На юге гор Китаками геологические исследования начались давно благодаря выявлению многочисленных ископаемых остатков, и это одна из наиболее хорошо изученных областей Японии. Рен Куримото, который был техническим экспертом Министерства агрономии и торговли, одним из первых японских геологов изучил сланцы Окатсухама (сланцы Инай из района Окатсу в перфектуре Мияги). Куримото указал на тектоническое происхождение этих сланцев в свете новой тогда информации, которую он почерпнул в Королевском горном колледже в Лондоне (Куримото, 1886). Однако, несмотря на это, его ранняя работа не имела последователей и вплоть до совсем недавнего времени почти не привлекала внимания ученых. Вероятно, это произошло потому, что в то время основным направлением структурной геологии было объяснение геологической истории на основании изучения биостратиграфических разрезов.
Важно установить механизм деформации, а также физические и механические условия, преобладавшие во время деформации горных пород. Кливаж горных пород (rock cleavage) представляет собой ценный ключ для выяснения таких вопросов. В этой главе мы опишем свойства и происхождение кливажа с учетом этой точки зрения. Породы, подвергшиеся кливажу, распространены также в зонах Шиманто, Сетогава, Майцуру и Ямагучи на юго-западе Японии.
Кливаж горных пород определяется как «мелкие плоскостные вторичные структуры, образовавшиеся при деформации». В общем, кливаж косо сечет плоскость напластования и характеризуется одинаковой связью с осевыми плоскостями складок. В особых случаях, когда кливаж параллелен осевой плоскости складки, он называется «кливажом осевой плоскости» (axial-planar cleavage). Так как сланцеватость, наблюдаемая в кристаллических сланцах, определяется как «плоскостная текстура, возникшая благодаря предпочтительной пространственной ориентировке1 рассланцованных минералов», ее иногда путают с кливажом. Однако, сланцеватость имеет другое механическое значение, так как она часто параллельна плоскости напластования и не всегда связана с осевой плоскостью складок. Поэтому в данной главе мы не рассматриваем сланцеватость.
Первым, кто идентифицировал и , описал кливаж в 1815 г., был Бейквелл. В последующие 150 лет были предложены различные варианты терминологии и испробованы многочисленные виды классификаций. В этой главе мы постараемся использовать только общепринятую терминологию и применить минимум важнейших классификаций.
Кливаж разлома
Термин «кливаж разлома» (fracture cleavage) относится к очень мелким трещинам или микроразрывам на интервалах в несколько миллиметров или сантиметров и не имеет отношения к расположению минералов, слагающих горную породу. Он может образовываться почти во всех типах горных пород, но наиболее часто он встречается в деформированных неметаморфи-зованных аргиллитах. Неправильный сетчатый кливаж можно наблюдать в плиоценовых аргиллитах Нищияма в префектуре Ниигата (центральная Япония). Плоскости кливажа расположены на расстоянии 2—3 мм, они пересекаются и сходятся друг с другом. Ориентировка в целом выдержанная, почти под прямым углом к плоскости напластования, но иногда наблюдается волочение из-за смещения плоскости напластования. Микроскопическое исследование позволило установить, что трещинки кливажа выполнены глинистыми пленками толщиной 20—30 мкм, в которых можно наблюдать параллельные плоскости кливажа обломочные чешуйки слюды. Пересечение кливажа разлома и плоскости напластования часто параллельно оси складки. Кроме того, на геологическом разрезе вкрест оси складки, вокруг нее обычно наблюдается веерообразное расположение трещинок кливажа, которые сходятся к центру изгиба; см. пример с песчаником на рис. 4.1. Некоторые геологи объясняют происхождение кливажа разлома также, как и происхождение трещиноватости, однако Прайс и Хэнкок (1972) пришли к заключению, что он образовался в результате гидравлического дробления, когда ось минимального главного напряжения была временно параллельна плоскости напластования и располагалась под прямым углом к оси складки, а давление поровой воды в процессе складкообразования аномально возрастало.
Кливаж сланцеватости
Кливаж сланцеватости (slaty cleavage) встречается в тонкозернистых слабометаморфизованных породах и представляет собой параллельное расположение очень тонких, рассланцован-ных минералов, таких как иллит. Аспидные сланцы и туфы с развитым кливажом сланцеватости можно разделить на чрезвычайно тонкие чешуйки вдоль плоскостей кливажа, поэтому их обычно можно резать на тонкие пластинки, применяя только резец. Это свойство означает, что породы с кливажом сланцеватости можно легко превратить в кровельный сланец и черепицу. Это также означает, что выветривание скорее подчеркивает плоскости кливажа, а не плоскости напластования, поэтому необходимо особенно внимательно относиться к их определению в полевых условиях.
При изучении кливажа сланцеватости под микроскопом обнаруживается, что разнообразные линзовидные участки толщиной 10—50 мкм расположены повсюду с исключительной степенью преимущественной ориентировки и что их окружают чрезвычайно тонкие пленки. Так как эти пленочные участки состоят из рассланцованных минералов, расположенных субпараллельно направлению кливажа, при наблюдении с анализатором они проявляют параллельное погасание. Глинистые минералы, ильменит или циркон иногда скапливаются в пленке и легко различаются как черные штрихи в плоскополяризованном свете. Пленка особенно хорошо развита вокруг крупных кристаллов и обломков пород, облекая их, и, следовахельно, может часто образовывать тень давления — pressure shadow2 (рис. 4.2). Линзовидные участки могут состоять из агрегатов таких минералов как кварц, полевой шпат или из обломков породы, иногда они испытывают вращение. Слоистые минералы обычно отсутствуют, но если они есть, то не обнаруживают особой ориентировки.
Что касается взаимосвязи кливажа сланцеватости со складчатостью, то обычно он параллелен осевой плоскости так называемых складок скалывания, и морфологически подобные складки (similar fords) образуются при незначительном проскальзывании вдоль плоскости кливажа (рис. 4.3). Следовательно, характерная особенность складчатости скалывания заключается в том, что толщина слоя, измеренная параллельно осевой плоскости складки, т. е. толщина осевой плоскости, постоянна. Проходя через компетентные слои, например такие как слои песчаника, кливаж сланцеватости преломляется на границе между ним и аргиллитом, и разрез вкрест оси складки обычно выявляет сходящиеся веерообразные текстуры вблизи осей складок, обращенные к центру изгиба в песчаниках и, напротив, расходящиеся в аргиллите (см. рис. 4.1).
Кливаж скольжения
Кливаж скольжения (crenulation cleavage) наблюдается в породах низкой и средней ступени метаморфизма с хорошо развитой послойной сланцеватостью. Послойная сланцеватость образует чрезвычайно мелкие складочки с длиной волны в несколько сотен микрометров, с взаимно параллельными осевыми плоскостями, которые повторяются и повторяются; кливаж скольжения развивается параллельно этим плоскостям. Хотя существуют многочисленные разнообразные формы кливажа скольжения (Хара, 1966, Иваматсу, 1971, 1975), они характеризуются постепенным переходом из одной формы в другую и весьма тесно связаны генетически. В целом можно различить два основных типа или крайних члена. Один — дискретный кливаж скольжения (discrete crenulation cleavage), который явно сечет и смещает сланцеватость, другой — зональный кливаж скольжения (zonal crenulation cleavage), когда кливаж развит в виде зоны с размытыми границами, которые соответствуют параллельным крыльям микроскладок с длиной волны, измеряемой микрометрами, особенно более коротким, крутым крыльям, (Грей, 1977) (рис. 4.4, 4.5).
В этом разделе мы рассмотрим дискретный кливаж скольжения, который является наиболее обычным типом кливажа скольжения (рис. 4.4, б). Этот тип кливажа скольжения менее правильный и более прерывистый, чем кливаж сланцеватости, и может, кроме того, стать разветвленным. Микроскопическое исследование выявило мельчайшие чешуйки серицита, располагающиеся параллельно друг другу и параллельно либо под небольшим углом к кливажу. Иногда они изгибаются в результате волочения вдоль кливажа, особенно, если они располагаются косо к нему. В отдельных случаях они могут даже быть связаны со сланцеватостью. Другими словами, осуществляется переход к зональному кливажу скольжения. Послойная сланцеватость мало-помалу смещается в результате такого кливажа, образуя по всей породе второстепенные складки с длиной волны в несколько миллиметров. Вследствие этого направление скольжения вдоль кливажа противоположно на крыльях этих мелких складочек (см. рис. 4.4, в).
Существуют многочисленные примеры территорий, где складки самого разного масштаба — от мельчайших до самых крупных, фактически состоят из агрегатов таких мелких складок. В большинстве случаев такие складки разного размера характеризуются взаимно параллельными осевыми плоскостями. Следовательно, осевые плоскости этих складок простираются параллельно кливажу скольжения. В связи с этим существует предположение, что он играет ту же роль, что и кливаж сланцеватости, и что оба типа кливажа тесно связаны генетически.
Выше мы кратко представили три типа кливажа, а в следующем разделе сосредоточимся на кливаже сланцеватости, который наиболее интересен в отношении теории деформаций, так как аспидные сланцы содержат многочисленные индикаторы деформации (strain indicators), в частности, деформированные ископаемые остатки и т. д.
Примечания
1. Статистически одинаковая ориентировка разных по размеру зерен или кристаллических агрегатов.
2. Текстура, характеризующаяся продолжающимся ростом тонких минеральных агрегатов на противоположных сторонах порфиробласта в кристаллических сланцах или обломочных зерен в аспидных сланцах.