розширені питання

19) Інтрузивно-відбитоскладчасті комплекси первинної епізони.

Подібні комплекси розвинені в чохлі окремих, відносно тектонічно активних ділянок платформ та деяких накладених прогинів у межах епігеосинклінальних та епіплатформних орогенів. Разом з комплексами дислокаційної переробки тектонічної рами їх відносять до утворень, які іменуються під назвою зон тектоно-магматичної активізації [Щеглов ].

Інтрузивні тіла цих комплексів й мають форму, яка найбільше пристосована до первинної шаруватої будови та неінтенсивних складчастих форм вмісних осадових товщ. При цьому найбільш досконалу в цьому відношенні форму набувають тіла порід основного складу, яка часто відповідає силам. В той же час інтрузивні тіла більш кислого складу утворюють лаколіти, лопотіти, гарполіти тощо (рис. 3.120, 3.121). При цьому важливою особливість подібних тіл є те, що вони найчастіше безкореневі.

Цікаво й те, що у тіл основного та близького до них складу найкраще розвинена прототектоніка рідинної фази, а в аналогічних тіл кислого складу остання пригнічена або відсутня взагалі, і в той же час добре розвинена прототектоніка твердої фази. Тіла основного складу часто утворюють цілі каскади типу "шаруватого пирога". Яскравим прикладом подібних комплексів є трапова формація та супровідні її тектонічні структури відзначеного вище типу Східносибірської платформи. Інтрузивна частина цієї формації складається з дайок та силів долеритів, габро-долеритів і габро-діабазів, які досягають потужності 200-300 м. Такі тіла завойовували простір у першу чергу шляхом підняття покрівлі. Деякі з них відзначаються грубою речовинною розшарованістю. Так, подібну будову мають пластові інтрузії так званого норильського типу, склад яких по вертикалі знизу доверху змінюється від троктолітів через олівінове і безолівінове габро до габро-діоритів. Окремі такі тіла несуть лінійні та площинні текстури течії.

20.1. Елементарні дислокаційні структури катагенетичної підзони епізони. Типи за морфологічними формами прояву та за механізмами формування.

Дислокаційні перетворення в катагенетичній підзоні первинної епізони здійснюються за допомогою наступних механізмів:

1. крихке сколювання та відрив (крихке тріщиноутворення)

2. катакластична течія (брекчування, катаклаз та мілонітизація),

3. крихке кліважування,

4. механічне лущіння сланцюватих порід,

5. крихко-пластичний вигин,

6. діапіризм.

При цьому похідними дії цих механізмів на мікрорівні є наступні структури:

1. тріщинуватість,

2. структури катакластичної течії (брекчії, катаклазити й мілоніти),

3. крихкий кліваж,

4. структури механічного лущіння раніше розсланцьованих порід;

Тектонічне тріщиноутворення та тріщинуватість. Тріщиноутворення подібного типу в катагенетичній підзоні займає важливе місце у формуванні складчастих та розломних структур. Воно проявляється або як масове явище, що призводить до утворення полів тріщинуватості, або реалізується у вигляді лінійних зон (зони сколювання), а також одиночних сколів та відривів, що приймають участь у створенні окремих тектонічних структур й у тому числі флексур, складок та розломів певних типів тощо.

Катакластична течія та відповідні їй структури. Катакластична течія – це одночасне глибоке руйнування гірських порі до частинок розміром від перших сантиметрів до сотих часток міліметру та фрикційний рух цієї мікроуламкової маси. Здійснюється вона в зонах крихко-в’язких та крихких розломів. Її продуктом є тектонічні брекчії, катаклазити та мілоніти.

Тектонічні брекчії. Це породи, складені гострокутними чи близькими до них за формою уламками, розміром від перших до 12-15 см Їх утворення зумовлене лавиноподібним розвитком різноорієнтованих мікротріщин відриву та сколювання в супроводі часткового переміщення уламкового матеріалу.

Катаклазити (назва походить від. гр. катаклазо – руйную) – це тектонокластичні породи, які утворюються при багаторазовому дробленні й фрикційному ковзанню частинок. Уламки (їх називають тектонокластами) мають частково обкатану кутасту, іноді овальну або лінзоподібну форму. Розмір таких уламків коливається від перших сантиметрів до 0,1 мм (пререважають мікроуламки розміром менше 1 см).

Мілоніти (термін походить від перекладеного англ. – борошно) – це продукти тектонічного стирання порід до частинок алевритової й пелітової розмірності (< 0,1 мм). Серед мілонітів у даній частині епізони розвинені:

1. борошнисті мілоніти та

2. глинки тертя.

Крихке кліважування та крихкий кліваж (термін походить від англ. cleavage – розкол). Таке кліважування здійснюється шляхом поділу порід на лінзовидні, пластинчасті, призматичні чи інші, подібні їм за формою тіла – мікролітони.

За морфологічними ознаками ряд дослідників ([Галкин, Гончаров такий кліваж формально поділяють на дві категорії: міжзерновий (диз’юнктивний ) та плойчастий (кренуляційним)

Лущіння розсланцьованих порід. Це процес вторинного механічного руйнування порід, яки вже несуть сланцюватість. Утворюється воно по раніше розсланцьованих аргілітах та розкліважованих алевролітах як поділ сланцюватих та кліважних мікролітонів на додаткові мікротіла лускатої форми Товщина таких мікротіл коливається в діапазоні від десятих до сотих часток міліметрів.

20.2 Прості дислокаційні структури катагенетичної підзони епізони. Типи за морфологічними формами прояву та механізмами формування.

Катагенез – це стадія глибинного перетворення осадових порід під впливом підвищених температур та тиску підземних мінеральних вод.

Прості дислокаційні структури у даній підзоні епізони представлені:

1. структурами крихкого будинажу,

2. муліон-структурами та стилолітами,

3. первинними монокліналями,

4. зонами сколювання,

5. кінк-бандами.

Крихкий будинаж. Такий будинаж являє собою розпад плитоподібних тіл за допомогою крихкого відриву або діагонального сколювання на майже прямокутні та паралелограмоподібні будини відповідно з різкими або трохи закругленими ребрами. Крихкий будинаж відбувається у випадках, коли жорсткість відповідних їм тіл значно перебільшує жорсткість оточуючих їх порід, Найбільш активно будинуються вапняки, доломіти, пісковики на вапняковому та кременистому цементі та інші подібні їм породи.

С хема крихкого будинажу відносно жорсткого шару (виділено крапом) за механізмом крихкого відриву (а) та діагонального сколювання (б).

Муліон-структури та стилолітові шви. Під такими утвореннями розуміють структури розчленування поперечними кліважними розривами (мулірнними швами) шарів карбонатного, рідше кварцового складу на лінзовидні тіла (муліони) й переміщення (або перетікання) таких тіл поздовж кліважних поверхонь. Найчастіше структури подібного типу формуються при спільній деформації шарів відзначених порід із шарами таких менш в’язких порід як глиністі алевроліти й аргіліти. При цьому на початковому етапі виникають структури типу фестончасті (гребінчатості), а на кінцевому етапі – структури типу псевдоконгломератів

Стилоліти – шиповідні або стовпчасті виступи шару, іноді достатньо глибоко укоріненні в сусідній шар. Вони нерідко володіють поздовжньою штриховкою, що відображує сліди ковзання. Найчастіше розвинені у вапняках, іноді в доломітах, рідко у пісковиках.

Первинні монокліналі. Монокліналі цього типу мають плитну будову: пакети шарів осадових чи вулканогенних порід, що їх складають, падають без будь-яких внутрішніх дислокаційних ускладнень, і таке падіння витримується на значних (до десятків та навіть сотень квадратних кілометрів) площах.Монокліналі даного типу, мабуть, належать до числа найбільш примітивних, якщо так можна висловитися, тектонічних утворень. Зокрема, у них дуже слабо проявлені, а іноді взагалі відсутні власні дислокаційні перетворення на рівні шарів чи пластів, і практично без змін зберігається первинна шаруватість або інші форми внутрішньої стратифікації. Єдиним елементом внутрішнього порушення є слабка тектонічна тріщинуватість, яка за інтенсивністю відповідає ТФ І – ІІ.

Зони сколювання. Під такими зонами розуміються лінійні зони. Важливим елементом їх будови є тріщини. Останні за характером орієнтуванням відносно напрямку зміщення представлені наступними типами (у систематиці С.С. Стоянова):

1. L-сколи, паралельні напрямку основного зсування в зоні;

2. R-сколи, орієнтовані під гострим кутом (π/4 – α₀) до напрямку основного зсування в зоні, при правому зсуві видхиляючись направо від цього напрямку, а при лівому – наліво;

3. R′-сколи, орієнтовані під тупим кутом (π/4 + α₀) до напрямку основного зсування в зоні, відхиляючись в той же бік, що й R-сколи;

4. Р-сколи, орієнтовані під гострм кутом (π/4 – α₀)_ до напрямку основного зсування, при правому зсуві відхиляючись наліво від цього напрямку, а при лівому – направо;

5. тріщини відриву Т, орієнтовані під прямим кутом (π/4) до напрямку основного зсування в зоні, відхиляючись так самою, як і R-сколи.

І деалізована схема внутрішньої будови зони сколювання: P, L,R, R^′ – сколи, Т – тріщини відриву

Кінкбанди (їх ще називають кінк-бандами, кінк-структурами, смугами зламу) являють собою зони (смуги) ешелонованого крихкого зламу пачок пластинчастих тіл між двома субпаралельними поверхнями.

Кінкбанди складаються з:

1. пари субпаралельних поверхонь зламу, які обмежують смугу зламу з двох боків,

2. внутрішнього крила – повернутих шарів між цією парою поверхонь,

3. двох зовнішніх крил – шарів, що притуляються до тріщин із зовні.

Характерною рисою відзначених поверхонь є те, що вони проявлені як тріщини тільки на рівні кожного окремого шару (чи будь-якого іншого пластинчастого тіла) і суцільної тріщинної зони не утворюють. Важливе й те, що суттєві зсувні зміщення по цих поверхнях не проявлені. Смуга зламу в цілому фактично являє собою зміщувач, що відіграє роль підкиду, скиду тощо.

В аріанти кінкбанд за кутовими співвідношеннями між поверхнями зламу та шаруватості

Системи зближених кінкбанд утворюють гармонікоподібні каскади – своєрідні шовні зони.