Деформационные структуры и текстуры горных пород

195

5.8. Линейность

Под линейностью понимается упорядоченное параллельное положение элемен­ тов внутреннего строения горной породы, образований на ее поверхности, линий пе­ ресечения реальных и воображаемых плоскостей [Клоос, 1958; Cloos, 1946]. Можно говорить о первичной, сформировавшейся на стадии осадконакопления линейности, и вторичной, деформационной [Клоос, 1958]. Вслед за [Sander, 1930], типизация ли­ нейности проводилась по отношению ее ориентировки к складчатой структуре - а - и b-линейность (LQ и Z,6), ориентированные, соответственно, вкрест или вдоль прости­ рания складчатой структуры (см. разд. 7.4.4).

Внастоящий момент общепринято представление о линейности как о проникаю­ щей текстуре породы [Hobbs et al., 1976; Ramsay, 1967 и др.]. Выделяют следующие основные типы линейности [Милеев, 1997; Николя, 1992; Hobbs et al., 1976; Passchier, Trouw, 1996; Ramsay, 1967 и др.]: минеральная и агрегатная линейность, линейность плойчатости и линейность пересечения (рис. 5.80).

Минеральная линейность определяется преимущественной ориентировкой удли­ ненных кристаллов (силлиманит, турмалин, актинолит). В ряде случаев уплощенные кристаллы (слюды) также могут формировать линейность: в отличие от сланцеватости в таких породах слюды ориентируются не в одной плоскости, а с поворотом относительно некоторого направления. Породы, характеризующиеся линейной минеральной или агре­ гатной текстурой, относят к L- или Z/5-текгонитам в зависимости от наличия или отсутс­ твия плоскостной текстуры и отношения осей деформированных объектов (агрегатов). Минеральная линейность может формироваться при синтектонической кристаллизации магматических расплавов или за счет течения лав, содержащих порфировые вкраплен­ ники и флюидные включения. В некоторых случаях формирование минеральной ли­ нейности определяется синтекгоническим порфиробластезом или переориентировкой линейных и уплощенных более прочных минералов в деформируемом матриксе.

Вслучае агрегатной линейности различают структуры, сформированные за счет действия деформационных процессов (порфирокластические системы, волокнистые

^° А щ -

Рис. 5.80. Линейность: 1 - минеральная, выражен­ ная направленной ориентировкой удлиненных (а) и

таблитчатых (б) кристаллов, в том числе - в сочета­ нии с плоскостной текстурой (в); 2 - агрегатная, вы­

раженная агрегатами волокнистых кристаллов ми­ неральных жил и бород нарастания (а) и агрегатами порфирокластических систем (б); 3 - пересечения; 4 - плойчатости.

196

Глава 5

агрегаты в бородах нарастания и минеральных жилах, раздробленные и растянутые порфиробласты, деформированные включения разного генезиса) и первичные (седиментогенные, магматогенные) структуры. Фактически к структурам агрегатной ли­ нейности макроуровня также можно отнести муллионы, брусовидные структуры, в ряде случаев - будинаж (см. разд. 6.2, 6.3), однако их образование и строение опреде­ ляется несколько иными механизмами, и рассматривать их как минеральный агрегат можно только в самом широком смысле (фактически они представляют собой линей­ но вытянутые отторженцы слоев).

Линейность растяжения определяется вытянутыми агрегатами изометричных, иногда слегка удлиненных зерен или вытянутыми деформированными единичными кристаллами (порфирокластами). Основываясь на морфологии структур, такую ли­ нейность правильно определять как агрегатную. Вытянутые в одном направлении объекты (ксенолиты магматических пород, гальки в конгломератах, палеонтологичес­ кие остатки) рассматривают как агрегатную линейность макроуровня.

Формирование линейности за счет динамических рекристаллизационных процес­ сов (миграции границ и вращения субзерен) с образованием порфирокластических систем при их дроблении во многом определяется первичной структурой породы и (или) ее составом [Piazolo, Passchier, 2002]. В мономинеральных тонкозернистых по­ родах формирование линейности блокируется отсутствием ярко выраженных неод­ нородностей, и наоборот, грубозернистые полиминеральные породы с различными свойствами слагающих ее минералов являются идеальным материалом для формиро­ вания агрегатной линейности - происходит дифференцированное по времени избира­ тельное дробление «менее прочных» зерен.

Линейность плойчатости формируется замками микроскладок или кинкбандов в плоскости сланцеватости или кливажа (см. рис. 5.80, 4). Линейность пересечения обра­ зована линиями пересечения двух плоскостных текстур (слоистости и кливажа, слоис­ тости и сланцеватости). Образование линейности пересечения и плойчатости целиком определяется деформационными процессами - образованием кливажа (межзернового, плойчатости) или сланцеватости, иногда кинкбанд. Часто в кливажированных алевро­ литах и алевропелитах линейность пересечения макроскопически выражена структу­ рой так называемого карандашного кливажа (карандашной отдельности) - отдельности в виде тонких вытянутых брусков породы, сформированной за счет трещиноватости, наследующей слоистость и кливажные поверхности (см. рис. 5.7). При сопоставимых частотах двух планарных текстур возникают вытянутые бруски с явной зависимостью между поперечным сечением и удлинением. Обычно соотношения между шириной и длиной колеблются от 1:10 до 1:20. Иногда подобная отдельность при грубом кливаже выражена очень крупными брусовидными обособлениями (см. рис. 5.33).

5.9. Некоторые методы определения величины деформации в горных породах

Стрейн-анализ - изучение структур и текстур пород, направленное на восстанов­ ление ориентировки осей эллипсоида и величины деформации [Николя, 1992; Ramsay,

Деформационные структуры и текстуры горных пород

197

Huber, 1983]. Более широкое толкование стрейн-анализа [Лукьянов, 1991] включает рассмотрение взаимоотношений и эволюции деформаций и их количественную оцен­ ку. Ориентировка различных деформационных структур и текстур по отношению к динамическим осям и возможность восстановления по ним осей удлинения-укороче­ ния рассматривались при описании конкретных структур и текстур. В данном разделе кратко описываются возможности количественного описания деформаций.

Эллипсоид деформации и эллипсоид напряжений не являются тождественными понятиями, и совпадение ориентировок их осей является скорее исключением, харак­ теризуя однородную деформацию чистого сдвига. В большинстве случаев деформа­ ция носит неоднородный характер. Таким образом, при проведении стрейн-анализа мы выясняем не ориентировку сжатия, а направление оси укорочения эллипсоида ко­ нечных деформаций, и не величину сжатия, а величину деформации укорочения. При невысоких девиаторных напряжениях породы могут испытать большую деформацию, и наоборот, высокие, но кратковременные импульсы напряжения способны приво­ дить к разрывообразованию с незначительными деформациями внутри разделенных разрывами блоков породы.

Подробное описание методов стрейн-анализа приводится в работах [Войтенко, 2007; Родыгин, 1996; Ramsay, Huber, 1983]. Для определения величины деформации в качестве маркеров (индикаторов) при проведении стрейн-анализа используют вклю­ чения (оолиты, гальки, порфиробласты, жесткие включения), деформированные па­ леонтологические остатки [Tan et al., 1995; Wenk, 1998 и др.]. Хотя объекты, которые могли бы выступать в качестве маркеров величины деформации (деформированные фаунистические остатки, оолиты, гальки в грубообломочных породах, пятна пигмен­ тации), встречаются довольно часто, не всегда возможно обосновать их пригодность для проведения анализа из-за ограничений применяемых методов. В ряде случаев, когда первоначальная сферическая форма объектов достоверно известна (например у оолитов), величину отношения осей эллипсоида деформации можно оценить прямы­ ми измерениями. Для эллиптических объектов был предложен /?-^-метод, в котором отношение осей эллиптических объектов сопоставляется с их ориентировкой (уг­ лом ф). Рисунок итоговой диаграммы сопоставляется с теоретически рассчитанной для определения величины деформации [Ramsay, Huber 1983] (рис. 5.81).

Вместе с тем, при проведении петроструктурного анализа можно быстро оценить величину деформации количественно. Описание методов определения величины де­ формации по отдельным структурам (межзерновому кливажу, кливажу плойчатости, минеральным жилам, бородам нарастания, хлорит-мусковитовым порфиробластам) приведено в [Галкин, 1988], некоторые из них показаны на рис. 5.82 (см. также рис. 5.65). Суммарная деформация укорочения-удлинения в микрообъеме породы склады­ вается из частных определений величин деформации по разным объектам.

Одним из самых простых методов определения эллипсоида деформации является метод «от центра к центру» и его модификация - метод Фрая [Fry, 1979, 1999], осно­ ванные на установлении величины деформации горных пород, в которых зерна одина­ кового диаметра (или точечные включения) первоначально имели изотропное распре­ деление. Применимость этих методов ограничивается следующими условиями: число исследуемых объектов - не менее 100, деформация должна быть однородной в мае-

198

я

и я

ч

О. R,

О

в

UJ

Глава 5

штабе минимального расстояния между объектами, число объектов не должно изменяться в процессе деформации (т.е. в процессе дефор­ мации не происходит грануляции объектов или их роста), первона­ чальное распределение объектов в объеме должно быть изотропным [Николя, 1992; Родыгин, 1996; Fry, 1979].

При оценке деформации мето­ дом Фрая в двухмерном случае на фотографию (микрофотографию шлифа) помещают прозрачную пленку (кальку), центр которой последовательно помещают в центр каждого из зерен на фотографии,

Рис. 5.81. Принцип построения /^-диа­ R=2 граммы. По [Николя, 1992] с изменениями.

Предположим, что в породе содержатся эллип­ тические объекты (например гальки в конгло­ мератах) с одинаковым соотношением длинной и короткой осей R = 2 и хаотичной ориенти­

ровкой длинных осей. Тогда на диаграмме, на которой вынесены соотношения осей (/?р и уг­ лов ориентировки длинных осей относительно какой-либо оси *, все точки будут лежать на од­ ной линии (а); объекты и соответствующие им точки на диаграммах помечены идентичными номерами. Считается, что вязкость матрикса и включений равна, и при деформации породы отсутствует механическое вращение включе­ ний за счет проскальзывания относительно матрикса. При деформации соотношение R для

каждого объекта будет изменяться, так же как и угол вращения (р(<б, в). Мерой деформации мо­ жет считаться отношение R изначально сфери­ ческого объекта на (<о-д). При этом у объектов,

длинные оси которых ориентированы вдоль осей удлинения и укорочения, R будут, соот-

вественно, максимальны и минимальны, а угол поворота (рбудет постоянным. В некоторый мо­ мент длинная ось объекта 1 вытягивается вдоль оси удлинения (г, д), и диаграмма приобретает

характерныйгрушевидный облик. Определение величины деформации проводится путем пос­ троения диаграммы по конкретным данным и сопоставления ее с теоретически рассчитанной. При этом можно учесть разную эллиптичность объектов и их первоначальную ориентировку [Ramsay, Huber, 1983].

200

Программа для построения диаграммы ^ Фрая, написанная Р. Холкомбом: http:// www.holcombe.net.au/software/downloads/

^ GeoFryPlots_zip.exe____________________

Глава 5

затем точками отмечаются центры ближай­ ших зерен. В результате этой последова­ тельной операции на диаграмме возникает «облако» точек с пониженной концентраци­ ей точек в центре диаграммы (рис. 5.83, а).

«Зияние» в центре диаграммы будет иметь форму круга (в случае изотропного распре­ деления зерен) или эллипса. Соотношение длинной и короткой осей эллипса харак­ теризует величину и ориентировку осей эллипсоида деформации в данном сечении. Для полной характеристики эллипсоида деформации анализ необходимо провести, по крайней мере, для двух главных плоскостей деформации.

Впоследствии метод был апробирован на различных объектах: исследовано влия­ ние антикластерности (степени равномерности распределения зерен) на минимальное количество объектов, необходимое для получения качественных результатов [Crespi, 1986], учтены вариации размеров круговых сечений зерен (от нуля до истинного диа­ метра зерна) в плоскости шлифа [Erslev, 1988]. Предложены модификации метода для пород, сложенных зернами сложной неэллипсоидальной формы [McNaught, 1994, 2002], для агрегатов с плотной упаковкой зерен [Erslev, Ge, 1990]. В последние годы анализ проводится с применением компьютера.

«Усовершенствовать» метод Фрая можно с помощью подсчета плотностей рас­ пределения точек на итоговой диаграмме: при этом максимумы позволяют корректнее оконтурить центральный эллипс (рис. 5.83, б).

Метод Фрая является одним из главных методов стрейн-анализа обломочных по­ род, что обусловлено его относительной простотой в сочетании с достаточно широ­ ким распространением объектов, которые можно использовать для анализа. В обло­ мочных породах с межзерновым кливажем ориентировка кливажных зон определяет положение плоскости эллипсоида деформации XY, ось укорочения Z ориентирована ортогонально кливажу. Ось удлинения X (и, следовательно, плоскость XZ) можно с достаточной степенью точности установить при наличии в деформированном объеме структур растяжения (минеральных жил, «бород нарастания»).

Как указано выше, при образовании межзернового кливажа суммарный эффект релаксационной работы концентраторов напряжений сжатия и растяжения на каждом обломочном зерне приводит к квазиоднородной деформации породы на уровне агре­ гата зерен. К сожалению, не всегда имеется возможность проверить критерий изот­ ропности первоначального распределения обломочных зерен в породе; наоборот, для осадочных пород характерно анизотропное распределение зерен вдоль слоистости

(рис. 5.84, а).

Кроме того, на эллипсоид конечных деформаций су­ щественно влияют объемные

Рис. 5.83. Диаграмма Фрая (а) и оп­

ределение эллипса деформации с помощью оценки плотности распре­ деления точек (б).

f + Y

и- + -tj

AV = 0

Рис*5*84*Неоднозначность интерпретации резуль-

татов стрейн-анализа за счет первоначально неизот- ропного расПределения 0бье1СГ0В (а) или уменьше-

ния объема (ДV) при деформации (б),

AV < 0

Деформационные структуры и текстуры горных пород

эффекты при образовании	межзернового
кливажа. Если при деформации обеспечи­
вается постоянство объема (растворенное		+...--Т-Ч+	+
вещество переоткладывается в тыльных
частях зерен), то можно считать, что эл­		i + у	+
липс деформации, определенный в плос­
к о с ти ^ , характеризует величину укороче­
ния-удлинения. При уменьшении объема
в процессе деформации (растворенное в
кливажных зонах вещество переотклады­
вается в минеральных жилах либо частич­
но или полностью выносится за пределы
деформируемого объема	[Галкин, 1993;

Bhattacharyya, Longiaru, 1986]) отношение осей эллипса будет характеризовать де­ формацию укорочения (в предельном слу­ чае деформация удлинения по оси X равна нулю (рис. 5.84, б).

Таким образом, для определения эллип­ са главного сечения в кливажированных породах требуется дополнительно оценить

201

+ + + + +

+ у"'+\ +

+ й- + -tj +

+ -£••...+ ./+ +

+ + + + +

-_

величину изменения объема. Полуколичественная оценка деформации укорочения ПО степени совершенства кливажа, предло­

женная в работе [Гаврилов и др., 1999], позволяет оценить влияние объемных эффек­ тов и возможной докливажной анизотропии распределения зерен. При постоянстве объема соотношение длинной и короткой оси эллипса в случае плоской деформации:

X / Z = ( l + e 2)/ ( l - e J),

где и е2 - величины удлинения и укорочения. Если считать, что релаксационные возможности зерновых концентраторов исчерпываются при деформации 30-35 %, то отношение осей эллипса при сохранении объема не должно превышать 2-2.1 (е; = е2 ~ 0,35). При полном выносе вещества из деформируемого объема (е2 = 0) это же максимальное соотношение составляет 1.5-1.6. Таким образом, параметры эллипсо­ ида деформации косвенно свидетельствуют об объемных эффектах при формирова­ нии межзернового кливажа, что может быть проверено при детальных наблюдениях в шлифах.

** *

Вданной главе рассмотрены основные деформационные структуры и текстуры пород, определяющиеся структурообразованием уровня зерен и агрегатов зерен. В большинстве случаев - это структуры микроуровня, основные особенности их мор­ фологии устанавливаются при изучении петрографических шлифов под поляризаци­ онным микроскопом, и основным методом их изучения является петроструктурный, или микротектонический анализ. Как правило, деформационные структуры и тексту­

202

Глава 5

ры пород обладают достаточным набором признаков для проведения кинематической и динамической интерпретации, оценка величины деформации может быть прове­ дена методами стрейн-анализа. Небольшим исключением являются футляровидные складки, а также минеральные жилы, которые описаны в данном разделе, так как они являются элементами соответствующих структурных парагенезов, в которых главенс­ твующее положение занимают структуры уровня зерен и агрегатов зерен.

Стрейн-анализ кливажированных пород методом Фрая. При исследовании структурной ^ эволюции Уакитской зоны Северного Забайкалья были определены эллипсоиды деформации в терригенных породах (рис. 5.85), при этом зафиксировано хорошее соответствие полуколичественным оценкам деформации укорочения по срезанию зерен. За исключением одного образца с анизотропным распределением зерен вдоль слоистости («эллипсы» деформации оказались ориентированы длинной осью ортогонально плоскости кливажа), можно считать полученные результаты удовлетворительными.

Большинство изученных пород характеризуется трехосными эллипсоидами деформации сплющивания или плоской деформации со значением К , близким к 0.7-1. Наблюдения в шли­

фах показывают, что в изученных породах деформация не сопровождалась существенным уменьшением объема. Деформация укорочения характеризуется значениями от 5 % в породах с инициальными кливажными зонами на контактах зерен до 25-30 % в породах с проникаю­

щим межзерновым кливажем.

Максимальное значение было получено для алевролитов сырыхской свиты (.К = 0.95 при X!Z = 1.85), в которые погружены микромуллионы мелкозернистых песчаников. В самих муллио-

нах определена деформация, соответствующая трехосному вытягиванию, вероятно, обусловлен­ ная растяжением вдоль оси муллион-структур на поздних стадиях их развития, когда муллионы уже представляли собой обособленные сегменты слоя в менее вязком алевролитовом матриксе.

По данным петроструктурного анализа, в песчаниках мухтунной и сырыхской свит ве­

	личина деформации						сильно
	варьирует			от	практически
	недеформированных							(на
	зерновом уровне)					фрагмен­
	тов	складчатого разреза						до
	близких к «максимальным»
	значениям				деформации
	укорочения (20-25 %) при
	параметрах			эллипсоида де­
	формации,			близких			к трех­
	осному сплющиванию (К =
	0.7).		Наиболее		интересные
	объекты -			породы,			в кото­
	рых	фиксируется деформа­
	ция		трехосного			вытягива­
	ния. Такой тип деформаций
	с субвертикально					ориенти­
ь = y/z. = Х2/ Х 3	рованной осью растяжения
	установлен в двух образцах
Рис. 5.85. Диаграмма Флинна и типы эллипсоидов деформации в		~	1-4),	отобранных				на
кливажированных терригенных породах Уакитской зоны (Северное	участках,			прилегающих				к
Забайкалье). 1 , 2 - позднерифейские(?) песчаники мухтунной (7) и сы-	западному			флангу			Сырых-
рыхской (2) свит; 3, 4 - алевролиты (3) и слагающие муллионы песча-	ской		зоны	разломов [Кир-
ники (4) сырыхской свиты.	масов, 2002].

V_________________________________________________________________________________ J

Деформационные структуры и текстуры горных пород

203

Взависимости от РТ-условий, в горных породах образуются деформационно-хи- мические и деформационно-метаморфические структурные парагенезы. К элементам

деформационно-химических структурных парагенезов относятся структуры растворе­ ния (кливажные зоны разных морфологических типов кливажа, кливажные швы, сти­ лолиты) и структуры переотложения (минеральные жилы, бороды нарастания). Веду­ щую роль процессы растворения под давлением играют при температурах 300-350 °С

иниже. Минеральные новообразования возникают главным образом в минеральных жилах выполнения и бородах нарастания при кристаллизации вещества из растворов. Основными чертами деформационно-химических структурных парагенезов являются различные объемно-массовые эффекты и локальные вариации химического состава пород при деформации. Структуры переотложения, как правило, не ограничиваются структурным уровнем зерен и агрегатов зерен и нередко формируют надпорядковые структуры, выраженные становлением жильных систем, в том числе - определяю­ щихся неоднородностями уровня слоев и блоков.

При более высоких температурах существенную роль приобретают процессы ме­ таморфического минералообразования, и доминирующей деформационной текстурой выступает сланцеватость, образующаяся под действием внутризерновых дислокаци­ онных, диффузионных и рекристаллизационных процессов, миметического или ори­ ентированного в поле дифференциальных напряжений роста новых минеральных фаз. Вместе с порфиробластами и порфирокластическими системами, минеральной и аг­ регатной линейностью сланцеватость формирует деформационно-метаморфические парагенезы уровней зерен и агрегатов зерен, к которым могут быть отнесены также структуры внутризерновых деформаций минералов основной ткани породы.

Вмилонитах формируются специфические структурные парагенезы, большинс­ тво структурных элементов которых имеет ясную кинематическую интерпретацию: асимметричные (в том числе колчановидные) складки, образованные по сланцева­ тости и полосчатости, структуры вращения и дробления порфирокластов, изгибы сланцеватости, ЯС-текстуры, слюдяные пакеты, преимущественные ориентировки кристаллических решеток зерен матрикса. Наряду с внутризерновыми структурами милонитового матрикса эти структуры образуют единый деформационно-метамор­ фический парагенез зон пластичных сдвигов. При снижении РТ-условий в зоне раз­ рывных нарушений на этот парагенез могут последовательно накладываться дефор- мационно-химические структурные парагенезы.

Хрупкие механические деформации, сопутствующие разрывным нарушениям, рассмотрены в гл. 8. Структуры и структурные парагенезы зон хрупко-пластичных разрывов, формирующихся в более низкотемпературных условиях (<350 °С), отде­ льно не рассматриваются, можно лишь отметить, что наряду с дроблением и катаклазом пород в этих условиях при наличии флюида широко развиты элементы дефор­ мационно-химических структурных парагенезов (системы кулисных и оперяющих жил, бороды нарастания, кливаж), закономерно ориентированных по отношению к основной плоскости разрыва (см. рис. 5.69, а).

Механизмы, ответственные за структурообразование на уровне зерен и агрегатов зерен, определяют деформационное поведение более крупных структурных неодно­ родностей (слоев, блоков), которое рассматривается в последующих главах.