Положение эллипсоидов деформации и кливаж сланцеватости
На основании очертаний и свойств индикаторов деформации были предложены различные методы анализа деформаций (Рэмсей, 1967, Икеда, Шимамото, 1975). Кроме того, разрабатывались методы количественной оценки деформаций по степени предпочтительной ориентировки рассланцованных минералов, которые образуют кливаж сланцеватости (Марч, 1932, Туллес и Вуд, 1975, Уиллис, 1977). Какой бы метод анализа ни применялся, степень деформации в итоге обычно изображается в виде эллипсоида деформации (strain ellipsoid) (рис. 4.11). Допуская, что физический объект, который до деформации имел сферическую форму, подвергается однородной деформации, изучаем форму эллипсоида, в который он превращается. Принимая, что длина главных осей эллипсоида располагается в порядке Х>Y>Z, плоскость максимального уплощения (плоскость X—Y) соответствует плоскости кливажа сланцеватости во всех без исключения орогенных поясах мира. Это и является основой гипотезы уплощения, рассмотренной в разделе 4.2. Аллохтонные ископаемые остатки, которые в обычных условиях залегают параллельно исходной плоскости напластования, как было обнаружено и в горах Китаками, располагаются параллельно направлению кливажа сланцеватости. Плоскости максимального уплощения гальки из конгломератов типа Усудзину также соответствуют кливажу сланцеватости. Это произошло потому, что они подверглись деформации в процессе складкообразования и переориентировались при вращении. В них не проявляется сингенетическая чешуй-чатость, и, следовательно, если слои возвращены в горизонтальное положение, при определении палеотечения и реконструкции бассейна осадконакопления неизбежно произойдет ошибка. Возникает представление, что область сноса была расположена на месте оси современной антиклинали. При реконструкции палеообстановок осадконакопления в областях с развитым кливажом сланцеватости необходимо очень внимательно изучать последующую деформацию.
Направление длинной оси (X) неодинаково в разных орогенных зонах: в горах Китаками она субгоризонтальна и параллельна оси складчатости (Иваматсу, 1975), в кембрийском сланцевом поясе Уэльса и в зоне Голубого Хребта Аппалачских гор она субвертикальна и перпендикулярна к оси складчатости (Рэмсей, 1962, Клоос, 1947). Мы не знаем причину этих различий.
Графики деформаций
Теперь рассмотрим, какие сведения о деформациях можно получить, зная длины осей эллипсоидов деформации. Для выражения деформации в двух измерениях предлагались различные графики (Флинн, 1956, Хоссак, 1968), которые назывались «графиками деформаций» (Флинн, 1956, 1962). В этом разделе мы представим вариант Вуда [120], который уточняет вариант Флинна (1956). Однако, необходимо сосредоточить внимание во избежание путаницы, так как в определениях Флинна оси деформации обозначаются наоборот, т. е. X<Y<Z. На рис. 4.12 по ординате отложен логарифм отношения длин осей (X/Y) максимальной и промежуточной главных деформаций, а по абсциссе — логарифм отношения длин осей (Z/Y) минимальной и промежуточной главных деформаций. Следовательно, когда деформации в направлении главных осей деформаций равны, на графике получается прямая линия. Цифры на прямых линиях показывают, на сколько (в %) каждая главная деформация увеличилась или уменьшилась по отношению к диаметру d сферы, равной по объему эллипсоиду деформации. Например, +150 % X указывает на удлинение на 150% в направлении оси X, т. е. X = 2,50d, тогда как —70%Z означает сжатие на 70 % в направлении оси Z, т. е. Z = 0,30d. Если деформация сопровождается сокращением объема, то d нельзя использовать для сравнения, но этим можно, вероятно, пренебречь в случае деформации, ассоциирующей с кливажом сланцеватости [120]. Кроме того, линия, проходящая под углом1 45° через начало координат, выражает плоскость деформации, когда Y = d, и, следовательно, площадь, расположенная справа ниже этой линии, указывает на дисковидную деформацию типа уплощения (сплющивание), а расположенная слева вверху — на стержневидную деформацию типа сжатия (удлинение).
В соответствии с анализом деформаций Вуда [120], предусматривающим использование пятен восстановления, средний эллипсоид деформации по кембрийским сланцевым поясам каледонского орогенического пояса характеризуется X:Y:Z = 1,7:1:0,26, т. е. X = 2,23d, Y = 1,31d, a Z = 0,34d. В противоположность этому, сланцевый пояс Таконик в орогеническом поясе Аппалачей имеет отношение длин осей эллипсоида деформации X:Y:Z = 1,7:1:0,17, т. е. X = 2,57d, Y = 1,51d и Z = 0,26d. Разница, вероятно, связана с тем, что в первом случае пояс состоит из открытых складок с субвертикальными осевыми плоскостями, а во втором — из сжатых опрокинутых складок. Хотя тип складчатости и влияет на конфигурацию эллипсоидов деформации, следует отметить, что в рассматриваемых случаях полученные значения хорошо совпадают. На рис. 4.13 нанесены все 5000 замеров, проведенных в кембрийской и ордовикской системах на обеих территориях. На нем отчетливо выделяется область перекрытия, подтверждающая существование зоны, в которой образуется кливаж сланцеватости (область, ограниченная точечной линией). Значения, полученные автором для девонских пятен восстановления в горах Китаками X:Y:Z = 1,5:1:0,29, т. е. X = 1,98d, Y = 1,32d и Z = 0,38d, также попадают в пределы этой области. Тот факт, что эти значения ближе к полученным по каледонскому поясу, а не по сланцевому поясу Таконик, не совпадение, а результат развития в горах Китаками складчатости открытого типа. Среднее по всем значениям для Каледонского и Аппалачского оро-генических поясов составляет: X:Y:Z = 1,76:1:0,24, т. е. X = 2,35d, Y = 1,35d и Z= 0,32d. Считается, что аспидные сланцы с такими параметрами обладают наилучшими качествами для облицовочных целей.
Следовательно, в орогенических поясах, различных по возрасту и расположению, но с проявлениями кливажа сланцеватости, всегда присутствует сжатие (приблизительно на 70 %) в направлении оси Z, т. е. перпендикулярно к плоскости кливажа. В плоскости кливажа наблюдается растяжение в направлении оси X на 100—150 % и приблизительно на 35 % в направлении оси Y. Это имеет важное значение. Поскольку кливаж сланцеватости во всем мире круто наклонен и даже субвертикален, направление максимального сжатия субгоризонтально (см. раздел 4.4). Следовательно, осадочные толщи в сланцевых поясах до того, как они подверглись орогеническим движениям, обусловленным горизонтальным сжатием, были в три раза шире. В настоящее время ведется дискуссия между «горизонталистами», которые отстаивают всеобщее горизонтальное сжатие, и «вертикалистами», которые считают вертикальные глыбовые движения фундамента главным фактором основных тектонических сил, приводящих к орогеническим движениям. Приведенные факты дают нам некоторую необходимую информацию по этой проблеме.
Вследствие удлинения в направлении осей X и У толщи осадочных пород в поясах сланцеватости определенно имеют большую мощность, чем до деформации. Когда ось X субвертикальна, как в Каледонском и Аппалачском орогенических поясах, мощности слоев благодаря деформации могут изменяться в 1,5 раза. Кроме того, так как величина горизонтального сжатия обычно больше у оси складки, чем на крыльях, то в сочетании с тем, что морфологически это подобные складки, также очевидно происходит утолщение слоев от крыльев к осям складок (рис. 4.14).
Если не принимать во внимание эти факты, то существует опасность, что реконструкция палеобассейна осадконакопления будет выполнена на основании наблюдаемых в настоящее время мощностей. Интересно отметить, что в кембрийском сланцевом поясе Каледонской орогенической зоны оси складок образуют кульминации там, где степень горизонтального сжатия относительно велика, и депрессии там, где она относительно мала (рис. 4.15). Причина заключается в том, что когда деформация приводит к утолщению слоев, расширение вниз невозможно, поэтому слоям приходится расширяться вверх (рис. 4.16).
Графики деформаций и процессы образования кливажа сланцеватости
Элементы деформации, описанные выше, показывают окончательные результаты деформаций, но как выяснить, какой процесс привел к возникновению современного положения из недеформированной среды? Так как начало графика деформации представлено X=Y=Z, т. е. недеформированной средой, то следует предполагать, что все графики деформации (deformation paths) проходят через него. X=Y>Z и X>Y=Z показывают, что сфера уплощена в форме диска либо вытянута в форме бруска, соответственно, поэтому кривая первого случая пройдет от начала графика вдоль абсциссы, а второго — вдоль ординаты. Кроме того, если У обычно неизменен, т. е. Y = d, то его график будет проходить вдоль линии, наклоненной под углом 45° через начало координат, как описано выше. Однако, какова обычная форма графика, за исключением этих особых случаев?
Значения, использованные ранее, являются средними величин, полученных по отдельным обнажениям, и некоторый разброс в действительности является нормой. Вполне естественно, что разброс значений деформации обнаруживается в пределах отдельных блоков лишь в 1000 см3 не только в конгломератах, содержащих гальки различных пород, но и в материалах, которые, как полагают, имеют тонкую и однородную текстуру, например, в пятнах пятнистого сланца. Чем выше степень деформации, тем менее выражен разброс и больше согласованность получаемых значений. Таким образом, когда порода деформируется будучи подвергнута действию определенной силы, все индикаторы деформации не деформируются сразу же до одинаковой степени. Одни из них деформируются заметно, другие-—менее заметно в результате лишь незначительных различий в их физических свойствах, размере и концентрации относительно вмещающей породы. Разброс величин возникает именно таким образом. Однако, можно ожидать, что по мере дальнейшего развития деформации все индикаторы примут одинаковые формы. Другими словами, можно считать, что различные эллипсоиды деформации, наблюдаемые в настоящее время, выявляют характер, присущий большинству деформированных эллипсоидов в изучаемом блоке. На рис. 4.17 построены замеренные значения по нескольким участкам в сланцевом поясе Таконик. Когда группируются точки из одного места, они располагаются вдоль плавных кривых. Они также демонстрируют историю деформаций породы. Кроме того, тот факт, что продолжения этих кривых, по-видимому, проходят через начало координат, подтверждает обоснованность построения графика деформации именно таким образом. Точность этого метода в дальнейшем подтвердилась. Эксперименты, проводимые при высоких давлениях на оолитовом известняке, прерывались на различных стадиях деформации, и измерялась степень искажения формы ооидов, содержащихся в нем.
Что же в действительности означают эти графики деформаций? Диаграмма показывает, что деформации не следуют ломаными линиями либо сложными кривыми, а образуют просто плавные кривые. В распределении точек по кривой нет особой концентрации, они рассеяны довольно равномерно. Это подтверждает, что кливаж сланцеватости либо развивается равномерно в течение относительно короткого промежутка времени, либо, что, по крайней мере, во время этого процесса не было интенсивных изменений поля напряжений. Этот факт очень важен при рассмотрении развития орогенических движений.
Развитие деформации и период образования кливажа сланцеватости
Графики деформаций, описанные выше, иллюстрируют лишь путь, проходимый после того, как начинает развиваться кливаж сланцеватости. Полагают, что пятна восстановления образуются в результате реакции, которая происходит между водой и осадками вскоре после их отложения. Поэтому нам необходимо знать всю историю деформации — со времени отложения осадков до развития складчатости. Бейтнер [8] выдвинул следующую гипотезу относительно сланцев Мартинсбург (рис. 4.18). Первая стадия — седиментационное уплотнение. В случае аргиллита обычно сокращение объема и мощности слоев происходит примерно на 50 % (Рэмсэй и Вуд, 1973). Таким образом, изначально сферический объект становится дискообразным с отношением осей 1,0:1,0:0,5. Если мы примем направление, которое станет осью X будущего эллипсоида деформации, т. е. вертикаль, за х, направление оси У, т. е. оси складки за у, а направление оси Z, т. е. оси горизонтального сжатия за z, то отношение осей этого диска может быть выражено как х:у:z = 0,5:1,0:1,0. На второй стадии происходит параллельное укорочение слоя, предшествующее образованию складок продольного изгиба. Принимая по средней оценке горизонтальное укорочение за 25 %, толщина слоя до некоторой степени восстановится, и прежний диск превратится в диск с отношением х:у:z = 0,67:1,0:0,75. В течение этой же стадии произойдет некоторое тектоническое уплотнение, параллельное слою (Скотт и др., 1965), и плотность породы возрастет с 2,5 (глинистый сланец) до 2,8 (аспидный сланец). Поскольку объем при этом уменьшается на 10%,, диск станет удлиненным сфероидом с x:y:z = 0,67:1,0:0,67. Другими словами, разрез, пересекающий ось складчатости (плоскость X—Z), будет кругом. Третья стадия — образование складок продольного изгиба. Крылья складки вращаются и слой наклоняется, но, так как предыдущий сфероид имел длинную ось, параллельную оси складки, отношение осей х, у и z не изменяется. Возникают складки типа флексур, образование которых сопровождается послойным скольжением. По мере того, как вращение крыльев продолжается и достигает критической точки, произойдет уплощение и будет развиваться кливаж сланцеватости. Это — четвертая стадия. Степень уплощения, происходящего в процессе развития кливажа сланцеватости, составляет 53 %; в случае сланцев Мартинсбург [8] и 62 % в случае обычных кровельных сланцев. Таким образом, прежний сфероид становится эллипсоидом, в котором X:У:Z = 1,76:1,0:0,25. Это очень хорошо соответствует измерениям Вуда [120], из чего следует, что гипотеза, по всей вероятности, справедлива. Следовательно, так называемые складки скалывания первоначально развиваются как флексуры с послойным скольжением, а кливаж сланцеватости развивается, когда складчатость усиливается уплощением. Итак, образование складок связано не только с незначительным проскальзыванием вдоль плоскостей кливажа.
Примечания
1. Мелкие (0,5—1 мм в диаметре) аккреционные сферические тела, напоминающие икринки, содержащиеся в известняковых породах. Образуются как концентрические сферы вокруг ядер в мелководных условиях.
2. Светло-зеленые метки в пурпурно-красном туфе, как полагают, образовались за счет восстановления железа в процессе диагенеза. Полностью сферические во время образования. Обычно от нескольких миллиметров до одного сантиметра в диаметре.