- •ВВЕДЕНИЕ
- •1. Напряжения и деформации
- •1.1. Деформация
- •1.4. Напряжения
- •1.5. Эллипсоид напряжений
- •1.6. Соотношение напряжений и деформаций
- •1.7. Прочность и разрушение
- •2. Методы изучения тектонических деформаций
- •2.1. От морфологии к генезису
- •2.3. Методы экспериментальной тектоники. Тектонофизика
- •2.4. Петротектоника
- •2.5. Стрейн-анализ и стресс-анализ
- •3. Структурообразование в неоднородной геологической среде
- •3.1. Концентраторы напряжений и их типы
- •3.3. Модель среды со структурой и мезомеханика
- •3.5. Основные выводы
- •4. Механизмы деформации горных пород
- •4.1. Внутрикристаллическая деформация
- •4.4. Рекристаллизация
- •4.5. Плавление при деформации
- •4.6. Растворение под давлением
- •4.7. Катакластическое течение
- •5.1. Плоскостные текстуры
- •5.7. Тектониты
- •5.8. Линейность
- •6. Кинкбанды. Будинаж. Муллионы
- •6.1. Кинкбанды
- •6.2. Будинаж
- •7. Складки
- •7.1. Геометрия складок
- •7.3. Вергентность
- •7.4. Складки продольного изгиба
- •7.7. Полифазные складки
- •8. Разрывные нарушения
- •8.1. Трещины отдельности
- •8.3. Трещины и разрывы растяжения (отрывы)
- •8.4. Разломы
- •9.2. Механические обстановки структурообразования
- •9.4. Некоторые следствия
- •Заключение
- •Интернет-ресурсы
- •Предметный указатель
- •Список литературы
- •Рекомендуемая литература
258 |
Глава 7 |
енных объемах часто слабо выражен, и тектонические деформации могут осущест вляться без участия однонаправленного давления, за счет действия объемных дефор маций (обусловленных прежде всего силой тяжести) [Лукьянов, 1991], при которых возникает градиент скоростей пластического течения.
Подобным образом формируются складки в метаморфических комплексах под воздействием стресса при высокопластичном состоянии пород. Породы пониженной вязкости при подчиненной структурообразующей роли слоистости испытывают де формации, обусловленные главным образом неравномерной скоростью перемещения, которое одновременно охватывает всю массу горных пород. Основные закономернос ти такого процесса могут быть установлены при проведении петроструктурного ана лиза с определением роли действовавших внутрикристаллических и рекристаллизационных механизмов пластических деформаций.
7.7. Полифазные складки
При полифазных складчатых деформациях происходит неоднократный изгиб линейных и плоскостных элементов сформировавшихся ранее складчатых структур. Как правило, полифазные складчатые деформации характерны для метаморфических комплексов и отличаются чрезвычайно сложным рисунком пространственной ориен тировки структурных элементов.
Косвенными свидетельствами наличия наложенных складчатых деформаций яв ляются широкие вариации ориентировок слоистости на стереографических диаграм мах, отличные от характера распределения полюсов слоистости для цилиндрических и конических складок, наличие плоскостных текстур (сланцеватости, кливажа плой чатости), пересекающих более ранние текстуры. Полифазная складчатость может быть установлена в ходе прямых наблюдений в обнажениях (рис. 7.49, 7.50), а также при обнаружении дискордантных ориентировок шарниров и осевых поверхностей складок в близко расположенных фрагментах складчатой структуры (рис. 7.51) или при картировании (рис. 7.52).
При картировании и описании полифазных складок используют стандартные в практике структурного анализа обозначения, индекс которых соответствует стадии де формации (в данном случае эпизоду складчатости). Индексы F} и F2будут соответство вать более ранним складкам первого и более поздним складкам второго этапов.
Нужно отличать наложение складок в зонах сконцентрированных приразрывных деформаций, когда полифазные складчатые деформации тяготеют к границам текто нических блоков (см. рис. 7.51), и объемные полифазные деформации, проявленные в высокометаморфизованных комплексах и характеризующие внутреннюю структуру крупных тектонических единиц (см. рис. 7.52).
Морфология складок в обнажениях и на картах может классифицироваться по принадлежности к трем основным типам складчатых рисунков, являющихся крайни ми членами единого непрерывного ряда складок, сформировавшихся при двухфазной складчатости [Ramsay, 1967] (см. рис. 7.52).
Складки |
261 |
Складчатые деформации возникают в средах со слоистым типом неоднороднос тей и характерны для большинства осадочных и метаморфических толщ. Различные свойства слоев, зависящие, в свою очередь, от их состава и внутреннего строения, характер переслаивания, РТ-условия определяют тип складчатых деформаций.
Эффективность механизмов деформации уровня зерен и агрегатов зерен в конкрет ных РТ-условиях определяет один из наиболее важных факторов складчатых деформа ций, а именно - контраст вязкостей. Изменение этого параметра может происходить в том числе и за счет структурно-текстурных преобразований пород, играя существен ную роль в стадийности образования складок продольного изгиба. Эволюция структур уровня зерен и агрегатов зерен и структурных парагенезов в различных частях складок в процессе их образования формируют суперпозиционные парагенезы структур, вклю чающие структуры разных уровней. Складки продольного изгиба и стадийность их об разования являются одной из ярких иллюстраций процесса структурных перестроек, происходящих при деформации в неоднородной геологической среде (см. разд. 3.4, рис. 3.6). Стадия общего сплющивания сопровождается развитием разрывных нарушений, разбивающих складчатую толщу на тектонические блоки и пластины.
Линейные и плоскостные концентраторы напряжений, образующиеся при склад чатости, и неоднородное распределение напряжений обычно приводят к перерасп ределению вещества при деформации из областей концентраторов сжатия в области растяжения. Основными агентами переноса вещества в условиях зеленосланцевого метаморфизма являются флюиды. В результате образуются деформационно-хими- ческие парагенезы структур уровня слоев. В отличие от деформационно-химических парагенезов уровня зерен и агрегатов зерен на уровне слоев растворение вещества протекает в областях концентраторов, затрагивающих весь слой. Такие зоны скон центрированного растворения формируются в замках складок шарнирного изгиба, а также при образовании кливажных муллионов. Перенос вещества осуществляется в зоны концентраторов растягивающих напряжений - как правило, в седловидные или клиновидные жилы замковых частей складок, в «теневые» части муллионов, в зоны эшелонированных жил на крыльях складок. При более высоких РТ-параметрах амфиболитовой фации процессы растворения под давлением в областях концентрато ров сжатия уступают роль метаморфическим реакциям на фоне дислокационной и диффузионной ползучести, и объемно-массовые эффекты выражаются различной ин тенсивностью структурной переработки в различных частях складки. Таким образом, неоднородное распределение концентраторов напряжений при образовании складок приводит к формированию компенсационных структурных парагенезов с переносом вещества из концентраторов сжатия в области растяжения.
Слабо выраженный контраст вязкостей в слоистой толще может быть следствием высоких РТ-параметров, и деформации протекают в условиях градиента скоростей пластического течения, охватывающего всю массу пород и осуществляющегося за счет механизмов дислокационной, диффузионной ползучести и рекристаллизационных процессов. Таким образом, для складок течения, несмотря на слоистые неодно родности, ведущая роль при структурообразовании сохраняется за деформационными механизмами уровня зерен и агрегатов зерен.