Распространение сланцеватости в орогенических поясах
Орогенические пояса обычно разделены на несколько структурных зон, простирающихся параллельно региональному простиранию пояса. Существуют некоторые вариации, обусловленные типом орогенического развития, например, типом островных дуг или коллизии. Тем не менее, принято разделение от центральной оси с расширяющимся распространением плутонических пород к окраинным бассейнам. Названия (в скобках) относятся к соответствующим зонам Аппалачей, которые являются одним из наиболее типичных орогенических поясов. Этот пояс разделен на осевую (Пидмонт), внутреннюю (Голубого хребта), внешнюю (Долин и хребтов) и окраинную (плато Аллеганы) зоны. Осевая зона характеризуется послойной сланцеватостью, которая субгоризонтальна или плавно наклонена. Кроме того, в некоторой степени может быть развит наложенный субвертикальный кливаж скольжения. Внутренняя зона характеризуется развитием регионального кливажа; плоскости кливажа обычно простираются параллельно простиранию орогенического пояса и круто наклонены до субвертикальных. Так как кливаж сланцеватости наиболее широко развит в областях с наибольшим распространением тонкозернистых пород, они называются сланцевыми поясами. Сланцеватость, подобная кливажу, не встречается за пределами данных областей, поэтому граница внутренней зоны называется тектоническим фронтом (Феллоуз, 1943). Хотя граница между двумя зонами в некоторых случаях может быть очерчена крупным надвигом, обе они, возможно, структурно взаимосвязаны. Литология этих зон от осевой до внешней образует следующий ряд: гнейсы → кристаллические сланцы → филлиты → аспидные сланцы → глинистые сланцы.
Глубина во время развития кливажа сланцеватости
Как уже отмечалось, распространение сланцеватых текстур варьирует в соответствии с их положением в пределах орогени-ческого пояса. Возникает вопрос, связано ли это просто с тем, что различные виды деформаций происходят на горизонтально разных уровнях. Или, напротив, такое распространение демонстрирует некую разновидность механической неизбежности?
В общем, можно считать, что факторами, определяющими вид деформации в горной породе, являются физические свойства самой породы в сочетании с температурой и давлением (геостатическим и тектоническим), а также скорость деформации. Рассматривая отдельную складчатую структуру, предположим, что тектоническое давление и скорость деформации почти равны, по крайней мере, в отношении деформации, происходящей одновременно. В этом случае, если складка состоит из литологически однородных слоев, то наблюдаемую в ней деформацию можно принять за функцию температуры и геостатического давления, т. е. глубины. Позже мы рассмотрим пример таких исследований (Иваматсу, 1969, 1975).
Синклинорий Цунакизака, в восточной части Кенсеннума на юге гор Китаками, сложен толщами от пермского до мелового возраста. За исключением меловых отложений, аргиллиты развиты почти по всех горизонтах в соответствии с условиями, описанными ранее. Эти толщи образуют огромный синклинорий с единой осью складчатости. Типичную складчатость скалывания с кливажом осевой плоскости можно наблюдать в пермских и триасовых отложениях, в верхнеюрских — флексур-ную складчатость с послойным скольжением, а в среднеюрских отложениях образуется складчатость промежуточного типа (рис. 4.19). В целом, с более низких до более высоких горизонтов складчатость скалывания постепенно переходит в складчатость флексурного типа. Частота встречаемости кливажа сланцеватости на единицу длины, измеренная в плоскости, расположенной перпендикулярно к кливажу, также уменьшается с более низких до более высоких горизонтов (рис. 4.20). Его свойства удивительно выдержаны и одинаковы в отложениях перми и триаса, но в отложениях средней юры он становится неправильным и прерывистым (отмечены различия в развитии кливажа даже в пределах одного шлифа).
В то же время кливаж часто вообще отсутствует в отложениях верхней юры. Некоторое параллельное несогласие либо незначительное угловое несогласие обнаруживается ниже триасовых и юрских отложений, однако на этих границах не происходит внезапного изменения структур, и в слоях, развитых ниже, не проявляется наложенная деформация. Следовательно, нет особых оснований считать, что в этот период происходили крупные движения земной коры, как и орогенические движения Хонсю, предполагавшиеся некоторыми учеными. Считается, что все вышеупомянутые структуры развились в процессе меловых орогенических движений. Итак, даже под действием одинаковых тектонических движений в зависимости от глубины будут развиваться различные варианты деформации. На глубине возникнет складчатость скалывания с кливажом осевой плоскости, тогда как выше будут развиваться флексуры. Рассмотрим размещение кливажа сланцеватости в свете приведенных выводов. Полагают, что во время меловых орогенических движений отложения перми и триаса залегали даже глубже, чем позволяет предполагать современная мощность юрских и меловых отложений, составляющая около 3000 м. Следовательно, можно считать, что кливаж сланцеватости развивался на большей глубине в условиях, когда геостатическое давление составляло 70— 30 МПа. Типичный кливаж сланцеватости формировался также в отложениях перми и триаса в горах Китаками на п-ове Охика, и было установлено, что «глубина» его образования там составляла около 2500 м (Токуяма, 1965). Аналогичные значения глубины, составляющие около 3000 м, были установлены для разновозрастных образцов из самых разных участков. В соответствии с данными Карсона (1968) давления, характерные для глубин вплоть до 3000 м, играли важную роль в развитии кливажа в сланцах Мартинсбург. Зарождающийся кливаж сланцеватости был также обнаружен в миоценовых глинистых сланцах на глубине 3500 м в образцах керна, полученного при разведочном: бурении в префектуре Ниигата (Иваматсу, 1971). Следовательно, логично принять мощности слоев за «глубину», а также что кливаж сланцеватости или складчатость скалывания образуется на глубине около 3000 м или более.
Далее, мы должны рассмотреть проблему нижнего предела глубины, на которой будет развиваться кливаж сланцеватости. В горах Китаками — Абукума, в тех местах, где это может быть установлено, предельная глубина составляет около 5000 м. Глубже, т. е. до глубины 7000 м, сосуществуют кливаж скольжения и послойная сланцеватость и развиты складки с кливажом скольжения, играющим роль кливажа осевой плоскости. Наблюдается тесная генетическая взаимосвязь между кливажом скольжения и развитым выше кливажом сланцеватости и предполагается, что они образовались одновременно. На глубине свыше 7000 м обнаружена складчатость течения, в которой развита послойная сланцеватость и нет признаков кливажа. Другими словами — горизонтальное распространение сланцеватых текстур в орогенических поясах, подобных описанному выше, зависит от глубины их образования внутри орогенного пояса. Однако, поскольку цифры 5000—7000 м объединяют увеличение мощности слоев в результате деформации и кажущееся уменьшение мощности за счет образования подобных складок (что описано в разделе 4.3), их нельзя считать точными. Учитывая эту информацию, логично заключить, что глубина, на которой развивается кливаж сланцеватости, составляет 3000—5000 м (при геостатическом давлении 70—100 МПа).
Структурный уровень и кливаж сланцеватости
Как описано выше, в горах Китаками — Абукума была обнаружена система, состоящая из серии складок, представленных, начиная с низких к более высоким горизонтам, следующими складками: течения → с кливажом скольжения → скалывания → флексурными. Хотя границы между типами складчатости постепенные, каждый из них представляет собой независимую, отдельную форму, и каждая форма складчатости соответствует своей глубине. В1 определенных местах деформация может качественно изменяться в соответствии с количественным изменением глубины, т. е. температуры и давления. Это такой же тип связи, как и тот, который обнаружен в водосодержащих системах, которые качественно меняются при изменении количества тепла, т. е. ледводаводяной пар. В целом, в складчатости обнаружена структурная последовательность, контролируемая глубиной. Она называется структурным уровнем складок (structural level of folds; faultungsstockwerke). Сообщалось, что аналогичные структурные ряды существуют в орогенических поясах всего мира. Например, изменения типов складок, описанные выше, наблюдались также в некоторых областях Аппалачских гор (Максвелл, 1962), в сланцевых горах Тюрингии (Шредер, 1966), в центральных Пиринеях (Одэ, 1966) и в восточных Пиринеях (де Зиттер и Зварт, 1960). В каждом из этих случаев кливаж сланцеватости развивался на средних глубинах в этом структурном ряду.
Однако, нельзя утверждать, что такие структурные ряды будут развиваться во всех без исключения орогенических поясах. Даже в Японии именно только в горах Китаками — Абукума наблюдалось типичное развитие этой последовательности. На юго-западе Японии обнаружена следующая последовательность складчатости: складчатость течения → линзовидная складчатость → флексурная складчатость, с весьма незначительным развитием кливажа сланцеватости (Кимура, 1968).
Даже если данная деформация происходит на одной средней глубине, то возникает вопрос: какая же разница между местами, где развивается кливаж сланцеватости и где его нет? Токуяма (1971) использовал результаты испытаний ползучести для металлов и пришел к выводу, что складчатость скалывания возникает при низких скоростях деформации, а линзовидная складчатость — при высоких скоростях. Оно (1973) применил рентгеновские методы кристаллографии для изучения кливажа сланцеватости, развитого на севере зоны Сетогава на юго-западе Японии и обнаружил, что даже на одном стратиграфическом горизонте кливаж сланцеватости развивался тем лучше, чем выше была температура породы. Соединение этих двух выводов приводит к заключению, что, хотя на севере Японии деформация происходила медленно и при относительно высоких температурах, деформация на юго-западе Японии, возможно, развивалась относительно быстро при менее высоких температурах. До сих пор при исследованиях не было предпринято ни одной попытки количественной оценки тектонического давления, необходимого для развития кливажа сланцеватости. Эта проблема должна остаться в числе основных для дальнейшей работы.