного изгибов, что определяет их минерагению. Благодаря блоковой складчатости, коллизионный пояс приобретает упорядоченную структуру, которая является основой регионального прогноза (принцип унаследованности, различные типы метаморфизма, магматизма и др.). Локальный прогноз становится возможным по причине постоянства внутренней структуры блоков (рис. 3), независимо от типа коры и ее геологической предыстории (осевой клин, дуплексы скалывания, зоны брекчирования и бескорневой складчатости, куполовидные структуры и др.).

2. Минерагения блоков положительного изгиба определяется прямым градиентом стрессовых напряжений и гидротермально-метасоматическими процессами (гранитизацией, альбитизацией, грейзенизацией и др.).

В блоке положительного изгиба коры выше НП возникают условия растяжения, а ниже ее - условия сжатия (рис. 3). Экспериментально установлено, что НП сильно смещена вверх относительно срединной поверхности и зона растяжения имеет относительно небольшую толщину. Для нее характерны низкие температуры и литостатические нагрузки, повышенная трещиноватость пород, высокая обводненность, резкое преобладание хрупких деформаций. Энергетические затраты на растяжение пород верхней части коры минимальные. Уже имеющиеся трещины, ориентированные в плоскости, перпендикулярной растягивающим силам, разрастаются в направлении НП. По трещинам других направлений осуществляются сдвиговые деформации с кинематикой сбросов. Это касается как крупных, так и мелких трещин, поскольку напряжения при изгибе объемные. Силы гравитации вызывают просадку, что может привести к формированию осевого грабена. Градиентное поле стрессовых напряжений, силы гравитации и преобладание хрупких деформаций пород не позволяют формироваться листрическим разломам и сбросам при образовании грабена. По конечному результату, деформации больше отвечают растяжению пластичных слоев. Наиболее удаленные от НП слои испытывают более значительное удлинение/утонение, чем слои вблизи нее. Деформации относятся к неоднородным. В случае морского мелководья, в осевом грабене может иметь место компенсационное осадконакопление (терригенные, терригенно-карбонатные и карбонатные отложения, в зависимости от конкретных условий).

Зона сжатия расположена ниже НП. Для этой части коры характерны повышенные всестороннее давление и температура, нарастающие с глубиной. При температурном градиенте 15 град/км (типичном для платформенных областей), температура на глубине 20 км достигнет 3000С, а на глубине 40 км - 6000С. Литостатическое давление при градиенте 0,32 кбар/км на глубине 20 км составит около 6-7 кбар (600-700 МПа). Имеют место закрытие трещин, нарастание уровня метаморфизма, деформационного упрочения, увеличения плотности и пластичности пород [Иванов, 1991, 1998; Реологическая расслоенность…, 1980; 1982, 1990; Резанов, 2002 и др.] (Николаевский [2006] считает, что полное закрытие трещин происходит на границе Мохо). Это позволяет ожидать, что в упругой коре ниже НП преобладают хрупко-пластические и пластические деформации. При продольном изгибе коры это будет чистый и простой сдвиг по наиболее ослабленным зонам. Закрывается трещинно-поровое пространство, что вызывает рост флюидного давления, которое может превышать литостатическое. Величина флюидного давления определяется стрессовыми напряжениями и прочностью горных пород на гидроразрыв. Рост флюидного давления повышает пластические свойства пород. Растет и всестороннее давление, что ведет, с одной стороны, к деформационному упрочению пород, а с другой стороны - увеличивает их пластические свойства и предел текучести, делая деформации практически неограниченными [Справочник по физическим …, 1978; Структурная геология…, 1999; Тёркот, Шуберт, 1985; Гончаров и др., 2005; Ребецкий, 2008 и др.]. Принимая во внимание вышеперечисленные процессы, вызванные изгибом, структурированность среды [Талицкий, 1991; Талицкий, Галкин, 1997; Гончаров и др., 2005] и действие прямого градиента стрессовых напряжений (нарастание стрессовых напряжений с глубиной), неизбежно возникновение пластических и квазипластических потоков, направленных вверх (рис. 6). Большую роль играют флюиды, которые в условиях стрессовых напряжений сжатия продвигаются вверх путем гидроразрыва, диспергируя породу и создавая катакластические потоки. Наиболее пластичные породы также становятся концентраторами напряжений и формируют пластические потоки, вовлекая в движение и жесткие блоки пород. В конечном итоге, основная масса пород, компенсирующая изгиб, выдавливается из зоны сжатия вверх, в зону растяжения. По этой причине, морфологически изгиб проявляется слабо: материал просто перемещается из зоны сжатия в зону растяжения.

Согласно закону сохранения энергии, механическая энергия сжатия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. в тепловую, вызывая быстрый разогрев относительно больших объёмов горных пород зоны сжатия. Напряжения и выделение энергии прямо пропорциональны расстоянию до НП. Разогрев коры ведет к увеличению пластичности пород и их тепловому расширению, следовательно, к дополнительному росту всестороннего давления. Приток энергии в систему, рост температуры и всестороннего давления, стрессовые напряжения - вызывают высокобарический метаморфизм пород и протекание реакций дегидратации, ведущих к увеличению плотности пород и дополнительному росту флюидного давления [Кейльман, 1974; Демина, Короновский, 1999, 2007; Киссин, 1996 и др.]. Термохимические расчеты показывают, что в результате реакций дегидратации объемный эффект может достигать 35% [Демина, Короновский, 2007]. Реакции дегидратации эндотермические, требующие дополнительной тепловой энергии, источником которой здесь является энергия тектонического сжатия. Главной же причиной дегидратации пород служат стрессовые напряжения. Реакции дегидратации сопровождаются выделением свободной воды. Появляется дополнительный источник флюидов, повышающих пластичность пород и принимающих участие в общем флюидопотоке. С ростом уровня метаморфизма растут и восстановительные свойства флюидов [Принципы прогнозирования…, 1977]. Имеют место фазовые переходы, растворение под давлением, перекристаллизация и другие процессы, имеющие отрицательный объемный эффект.

Рис. 6. Флюидный режим на прогрессивном (а) и регрессивном (б) этапах развития блоковой складчатости

1 - зона брекчирования и мегабрекчирования; 2 - зона бескорневой складчатости; 3 - зона зеленосланцевого метаморфизма; 4 - метаморфизм эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций умеренных давлений в нижней коре; 5 - зона растяжения; 6 - зона сжатия в упругой коре; 7 - высокобарический метаморфизм в нижней коре; 8 - пластичный материал, перемещенный из зоны сжатия; 9 - зональный метаморфизм; 10 - многофазные бескорневые малые интрузии; 11 - восстановленные флюиды; 12 - рудоносные флюиды; 13 - пластическое течение; 14 - метеорные и морские захороненные воды; 15 - сжатие, связанное с изгибом; 15 - растяжение, связанное с изгибом;17 - сдвиг; 18 - направление сдвига; 19 - пластичный сдвиг; 20 - изгибающие моменты. Пояснения в тексте.

Пластичная нижняя кора в блоке положительного изгиба также испытывает горизонтальное сжатие, обусловленное, прежде всего, сокращением подошвы верхней коры. Напряжения сжатия в нижней коре, в силу ее повышенной пластичности, меньше зависят от расстояния до НП, чем в упругой верхней коре. Следовательно, в нижней коре при горизонтальном сжатии тектонические потоки проявлены в меньшей степени. Преобладают деформации чистого и простого сдвига, что сопровождается повышенной генерацией тепловой энергии. Здесь также растут всестороннее давление и температура, что может быть причиной высокобарического метаморфизма, с реакциями дегидратации и образованием восстановленных флюидов. Возрастает плотность пород. Увеличивается толщина пластичной коры, а граница Мохо несколько прогибается вниз. На дневной поверхности блок положительного изгиба характеризуется платообразным поднятием, обусловленным общим утолщением коры.

Флюиды и разогретый пластичный материал отжимаются из зоны сжатия вверх, в зону растяжения. Выше НП ситуация меняется: напряжения горизонтального сжатия сменяются литостатическим давлением разуплотненных пород и условиями горизонтального растяжения. Флюидный поток переносит в зону растяжения и тепловую энергию, что нарушает здесь тепловой баланс. Энергоемкость флюида относительно небольшая [Кейльман, Паняк, 1982], но перенесенная им тепловая энергия может быть причиной раннего регионального метаморфизма пород. Флюидом также переносятся различные химические соединения (рост всестороннего давления повышает растворимость многих породообразующих минералов). По своему характеру флюиды относятся к восстановленным, и в зоне растяжения активно протекают различные метасоматические процессы. Флюидный поток неравномерный, что ведет к образованию термальных куполов и подготовке «каналов» для подъема разогретого пластичного материала из наиболее глубокой части зоны сжатия. Давление в головной части пластического потока определяется величиной стрессовых напряжений и всестороннего давления в его нижней части, за минусом литостатического (гидростатического) давления внутри потока. Действует принцип сообщающихся сосудов. Обладая высоким внутренним давлением, пластический поток в градиентном поле напряжений оказывает давление на породы кровли и окружения, создавая локальное поле напряжений. В результате расталкивания боковых пород, горизонтальное сечение пластического потока кверху непрерывно увеличивается, а скорость его движения вверх уменьшается. Глубинный корень пластического потока не утрачивается и при достижении потоком зоны растяжения. Условия горизонтального растяжения способствуют более интенсивному его горизонтальному расширению. Разогретый высокопластичный материал, выдавленный из глубоких горизонтов коры, становится здесь источником повышенных температур и давлений, вызывая зональный метаморфизм вмещающих пород. Первые порции разогретого пластичного материала, выжатого в зону растяжения, быстро теряют тепло и способность к пластическому течению. Вязкость материала резко возрастает. Происходит «закупоривание» каналов (трещин) и накопление под образовавшейся пробкой разогретого пластичного материала, поступающего из зоны сжатия. В результате растяжения, связанного с непрерывным поступлением материала, образовавшиеся «пробки» легко взламываются, что сопровождается немедленным образованием новой «пробки», которая в свою очередь также взламывается. И так далее, и так далее. Такой режим можно назвать «режимом самоконсервации». Дальнейший подъем вещества в зоне растяжения осуществляется за счет внутреннего давления скопившейся под «пробкой» разогретой пластичной массы, которое поддерживается сохраняющимся корнем. Одновременно с накоплением перемещенной массы, здесь накапливается и тепловая энергия, поскольку теплоемкость пластичной массы значительно выше теплоемкости флюида.

Таким образом, выше НП породы прогреваются за счет переноса тепла из зоны сжатия флюидами (фоновый прогрев и термальные купола), и за счет нагнетаемого сюда разогретого пластичного материала, формирующего самостоятельные энергетически насыщенные геологические тела. Передача тепла от них вмещающим породам происходит уже преимущественно кондуктивным путем, что ведет к образованию термоградиентного поля и усиливает контраст «теплового купола (тепловой антиклинали)» [Кисин, 2007]. Возникшая ситуация вызывает образование высокоградиентного зонального метаморфического комплекса. Растущая куполовидная структура создает собственное поле напряжений, векторы которого направлены по нормали к поверхности структуры (рис. 7). Минимальные сжимающие напряжения ориентированы в вертикальной плоскости. По мере отклонения векторов напряжения к горизонтальной плоскости- величина напряжений сжатия закономерно возрастает, вплоть до образования стресс-минералов, например, таких как дистен, ставролит и др. Превышение латерального градиента давлений над вертикальным отмечается в обрамлении некоторых куполовидных структур Прибайкалья [Васильев и др., 1999].

Рис. 7. Поле касательных напряжений в окружении растущей куполовидной структуры

Цифры: 1 - пластичная масса (ядро куполовидной структуры), имеющая глубинный корень; 2 - траектории касательных напряжений, препятствующих вертикальному движению; 3 - траектории касательных напряжений, вызывающих горизонтальному рост структуры. Пояснения в тексте.

Вокруг растущей куполовидной структуры, имеющей глубинный корень, возникает сложное поле напряжений, хорошо изученное экспериментально [Гзовский, 1975 и др.]. Траектории векторов одних главных касательных напряжений по восстанию выполаживаются, образуя дуги над куполовидной структурой (рис. 7, цифра 2), других, напротив, по восстанию закономерно приобретают крутой уклон (цифра 3). Первые из них ориентированы по касательной к поверхности ядра структуры, а вторые - по нормали к ней. Движение материала указано полустрелками. Вдоль траекторий сдвиговых напряжений (цифра 2) активным является лежачий бок, и материал нагнетается в надкупольное пространство, препятствуя движению ядра куполовидной структуры вверх. Вдоль траекторий сдвиговых напряжений другого направления - активным является висячий бок, что дает возможность ядру структуры разрастаться в горизонтальном направлении (рис. 6, б) и структура приобретает форму груши или гриба. Вдоль траекторий главных касательных напряжений возникают участки локализованных сдвигов, которые можно принять за надвиги или сбросы («аркогенный тип надвигов» В.Н Даниловича [1963]).

Ядра куполовидных структур в блоках положительного изгиба коры обычно представлены массивами гранито-гнейсов, которые часто отождествляются с поднятиями фундамента. А.В. Синцов [2001] предполагает, что «Купола формировались… под влиянием двух основных факторов: выжимания раздробленных образований фундамента в зоны разломов под воздействием тектонических напряжений и поступления в эти зоны горячих, насыщенных летучими трансмагматических растворов. Главным был первый процесс (диапиризм), а второй приводил к разуплотнению выжимаемых пород, снижению их вязкости, чем облегчалось выжимание, а также к гранитизации и метаморфизму перекрывающих фундамент отложений» (С. 53, курсив А.К.). Схожую форму имеют гранито-гнейсовые (мигматитовые) массивы Гренландии [Структурная геология…, 1999], Ларинский купол на Ю. Урале [Чесноков, 1966], Шумихинский купол на Ср. Урале [Кейльман, 1974] и другие. На рис. 2 показано, что кора в блоке положительного изгиба утолщается за счет зоны сжатия: нижней (пластичной) коры и нижней части верхней (упругой) коры, обычно отождествляемой с «гранито-гнейсовым» слоем. Поэтому появление гранито-гнейсов в верхней части коры вполне естественно.

Большую роль здесь играют метаморфические и метасоматические процессы. Их развитию весьма способствует наличие больших вертикальных и латеральных градиентов температур и давлений. Гранитизация и дебазификация являются наиболее важными и самыми распространенными метасоматическими процессами данного этапа. С ними связан вынос в околокупольное пространство ряда рудных и нерудных компонентов (Fe, Au, Si, Mg и др.). В ядрах куполовидных структур накапливаются флюиды, обогащенные легколетучими элементами (Be, Li, Sn, Ta, Nb и др.). Над купольными структурами образуются крутопадающие трещины растяжения, заполняемые кварцем. На прогрессивном этапе процесса жилы кварца испытывают деформации, прогрессивный метаморфизм и перекристаллизацию, с образованием месторождений гранулированного кварца.

Снятие тектонических напряжений переводит систему в регрессивный этап. Исчезает НП. В ядрах куполовидных структур и в зоне сжатия падает всестороннее давление, что может сопровождаться возникновением анатектических гранитов. Большой запас тепловой и химической энергии обеспечивает длительное функционирование пневматолито-гидротермальной системы. Расплавы, наиболее богатые летучими формируют дайковый комплекс гранитов и пегматитов (с редкометальной, слюдяной, кварцевой и самоцветной минерализацией), приуроченный к трещинам отрыва и скалывания в межкупольных структурах, возникших на прогрессивном этапе. В надкупольном пространстве формируется кварцево-жильное поле с горным хрусталем. Имеют место альбитизация и грейзенизация, гидротермально-жильное заполнение трещинно-пустотного пространства, эволюционирующие в процессе длительной посттектонической релаксации системы. Таким образом, блоки положительного изгиба специализированы на нерудные полезные ископаемые, золото, редкие элементы.