Кливаж трещиноватости. Тектоническая расслоенность

Кливаж трещиноватости – сравнительно далеко друг от друга и нерегулярно размещенные плоскости отдельности, часто сохраняющие признаки растворения минералов. Этот кливаж преимущественно затрагивает компетентные (т. е. более жесткие) слои, перемежающиеся с некомпетентными (более пластичными) слоями, в которых развивается кливаж сланцеватости или волнистый кливаж. Кливаж трещиноватости можно наблюдать в шарнирах открытых складок в виде веера трещин с узлом в центре складки (рис. 6.5, разд. 6.2.6).

Рис. 6.5. Кливаж сланцеватости и кливаж трещиноватости в осадочной толще, сложенной сильно контрастирующими по компетентности слоями. Кливаж сланцеватости параллелен осевой плоскости, а кливаж трещиноватости образует веер, сходящийся в шарнире складки. Обратите внимание на расщепление компетентных слоев и образование микролитонов с видимым смещением по ослабленным плоскостям (Graticr, Lejeune, Vergne, 1973, Thesis Grenoble)

Блоки, возникающие при волнистом кливаже компетентных слоев, называются микролитонами. В отличие от типичного волнистого кливажа более жесткие микролитоны не охвачены микроскладчатостью. Вдоль трещин между микролитонами может происходить скольжение. Истинное скольжение между микролитонами можно отличить от кажущегося, связанного с растворением (рис. 6.4): в первом случае плоскость разрыва маркируется прямолинейной трещиной, возможно заполненной минералами (кварц, кальцит), а во втором - прогрессивным изменением химического состава, например обогащением прозрачными минералами или филлосиликатами.

Тектоническая расслоенность. Расслоенность метаморфических пород проявляется в разных масштабах и выражается в виде параллельных линз и прослоев. Сходство между этим расслоением и слоистостью осадочных пород создает иллюзию их прямого родства. Однако происхождение тектонической расслоенности связано с более сложными процессами, и мы будем различать два ее типа, порождаемые в основном химическими и механическими факторами.

В первом случае ритмический волнистый кливаж, вызванный химической дифференциацией преимущественно вследствие растворения внутри однородной по остальным признакам породе, сохраняется в течение прогрессивного метаморфизма и приводит к микрорасслоенности, характерной для гнейсов (рис. 6.6).

Рис. 6.6. Развитие метаморфического расслоения в породе, ранее обладавшей волнистым кливажом. при предпочтительном росте кристаллов биотита в плоскости сланцеватости, обогащенной железомагнезиальными минералами

Другой тип химической дифференциации связан с внедрением пород по параллельным трещинам вместе с водными или магматическими флюидами из местного или далекого источника (рис. 6.7).

Рис. 6.7. Развитие метаморфического расслоения вследствие внедрения кварц-полевошпатовой магмы вдоль осевых плоскостей микроскладок в процессе анатексиса гранулитов (фотография Булье)

Все другие типы расслоенности формируются в процессе тектонического перемещения. Это относится к первоначально неоднородным породам (жилы, слои, включения) в случае, если природа и доля носителей неоднородности существенно не сказались на общих реологических свойствах. При деформации эти неоднородности поворачиваются и в конечном счете растягиваются, все более и более приближаясь к залеганию параллельно разлистованию.

Рис. 6.8 показывает, как включения разных размеров и формы образуют линзовидную расслоенность в зонах с очень большой деформацией.

Рис. 6.8. Развитие расслоенности при тектоническом перемещении в зонах интенсивной деформации: а - прогрессивное перемещение неправильных хромитовых линз в слоях, параллельных листоватости (точки) и удлиненных вдоль линейности L в перидотите, деформированном при высокой температуре (Cassard et al., 1981, Econ. Geol., 76, 805); б - перемещение включений, образующих линзообразные прослои в зоне сдвига в граните (Ramsay, Graham. 1970, Can. J. Earth Sei., 7, 786); в - перемещение кристаллов пироксена, частично рекристаллизованных при сверхпластической деформации и образующих микрорасслоение (Nicolas, Boullier. 1975. Phys. Chcm. Earth, 9. 467)

На этом рисунке неоднородности разного размера, ответственные за микрорасслоенность или тектоническую расслоенность, варьируют от хромитовых линз диаметром несколько метров в перидотитах (рис. 6.8, а) до кристаллов плагиоклаза, пироксена и амфибола, измеряющихся сантиметрами, в небольших зонах сдвига, где они рассеялись в процессе сверхпластической деформации (рис. 6.8, в). Неоднородности типа пластов или жил при деформации испытывают быстрое вращение в направлении плоскости разлистования, как показано на рис. 6.9.

Рис. 6.9. Перемещение плоскостных структур F₁ и F₂ при сдвиге на 75': плоскости F₁ и F₂ в результате сдвигообразования попадают в положения под углами 4 и 0,5 ’ соответственно по обе стороны от плоскости сланцеватости S

Изоклинальная складка, в которой слои повторяются, способствует формированию тектонической расслоенности (рис. 6.10, в). В данном случае вдоль крыльев складки можно наблюдать растягивание и будинаж слоев, превращающихся во внутрислойные линзы (intrafolial lenses), а также утолщение в шарнире складки. Эти черты обусловлены перетеканием материала и сдваиванием слоев (рис. 6.10,а, б).

Рис. 6.10. Тектоническое перемещение слоев и линзообразное расслоение при складкообразовании: а - раскалывание слоев на микролитоны, их прогрессивное растяжение и рассеяние в матриксе: б - расщепление внутрисловных линз, образовавшихся при утолщении шарниров складок и утонении их крыльев в процессе изоклинального складкообразования: в - расслоение с перегибом слоев при изоклинальном складкообразовании

Если такие слои находятся внутри некоторого матрикса, то их шарниры называются внутрислой- ными. Таким образом, некоторый слой или жила, существовавшие в первоначальных породах, могут превратиться во множество слоев и линз, рассеянных по всей структуре.