Геология / 4 курс / Структурный анализ / Казаков_Заика-Новаций

Рис. 28. Приуроченность кливажа раз­ личных направлений к разным частям ритмов (ладожская серия, Северное Приладожье, западный берег оз. Боль­ шое Янисъярви):

/ —	нижняя		часть	ритма, S e — кливаж в
ней,	2	— верхняя		часть	ритма,	S t — кли­
важ	в	ней.	Стрелкой		показано	наращи­
вание		разреза

2

И

Рис. 29. Зональное расположение кливажа различных типов в Рейнских Сланце­ вых горах (по А. Борну, 1929):

а. — карта; б — разрез. 1 — отложения, более поздние, чем верхний карбон, 2 — зона без кливажа, 3 — зона с кливажом разлома, 4 — зона с кливажом скалывания, 5 — зона с кливажом течения, 6 — следы плоскостей симметрии сходящегося веера кливажа, 7 — следы плоскостей симметрии расходящегося веера кливажа, 8 — падение кливажа, 9 — кливаж, наложенный на складки

сланцевой фации метаморфизма характерны кливаж скольжения и кливаж течения. В условиях амфиболитовой фации образуется исключительно кливаж течения.

В схематизированном плане, как считают, температура в коре является функцией глубинности. Поэтому в распределении клива­ жа замечают грубую вертикальную зональность. В верхних зонах коры кливаж проявляется в виде частой трещиноватости, в более глубокой зоне типичен кливаж скольжения, а на больших глуби­ нах, где возможна интенсивная перекристаллизация, проявляется кливаж течения.

Г е о л о г и ч е с к и е т и п ы кливажа-сланцеватости рассмат­ риваются по его соотношениям со складками. Можно различать доскладчатую сланцеватость и кливаж (параллельные слоистости), синскладчатые кливаж и сланцеватость и наложенный постскладчатый кливаж (или реже сланцеватость).

Сланцеватость и кливаж, параллельные слоистости (синонимы: кливаж напластования, сланцеватость или листоватость напласто­ вания, слоевой кливаж, стратиформная сланцеватость) выражены в породах независимо от степени их метаморфизма— от немета­ морфизованных пород до сильно и даже предельно метаморфизованных пород (гранулитовая или двупироксеновая фации).

Кливаж и сланцеватость, параллельные слоистости заклады ­ ваются еще на стадии осадконакопления. В общем они определя­ ются как структуры, унаследовавшие ориентировку частиц исход­ ного осадка. Такого рода сланцеватость и параллельная ей тонкая отдельность (кливаж) образуются при накоплении псаммитовых частиц и при оседании чешуек кластической слюды на дно бассей­ на, а также за счет новообразованных на поверхностях осадкона­ копления низкотемпературных листоватых смешанно-слойных соединений (монтмориллонит и др.)* Типичным примером пород, образуемых только лишь листоватыми смешанно-слойными соеди­ нениями, являются глинистые сланцы и алевроиты. Они отслаива­ ются параллельно слоистости и при рентгеновских исследованиях показывают высокую пластинчатую ориентировку, параллельную плоскостям осадконакопления. Такие особенности свойственны глинистым сланцам и алевролитам любых обстановок — от глубо­ ководных условий отложения до ледниковых.

В условиях диагенеза, т. е. при цементации и первоначальных преобразованиях (при температуре 100—200 °С) смешанно-слой­ ные соединения переходят в слюдистые, образуя таким образом макроскопически видимую сланцеватость, параллельную слоистос­ ти. Очень поучительные примеры такой параллельности можно ви­ деть в триасовых и юрских отложениях южного Крыма от Алушты до Судака и в Раховской зоне Украинских Карпат.

В высокометаморфизованных отложениях (амфиболитовая и гранулитовая фации) параллельно слоистости располагаются че­ шуйки слюд биотита и мусковита. Возникает ярко выраженная кристаллизационная сланцеватость гнейсов и сланцев (она значи­ тельно слабее проявлена в мигматизированных разновидностях).

41

Кристаллизационная сланцеватость, параллельная напластова­ нию, является характерной плоскостной структурой глубинных частей земной коры. В последние десятилетия некоторые исследо­ ватели стали давать ей иное объяснение — как сланцеватости, па­ раллельной осевым плоскостям мелких изоклинальных складок. Проверка этого предположения показала, что поворот в генетичес­ кой трактовке обсуждаемой сланцеватости был поспешным: она’ деформируется всеми складками, включая самые ранние, а мас­ штабы ее развития несопоставимы с одиночными мелкими изокли­ нальными складками, иногда несущими свою, более позднюю слан­ цеватость осевой плоскости.

Характерными особенностями сланцеватости, параллельной слоистости нужно считать:

1) строго параллельное подчеркивание литологических границ любого характера;

2)геологически одновременное возникновение как параллель­ но горизонтальному напластованию, так и параллельно слойкам, расположенным косо к нему;

3)локализация в верхних, наиболее тонкозернистых частях ритмов в положении, параллельном их подошве.

Эти критерии могут быть использованы для пород, хорошо со­ хранивших особенности первичного напластования. Если же явные признаки первичного напластования выражены неясно или отсут­ ствуют, как, например, в сильно метаморфизованных породах, то можно использовать такие следующие критерии:

4)параллельность сланцеватости прослоям, имеющим значи­ тельную протяженность;

5)параллельность сланцеватости выдержанным пластам ха­ рактерного состава (например, мраморам);

6) изгибание сланцеватости и параллельных ей полосчатости и слоистости складками всех возрастных категорий.

Чем более слабым деформациям подвергались породы, тем бо­ лее четко выражена в них сланцеватость, параллельная слоистости.

Синскладчатые кливаж и сланцеватость возникают одновремен­ но со складчатостью какого-либо этапа. В идеальном случае они параллельны осевым плоскостям складок (реже располагаются симметрично-веерно относительно осевых плоскостей), но есть и прямые нарушения этих строгих ориентировок. То или иное поло­ жение кливажа-сланцеватости зависит от особенностей внутренне­ напряженного состояния пласта или серии пластов в процессе складчатой деформации.

На рис. 30 показана сланцеватость, параллельная осевым плос­ костям мелких изоклинальных складок. На рис. 30, а видно, что сланцеватость параллельна осевой плоскости складки, пересекает слоистость в замке, а на крыльях субпараллельная со слоистостью. В этом примере сланцеватость и слоистость проявились примерно в равной степени. На рис. 30, б показана преимущественно слан­ цеватость, слоистость сохранилась только в виде реликтов замко­ вых частей складок. В примере, изображенном на рис. 30, в,

42

Рис. 30. Различные формы проявления сланцеватости и кливажа осевой плоскости (примеры из метаморфических толщ Северного Приладожья и Северо-Байкаль- ского нагорья)

сланцеватость, выраженная пластинчатым биотитом, проявляется только в отдельных прослойках. Прослойки трассируются концен­ трациями биотита, а пластинки биотита в них ориентированы па­ раллельно осевой плоскости складки.

Если сравнить породы одного состава и одной степени метамор­ физма, то видно, что прямой зависимости между степенью сжатия: складки и степенью развития кливажа не существует. Кливаж и- сланцеватость, параллельные осевой плоскости, могут пронизывать, складку насквозь, проявиться избирательно только в зоне осевой плоскости складки или, реже, на ее крыльях.

Локализация кливажа (в зоне осевой плоскости или инач’е) замечается в породах очень низкой стадии метаморфизма, находя­ щегося на грани с диагенезом. При повышении степени метамор­ физма до зеленосланцевой фации кливаж и сланцеватость проявля­ ются повсеместно.

Очень важны наблюдения по соотношениям кливажа-сланцева­ тости и слоистости. Если породы метаморфизованы очень слабо, то слоистость почти не замаскирована кливажом. Но уже в поро­ дах зеленосланцевой фации, особенно в филлитах, кливаж-слан- цеватость сильно маскирует слоистость и затрудняет наблюдение за ее залеганием. В условиях амфиболитовой фации сланцеватость развивается очень интенсивно.

Такое подробное рассмотрение соотношения кливажа-сланце- ватости и слоистости необходимо для того, чтобы не путать эти две плоскостные текстуры во время полевых исследований. А это частая и самая большая ошибка, так как она приводит к полному искажению складчатого строения района.

Кливаж и сланцеватость рассматриваемого типа проявляются регионально и считаются «проникающими». Они прослеживаются на большие расстояния. Так, по исследованиям И. В. Кирилловой (1962), в юрских песчано-глинистых отложениях Большого Кавка­ за кливаж по простиранию (СЗ 300°) прослеживается более, чем на 700 км. В таких случаях кливажом управляют причины регио­ нально-тектонического характера, и поэтому очень часто мы не находим полной и абсолютной параллельности кливажа осевым

43

Рис. 32. Пересечение наложенным кливажом S " крыльев складки и не­ согласное положение S " относитель­ но более древней сланцеватости 5 ' (ладожская серия Балтийского щита, Западный берег оз. Большое Янисъярви ):

Qu — кварцевые линзы

.44

Рис. 31. Некоторые случаи соотношений кливажа (5) и слоистости в складках:

F, Fu F2 — осевые плоскости; а — залегание слоистости нормальное независимо от угловых соотношений кливажа и слоистости; б — кли­ важ S наложен на ранее образованную изо­ клинальную складку (Ft)

	плоскостям		складок средних и
	мелких масштабов. Отклонения в
	5—20°	обычны.		Часто	кливаж
	оказывается		параллельным - осе­
	вым плоскостям			только	наиболее
	сильно сжатых складок и откло-
б	няется	от	параллельности			тем
	сильнее, чем больше угол между
	крыльями складок.
Кливаж или сланцеватость ни в каких частях складчатой гир­
лянды, сложенной складками	средней	степени сжатости			(не	изо­

клинальными), не совпадают со слоистостью. Исходя из этого некоторые авторы считают возможным по соотношениям угла па­ дения кливажа и слоистости определять характер залегания по­ следней в данной точке (нормальное или опрокинутое). Предпола­ галось такое правило: если кливаж или сланцеватость падают круче, чем слоистость, то залегание нормальное, если же первые падают более полого, чем вторые, то залегание опрокинутое. Это правило в некоторых ситуациях применимо, но не является абсо­ лютным. На рис. 31, а изображен случай нормального залегания слоистости на крыльях синклинали независимо от соотношений кливажа и слоистости (на правом крыле кливаж падает круче, чем слоистость, а на левом крыле — более полого, чем слоистость).

	Кроме	того, может		сминаться	в
20 см	повторную		складку	ранее обра­
	зованная изоклинальная складка
	(рис. 31, б), в данном случае оп­
	ределение		характера залегания
	бессмысленно. Много осложнений
	вносит	рефракция		кливажа,	не
	строго	параллельное		его положе­

ние	осевым плоскостям складок
и другие обстоятельства.
К	наложенным постскладча-

тым кливажу и сланцеватости мы будем относить такие типы, ко­ торые проявляются после глав­ нейших этапов складчатости и в целом независимо от складчатос­ ти. Можно выделить две их кате­ гории: кливаж-сланцеватость с ограниченным, подчиненным раз-

№

2 С

26j &1

>4

ЕЕ

cs*

^Г л\ б <$>,

Рис. 33. Наложенный кливаж-сланцеватость S5, свойственный заключительным этапам структурного развития метаморфического комплекса (ладожская серия Балтийского щита):

/ — архейский гранитоидный фундамент; 2 — сортавальская серия (амфиболиты, кварциты; известняки); 3 — ладожская серия (ритмично-слоистые породы); 4 — осевые плоскости наи­ более ранних складчатых структур А: а — нормальная антиклиналь, б — опрокинутая ан­

тиклиналь, в — нормальная синклиналь, г — опрокинутая синклиналь; 5 — след осевой плос­ кости крупной структуры S5; 6 — структурные элементы этапа S5; а — кливаж-сланцеватость, б — шарниры синхронных складок

витием складок в редких разобщенных мелких формах и наложен­ ные кливаж-сланцеватость без синхронного складкообразования.

Рассматриваемый кливаж-сланцеватость пересекает ранее об­ разованные складчатые структуры как в мелких (рис. 32), так и в крупных формах (рис. 33).

Такое наложение можно видеть также на разрезе рис. 29 (Рейнские Сланцевые горы). Кливаж пересекает ранее образован­ ные складчатые структуры и образует свою собственную новую структуру веерного типа, регионально выдержанную на больших расстояниях. Плоскости перегибов вееров кливажа в этом регионе прослеживаются на расстоянии до 160 км.

Кливаж и сланцеватость этого типа проявляются на заключи­ тельных этапах структурного развития комплексов. Это можно иллюстрировать данными по ладожской серии Балтийского щита. На рис. 33 показаны особенности пространственного развития на-

45

Рис. 34. Наложенная сланцева­ тость ( 1), пересекающая апо­ физы пегматитовой жилы (2) с межбудинным кварцем (3) (сланцеватость наложена пос­ ле будинажа пегматита; При­ азовье, правый берег р. Берды южнее с. Родионовки)

Рис. 35. Наложенная сланцеватость в докембрийских породах Приазовья (р. Бер­ да южнее с. Родионовки):

1 — сланцы с гранатом, ставролитом и андалузитом, 2 — слюдяные сланцы и гнейсы, мета­ песчаники, метагравелиты, 3 — метаморфизованные ультрабазиты и сланцы по ним, 4 — апобазитовые амфиболиты, 5 — гранодиориты, 6 — контакт гранодиоритов и амфиболитов, 7 — залегание первично-магматических полосчатых текстур, 8 — залегание слоистости, 9 — наложенная сланцеватость, 10 — шарниры мелких складок, синхронных с наложенной слан­ цеватостью

ложенного кливажа-сланцеватости 5s (здесь и далее индексация приводится по ладожской номенклатуре; А. Н. Казаков, 1976, 1977). Характерно следующее:

а) кливаж-сланцеватость S5 проявляется локально на неболь­ шом участке ладожской серии, заключенном между выступами ар­ хейского гранитоидного фундамента;

б) ориентировка кливажа-сланцеватости S$ выдержана — СЗ 335—340° при вертикальном или очень крутом падении;

в) кливаж-сланцеватость сопровождается местами редкими мелкими складками; масштабность развития последних очень мала

и не	сопоставима с	масштабами развития	кливажа-сланцеватос­
ти S 5;	S5 пересекает	осевые плоскости более	ранних складок F\ и
г)

F3 (а также F2 и F4, которые на рис. 33 не показаны).

46

Постскладчатый характер кливажа-сланцеватости особенно рез­ ко проявляется при их наложении на сформировавшиеся ранее жесткие породы и массивы. Такой кливаж-сланцеватость могут пересекать гранитные или пегматитовые тела (рис. 34). На рис. 35 видно, что наложенная сланцеватость пересекает контакт граноди­ оритового массива и продолжается в нем в однообразной ориенти­ ровке независимо от направления первично-магматических полос-/ чатых текстур. Во вмещающих породах (терригенная пачка 1—2) с этой сланцеватостью синхронны редкие мелкие складки.

4.4. Линейные текстуры

Породы с такими текстурами характеризуются расположением минералов, их агрегатов, деформационных элементов (бораздчатость и др.)* Различают три группы линейности: линейность пер- вично-осадочного происхождения, линейность первично-магмати­ ческого происхождения и метаморфогенную линейность.

Примерами первично-осадочных линейных направлений в об­ разующихся осадках могут быть волнистая слоистость, ориенти­ рованные параллельно берегу силурийского моря раковины ортоцерасов в Прибалтике, вытянутые в направлении отлива (поперек к берегу) ленты ламинарий на литорали Охотского моря, песча­ ные гряды, параллельные господствующему ветру в пустынях, однообразно ориентированные по течению потока длинные оси галек и т. д.

Первично-магматическая линейность образуется ориентирован­ ным расположением минералов или шлиров по направлению дви­ жения магмы.

Метаморфогенная линейность — вторичного происхождения. Это может быть частично перекристаллизованная первично-осадочная линейность, но главным образом метаморфогенная линейная тек­ стура возникает в условиях синхронного проявления деформаций

иметаморфизма.

Вметаморфогенной линейной текстуре различают три основных

еевида:

1)мономинеральная линейность;

2)линейность агрегатов минералов;

3)борозды, штрихи скольжения.

Кроме того, с ними совпадают во многих случаях шарниры складок.

Метаморфогенные линейно-анизотропные текстуры сформирова­ ны в основном минеральной линейностью и линейностью агрегатов. Если исследователь встретил линейную текстуру, то она сама по себе уже указывает на интенсивные деформации и в ряде случаев на синхронное минералообразование.

По отношению к направлению тектонической транспортировки можно различать а- и в-линейность.

Материально выраженная а-линейность (минералы, фрагменты пород и др.) характеризуется линейно-уплощенной формой и от­

47

				сутствием признаков вращения						(рис.
				36, а). Собственно это линейно-плос­
				костная текстура. Хорошим					примером
				ее является ориентировка дистена, сил­
				лиманита и роговой обманки, которые
				при линейном удлинении по главной
				оси уплощены в плоскости сланцева­
				тости. Предполагается,				что	удлинение
				а-линейности совпадает с направлени­
				ем скольжения при складчатой или
				плоскостной деформации.
				Материально выраженная в-линей-
				ность	представляется			как	структура
				прокатки. Предельным поперечным се­
				чением e-линейности является круг.
				Форма минералов или их агрегатов
				всегда несет в себе признаки вращения
				при деформации			(рис. 36,		б). Для а-
	Рис. ' 36.	а- и	в-линейносги	линейности		ведущий		компонент —
				скольжение		(в	направлении удлине­
	(стрелками	показано направле­
	ние скольжения)			ния),	для	в-линейности — вращение
	Поскольку			(перпендикулярно к удлинению).						с де­
			метаморфогенная		линейность		всегда	связана

формациями, то ее расположение в складчатых структурах зако­ номерно. В складках цилиндрического типа линейность ориентиро­ вана параллельно или перпендикулярно их шарнирам. Такую ори­ ентировку часто можно наблюдать в складках малого и среднего масштабов. В конических структурах расположение линейности значительно сложнее, чем в цилиндрических структурах.

Изучение линейности составляет важную часть структурных исследований. По ее ориентировке возможно определение прост­ ранственного положения шарниров малых и средних складчатых форм, по линейности определяется направление движения при де­ формации горных пород, линейность является элементом, корре­ лирующим синхронизацию складчатых движений и метаморфизма. В целом без изучения линейности невозможна характеристика об­ щего структурного развития территории.

Линейность помогает решать и специфические задачи. В част­ ности, по ее ориентировке и углу падения в породах верхнего яруса возможно определение положения поверхности подстилающего или оконтуривающего верхний ярус фундамента (нижний ярус). Прин­ ципы определения исходят из того, что при складчатости во втором ярусе фундамент является жестким упором, по которому скользит подошва верхнего яруса, так что линейность любого рода в верх­ нем ярусе располагается параллельно границам фундамента.

Пример такого определения приведен на рис. 37. Участок ла­ дожской серии (верхний ярус) окружен со всех сторон, кроме юга, выступами архейского гранитоидного фундамента. По геологичес­ ким и геофизическим данным поверхность западного выступа (Сор-

48

Рис. 37. Определение при помощи линейности, замеренной в породах, верхнего яруса, структурного положения фундамента (Северное Приладожье, Балтийский щ и т):

1 — архейский гранитоидиый фундамент (нижний ярус), 2 — породы ладожской серии (верх­ ний ярус), 3 — минеральная линейность в сочетании с бороздчатостью, 4 — бороздчатость в сочетании с агрегатной линейностью и линейностью линз, 5 — шарниры складок Fs, 6 — границы береговой линии. Выступы фундамента: С — Сортавальский, Кл — Кирьявалахтинский, Кс — Кокосельский, И — Импилахтинский. I — западная зона линейности, II — сред­ няя зона, III — восточная зона

тавальского) падает полого в южном направлении. Ю жная поверх­ ность северо-западного выступа (Кирьявалахтинского) также па­ дает на юг под пологими и средними углами. Западные края восточных выступов (Кокосельского и Импилахтинского) падают субвертикально. Линейность верхнего яруса, представленная ми­ неральной и агрегатной линейностью, линейностью линз, бороздча­ тостью и шарнирами открытых складок (3-я генерация по ладож ­ ской номенклатуре), падает на юг. По углу падения линейности выделяются три зоны: западная (I) — пологие углы падения, сред­ няя (II) — углы падения под средними углами и восточная (III) — крутые углы падения. Величины углов падения линейности хорошо согласуются с границами выступов фундамента и по ним можно судить о положении поверхности фундамента под вторым ярусом. По этим данным устанавливается (подтверждено и геофизикой), что под породами верхнего яруса западной зоны граница фунда­ мента падает полого на юг, под породами средней зоны угол па­

49