18) Складчасті структури та їх парагенези діагенетичної підзони первинної епізони. Їх типи за механізмами формування.

До складних віднесено дислокаційні структури, що проявлені на мезо- та макрорівні й відзначаються багатопорядковою (більше ніж двопорядковою) структурною організацією та нерівномірним розподілом у межах відповідного їм простору (об'єму) ступенів деформованості порід.

Для даної частини первинної епізони характерні наступні складні дислокаційні структури:

1. флексури,

2. складки чистого, поперечного та поздовжнього вигину,

3. складки прирозломного вигину,

4. складки сколювання,

5. крихко-в’язкі та субв’язкі розломи,

6. вторинні монокліналі,

7. тектонічний меланж,

8. в’язкі протрузії,

9. діапіри.

У свою чергу кожна названа складна дислокаційна структура у даній частині первинної епізони володіють певними структурними парагенезами і певною внутрішньою тектонофаціальною організацію. Склад структурного парагенезу в цих утвореннях наступний:

1. тріщини сколювання та відриву (тріщинуватістю),

2. крихкий кліваж,

3. механічна сланцюватість в окремих, що містять глинистий компонент, породах,

4. крихкі та в'язкоподібні мезорозриви,

5. структури розлінзування та будинажу,

6. малі складки,

7. структури перетину кліважем шаруватості,

8. Кінкбанди.

Складки вигину створюють одну з найпоширеніших групу складних дислокаційних структур. Утворюються вони,залежно від літологічних особливостей та відповідно реологічних властивостей середовищ, за допомогою пластичного або крихко-пластичного вигину.

Перший механізм вигину проявлений переважно в шарах глинистих аргілітів (глинистих сланців) та частково в таких же алевролітах, а другий – переважно в грубозернистих та грубоуламкових породах, а також у карбонатних та кременистих породах

Пластичний вигин здійснюється без суттєвого руйнування шарів. За його допомогою деформуються шари глинистих порід, аргілітів та частково алевролітів. Він реалізується за допомогою пошарового механічного розсланцювання чи інтенсивного пошарового крихкого кліважування, за участі диференцьованого сковзання шарів по поверхнях нашарування. Пластичність у даному випадку забезпечується відокремленням шарів (порушенням між ними зв’язків) та поділом шарів на мікропластинки товщиною від десятих часток до перших міліметрів.Подібний поділ різко знижує опір деформації вигину.

Крихко-пластичний вигин. За допомогою такого вигину деформуються, головним чином, шари грубозернистих та грубоуламкових порід, а також шари вапняків та кременистих порід. При цьому він забезпечується:

1. 1)утворенням поверхонь ковзання по поверхнях нашарування,

2. порушенням шарів тріщинами як мінімум трьох ортогональних систем,

3. літологічно вибірковим пошаровим відносно грубим крихким кліважуванням (рис. ),

4. крихким будинажем.

Типи складок вигину: 1) чистого вигину, 2) поперечного вигину, 3) поздовжнього вигину, 4) прирозломного вигину.

Рис. 3.57. Деформація пластинчастих тіл, що приводить до формування складок вигину чистого (а) та поперечного (б). l – довжина тіла до деформації, l₁, l₂, l₃ (на рис. а) – довжина зовнішнього і внутрішнього контурів цього тіла та його нейтральної поверхні відповідно після деформації; а l₁ на рис. б – довжина тіла після деформації

Складки чистого вигину. Вони утворюються шляхом зближення кінців таких тіл при дії зустрічних сил на торці цих тіл паралельно їх осі (рис.3.57, а). Напруження в такому випадку концентруються переважно у крайових частинах таких тіл і деформуються тільки ці їх частини. При цьому одна (будемо вважати її зовнішньою – l₃) частина такого тіла видовжується, а друга (l₁) скорочується, тоді як центральна (l₂) залишається незміненою (за це в механіці її називають нейтральною). Видовження і скорочення відзначених частин у цілому компенсують одине одного й забезпечують збереження потужності по всьому периметру вигнутого пластинчастого тіла. Тобто при чистому вигині утворюються концентричні складки.

Складки чистого вигину практично не несуть внутрішньої деформаційної зональності: породи і на крилах, і в замку деформовані однаково, тобто всі частини складки характеризуються певним одним балом тектонофацій.

Складки поперечного вигину. У механіці однією з умов реалізації поперечного вигину є одночасна дія двох сил: першої – поперечної до поверхонь нашарування, яка, власне, забезпечує вигин, і другої – поздовжньої, котра діє на кінцях плоского тіла й утримує ці кінці від зближення або їх розтягає (див. рис 3.57, б). Вигин даного типу обов'язково супроводжується поздовжнім розтяганням і відповідним стоншенням крил за допомогою одного з механізмів пошарової течії гірських порід та будинажної дезінтеграції шарів, що в сумі приводить до виникнення подібних чи близьких до них за геометричною формою складок. При цьому максимум деформації шарів у таких складках припадає на крила, а мінімум – на замок. У геологічному середовищі ініціатором виникнення складок даного типу є дія на осадовий чохол штампів – блоків фундаменту, діапірових та інших пластичних мас, а також осідання, локальне ущільнення та здимання і адвекція між шарами. У зв'язку з відзначеною різноманітністю факторів у числі складок даного типу виділяють наступні підтипи: 1) відбиті (відображені), 2) діапірові, 3) осідання, 4) ущільнення, 5) здимання, 6)адвекції між шарами

Структурний парагенезис включай в себе: 1) механічна сланцюватість у глинистих та тонкозернистих породах,2) крихкий кліваж призматичного габітусу в алевролітах та частково в дрібнозернистих пісковиках,3) три ортогональні системи тріщин в шарах грубозернистих порід,4) структури будинажу та розлінзування.

Складки поздовжнього вигину. Такі складки утворюються при дії на плоскі тіла сил, орієнтованих паралельно поверхням нашарування. Їх формування викликається диференційованим ковзанням та крученням окремих, відносно пластичних (компетентних) шарів. Для такої деформації необхідно, щоб кінці чи частини шарів зближувалися. Серед складок даного типу, виділяють наступні підтипи: 1) волочіння та 2) жолоблення.

Складки волочіння утворюються при

Складки жолоблення утворюються при ковзанні відносно пластичних шарів чи пачок шарів на плоскому жорсткому субстраті й мають одну (верхню) вільну поверхню. У різних випадках виникають або одиничні гребенеподібні складки або серії паралельних складок.

Складки прирозломного вигину. Складки прирозломного вигину певною мірою можна розглядати як різновиди складок, які одночасно несуть у собі компоненти поперечного вигину та волочіння. Утворюються вони за допомогою флексурного механізму , який ініціюється силами, що діють паралельно розлому на кінці розділених цим порушенням шарів. У подібній ситуації шари одночасно зазнають поздовжнє видовження-скорочення та волочіння й підворот по розлому.

Рис. 3.62. Варіанти складок прирозломного вигину, які контролюються: а – крутим підкидом, б – пологим підкидом, в – насувом. ab – осьова поверхня складки, R – крихко-в'язкий розлом

У такий спосіб вигину утворюються складки, осьова поверхня яких орієнтована під дуже гострим кутом або паралельно поверхні розлому.

Складки прирозломного вигину в морфологічному відношенні наближаються до подібних, але відрізняються від останніх тим, що внутрішнє (те, що співпадає з розломом) їх крило деформоване (поздовжньо розтягнуте й поперечно стиснуте) більше, чим зовнішнє.

Величина стиснення таких складок залежить від:

1. амплітуди зміщення по розлому та

2. кута, під яким зміщувач перетинає шари.

3. Складки сколювання. Складки сколювання утворюються в зонах субв‘язких розломів, основу котрих складає крихкий кліваж зсувної течії (див. наступний розділ "Розломи"). При формуванні таких структур вигин підсилюється, а в деяких випадках і повністю замінюється поперечними мікрозміщеннями по паралельних кліважних поверхнях за схемою простого зсуву. При цьому хвилеподібні форми виникають при зміщеннях, амплітуда і напрямки яких змінюються по латералі та вертикалі, як це видно на приведеному поряд малюнку (рис. 3.63, 3.64). Шари в цьому випадку створюють фігурну мікроступінчасту поверхню, геометрична форма котрої, власне, і сприймається як складка.

4. 

Рис3.63. Схема формування складка сколювання (Turner and Weiss, 1963). ab – осьова поверхня, S₀ – шаруватість, S₁ – кліваж. Стрілками показаний напрямок мікроступінчастих Складки сколювання характеризуються співвідношенням: S₁||аb, тоб то кліваж у таких структурах завжди паралельний осьовій поверхні.

Структурний парагенезис складок сколювання:

1. крихкий кліваж осьової поверхні,

2. Структури перетину кліважем шаруватості,

3. у певних випадках структури будинажу на крилах,

4. лінійність (найчастіше борозни ковзання на поверхнях кліважа).

5. Зміщень

19) Відбито-складчасті та шовноскладчасті комплекси первинної епізони. Їх структурні парагенези.

Шовноскладчасті комплекси (шовна складчастість) охоплюють крайові частини тектонічно взаємодіючих між собою великих блоків (чи терейнів та навіть літосферних плит). Вони являють собою лінійні зосередження великих вертикальних, крутонахилених та навіть пологих крихко-в'язких чи в'язких розломів. Їх виникнення у загальному випадку зумовлено зміщенням, обертанням блоків поздовж цих розривних структур. Ці комплекси певною мірою паралелізуються з так званою геосинклінальною складчастістю, під якою традиційно розуміють складчасті структури, що виникли на місці лінійних (геосинклінальних) прогинів при тангенційному стисненні. У тектонофаціальному аналізі такі утворення розглядається в першу чергу як зони активної зсувної течії (сколювання) в макро- та навіть у мегамасштабі. В англомовній літературі їм певною мірою відповідають shear zone.

З позицій тектонофаціального аналізу формування таких комплексів пов’язується зі зсувною, своєрідно в'язкою течії гірських порід, викликану в’язким тертям на границі взаємодіючих літосферних плит або великих блоків земної кори. Більш того, зони шовної складчастості ототожнюються зі своєрідними тектонічними потоками, внутрішня організація котрих певною мірою узгоджується із законам гідродинаміки Зокрема, вони мають "береги" – обмеження по латералі та вертикалі – і володіють певною симетрією (мають поверхні, напрямок та фронт течії тощо).

Шовна складчастість – наскрізна для земної кори і у зв'язку з цим проявлена в усіх, крім вторинної епізони, структурно-реологічних обстановках. Але її морфологічні особливості по вертикалі змінюються відповідно до зміні реологічних властивостей середовища .

Шовноскладчасті комплекси у первинній епізон іскладені :

1. системами крихко-в'язких розломів або субв’язких розломів,

2. складками прирозломного вигину та сколювання,

3. вториннми монокліналями

4. в’язкими протрузіями,

5. тектонічним меланжем та

6. цілим рядом відповідних лінійних мезо- та мікродислокаційних структур..

Шовна складчастість формується на тектонічно активних ділянках земної кори (рухливих поясах), яким відповідають зони обдукції (насування океанічних плит на континентальні), колізії (зіткнення літосферних плит чи їх частин – мікроконтинентів, теренів), а також гігантських та великих зсувів. Залежно від масштабів відзначеної взаємодії та амплітуд зміщень утворюються відповідні за розмірами і порядками шовноскладчастості зони.

Звичайно, зони шовної складчастості групуються в більш великі складчасті спорудження, утворюючи складчасті системи, які, власне, відповідають областям так званої геосинклінальної (лінійної, голоморфної тощо) складчастості. Складчастість таких тектонічних областей завжди має лінійний характер. Складки при цьому представлено переважно стиснутими та ізоклінальними різновилами. Часто вони змінюються вторинними монокліналями.

Умовна поверхня, яка обмежує рівень розповсюдження складок у комплексах даного типу по вертикалі, називається дзеркалом складчастості.

Шовна складчастість по латералі у хрест простягання, як правило, контрастна, дискретна за інтенсивністю дислокаційних перетворень. Зокрема, ділянки ізокліналізації та вторинної монокліналізації в таких зонах чергуються з ділянками відносно малого стиснення складок і таких повторень може бути десятки і сотні. Подібні латеральні зміни чудово фіксуються за десятибальною шкалою тектонофацій.Так, у цілому складчастість даного типу всіх структурно-реологічних обстановок маркується ТФ V – X, а відзначена контрастність – тектонофаціальними флуктуаціями (тектонофаціальними ритмами), які накладаються на загальний тектонофаціальний фон. Кожному такому ритму відповідає конкретний розлом і конкретні складки, що пов'язані з цим розломом. Подібна картина на тектонофаціальному графіку має вигляд пили (див. попередній рисунок), а на тектонофаціальному плані – рисунок "гребінки" 

Зміна морфореологічних особливостей шовноскладчастих зон по вертикалі завжди супроводжується збільшенням зверху донизу потужності цих зон. Зокрема, відносно мінімальну потужність вони мають в епізоні, а максимальну – у катазоні.

Шовноскладчасті структури завжди мають певну вергентність – пануюче падіння осьових поверхонь складок та інших площинних структурних елементів (кліваж, сланцюватість, тектонічна смугастість тощо). Така вергентність може бути вертикальною, нахиленою, віялоподібною та ін. При переважанні одного певного напрямку падіння відзначених поверхонь її визначають як моновергентну. Крім того, вона буває полівергентною.

Потужність і довжина шовних зон узгоджується між собою і разом, крім того, залежать від амплітуди зсувних зміщень. Так, завжди відносно найбільш потужними є планетарні зони шовної складчастості. Їх ширина може досягати сотень кілометрів, тоді як ширина аналогічних тектонічних структур місцевого значення, як правило, обмежується першими десятками кілометрів. Що ж стосується впливу амплітуди, то її збільшення напряму приводить до зростання потужності цих зон. Тому ті з них, котрі контролюються зсувами, як правило, на одному і тому ж палеорівні мають значно більшу потужність, ніж зони, що контролюються врізами та підкидами. Подібна залежність обумовлена тим, що амплітуди горизонтальнозсувних зміщень, на відміну від підкидових, не лімітуються ізостазією блоків літосфери, і зміщення по них може відбуватися на сотні й більше кілометрів.

У будові зон шовної складчастості й особливо тих, що відповідають зонам зім'яття, суттєву роль відіграє тектонічний меланж. Склад останнього узгоджується зі складом субстрату, на якому закладалася шовноскладчаста структура. Так, для зон подібної складчастості, яка сформувалася на океанічній корі, завжди, і навіть незалежно від подальшого розвитку, характерним є серпентинитовий меланж, або меланж, який несе в собі уламковий матеріал офіолітового комплексу.

Часто великі шовноскладчасті зони, і серед них особливо горизонтальнозсувного походження, мають антиклінорну будову, яка знаходить свій вираз у тому, що центральні їх частини, які припадають на ділянки найбільшої дислокованості порід, ускладнені в'язкими протрузіями. Цікаво, що на цих же центральних ділянках дуже часто присутні лінзоподібні тіла і навіть великі блоки порід, значно древніших за всі інші породи, і які аномально відрізняються навіть від уламкового матеріалу меланжу.