Структуры, образующиеся при однородной деформации

Из гл. 1 ясно, что однородная деформация представляет для нас особый интерес. В этой главе рассматривается ее структурное выражение, а в следующей-интерпретация и происхождение. Представление об однородной деформации, как обсуждается в разд. 8.1, не исключает возможности неоднородной деформации. В конечном счете при однородной деформации твердой среды или кристаллической взвеси во флюиде возникают эффекты, не имеющие коренных различий. Последний из указанных типов среды также будет подразумеваться ниже.

В кристаллическом материале, испытывающем однородную пластическую деформацию чистого сдвига с укорочением, превышающим 30% или у = 0,7, соответствующим углу около 35’ при простом сдвиге, обычно развивается плоскостная и линейная структурная анизотропия (рис. 6.1).

Рис. 6.1. Линейно-плоскостная структура. На плоскости анизотропии показана линейность L. Направления X. Y, Z соответствуют осям конечной деформации, обычно связанной с этой структурой

С усилением деформации подобная структура выражается все более отчетливо. Как показали экспериментальные наблюдения, при укорочении до 50% в чистой деформации или у = 1.4 в простом сдвиге черты ранее существовавшей анизотропии начинают стираться. Вслед за этим состоянием деформации (разд. 2.1.3) вновь возникает анизотропия, которая может относиться к типу уплощения (плоскостная анизотропия) с характерным для него отсутствием выраженного направления (К = 0 на рис. 2.5), линейному типу с выраженным направлением (К = ∞) и наиболее распространенному типу - линейно-плоскостной анизотропии. Линейно-плоскостные структуры возникают главным образом как результат соответствующего расположения зерен породообразующих минералов. Часто их подчеркивает тектоническое расслоение, природу которого мы обсудим ниже.

Плоскостные структуры. Рассмотрим прежде всего проникающие структуры, а затем перейдем к непроникающим структурам, которые выражены расслоенностью или микрорасслоенностью. Породам с плоскостной текстурой обычно свойственна сланцеватость, т. е. они легко раскалываются на почти параллельные тонкие пластинки вдоль близко расположенных поверхностей. Их способность расщепляться- следствие анизотропии и соответствует тонкому правильному кливажу аспидных сланцев и отдельности таких массивных пород, как известняки или гнейсы. Эти структурные разрывы иногда оживают как плоскости скольжения (рис. 6.11).

Кливаж сланцеватости и сланцеватость. В сланцеватых породах главные минералы размещаются в одних и тех же плоскостях. В случае кливажа сланцеватости кристаллы кварца, кальцита и прежде всего филосиликаты, в основном ответственные за анизотропию, имеют размер зерен не более нескольких десятков микрометров, в то время как в случае листоватости (foliation) кристаллы обычно достигают нескольких миллиметров и различимы визуально (рис. 6.2).

Рис. 6.2. Кливаж и листоватость, наблюдаемые в плоскости, перпендикулярной их поверхностям, и содержащие линейность: а - кливаж сланцеватости, подчеркнутый кварц-полево-шпатовыми агрегатами (светлое) и филлосиликатами (темное); б - листоватость в гранатсодержащих слюдяных сланцах (Pechcr, 1978. Thesis Grenoble); в - листоватость в перидотите (Boullier, 1975, Thesis Names)

В связи с размерами зерен находится и тот факт, что кливаж сланцеватости свойствен лишь породам, богатым слюдистыми минералами, благодаря которым порода становится легко расщепляемой, в то время как листоватость присуща очень многим породам (мраморы, кварциты, филлиты, гнейсы, амфиболиты, перидотиты и др.).

В гл. 7 показано, что эти типы пород различаются по происхождению. В условиях прогрессивного метаморфизма существует переход между кливажом сланцеватости аспидных сланцев и сланцеватостью филлитов и гнейсов. Сланцеватость (schistosity) - термин, часто используемый для описания плоскостной текстуры богатых слюдами филлитов и гнейсов.

Волнистый кливаж. В масштабе образца волнистый кливаж не является проникающей деформацией и характеризуется ритмичным расслоением параллельно расположенных доменов, границы которых удалены друг от друга на расстояние от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров (рис. 6.3 и 6.4). Таким образом, в породе тонко переслаиваются светлые, часто более мощные и богатые кварцем и (или) кальцитом слои и менее мощные, темные, обогащенные слюдой и непрозрачными минералами слои.

Рис. 6.3. Типы волнистого кливажа, а, б, в, г - кливаж, маркируемый плоскостями растворения (штрихи): а-кливаж трещиноватости (непроникающий): б проникающий кливаж, параллельный плоскостям концентрации нерастворимых минералов; в и г-кливаж наклонный относительно старой плоскости анизотропии с развитием симметричных (в) и несимметричных (г) микроскладок; д, е - волнистый кливаж, связанный с ритмичными микроскладками с растворением или без него

Рис. 6.4. Видимое смещение и складкообразование при плоскостном растворении (слева-начальное состояние, справа-конечное состояние): а - растворение вдоль показанной точками полосы нарастает с приближением к оси полосы и приводит к пассивному вращению поверхности S₁ вызванному укорочением, создающим микроскладки; б - небольшой излом, смещающий поверхность S₁ (такая складка-предпочтительное место растворения, ответственного за видимый сдвиг S₁); в - кварцевые жилы, испытывающие прогрессивное растворение и, как следствие, видимое смещение (Gray, 1979, Amer. Jour. Sei., 279, 97)

Микрослои, обогащенные кварцем и кальцитом, часто соответствуют шарнирам микроскладок, подчеркнутым небольшим количеством слюд. Эти микроскладки могут быть симметричными (рис. 6.3, в) или асимметричными (рис. 6.3, г, д). Более темные, богатые слюдами слои, расположенные между шарнирами, совпадают с крыльями микроскладок (рис. 6.3, в, г). Встречаются породы, не испытавшие минеральной дифференциации, и в них волнистый кливаж выражен просто последовательностью складок с отчетливой общей ориентацией минералов вдоль крыльев (рис. 6.3, д, е). На рис. 6.4 поясняются происхождение складок и видимых смещений, возникающих в тех случаях, когда более ранняя плоскостная структура (микрослоистость, кливаж, жилы) подверглась растворению вдоль плоскости, образующей с ней большой угол.

В породах, обогащенных кварцем или кальцитом, волнистый кливаж развивается на сравнительно низкой ступени метаморфизма, в то время как кливаж сланцеватости формируется в породах, более богатых филлосиликатами. Часто между этими двумя типами наблюдается постепенный переход.