Вторинні монокліналі та тектонічний меланж.Протрузії

При дуже інтенсивній кліважній, сланцюватій та інших формах течії гірських порід у зонах в’язких розломів виникають дислокаційні утворення, які за внутрішньою будовою відповідають або монокліналям, або тектонічним хаотизованим утворенням.

Перші прийнято називати вторинними монокліналями, а другі тектонічним меланжем.

Рис. 3.4.62. Фрагменти вторинної монокліналі, складеної інтенсивно розкліважованими вендськими флішоїдними відкладами (аксумбинська світа) в зоні однієї з гілок Каратауського розлому: ліворуч – зі збереженням фрагментів складок, праворуч – із повним вторинним розшаруванням (повною ліанеаризацією).

Світле – вторинні шарки динамометаморфізованих кременисто-карбонатних алевролітів, темне – такі ж шарки динамометаморфізованих вуглецевистих алевролітів та аргілітів
Вторинні монокліналі.Монокліналі цього типу являють собою ділянки високих ступенів лінеаризації (вторинного розшарування) та переважного орієнтування всіх видовжених та сплощених тектонічних тіл, мезо- та мікророзривів, фрагментів складок тощо.

Такі ділянки приурочені до осьових частин в’язких розломів і маркуються виключно тектонофаціями VIII–X. У шаруватих середовищах їм відповідають зони інтенсивної ізоклінізації складок та навіть розчленування і перетворення фрагментів останніх у вторинні площинні елементи (рис. 3.4.62, ліворуч). Характерною формою внутрішньої організації таких монокліналей є так звана вторинна шаруватість.
Вторинна шаруватість являє собою паралельне перешарування надзвичайно сильно тектонічно сплощених і розтягнутих вторинних тіл при кліважній, сланцюватій та інших формах в’язкої течії гірських порід.

Основними кінематичними одиницями такої шаруватості є кліважний мікролітон (рис. 3.4.62, праворуч) або сланцюватий та будь-який інший вторинний мікрошар.
“Шаруватість” даного типу має свою власну стратифікацію, яку також прийнято називати вторинною. Подібна стратифікація може бути на 100% новоутвореною, якщо вона сформувалася при тектонічній течії, поперечної до первинних поверхонь нашарування. В інших випадках вона може зберігати релікти первинної, якщо виникла при поздовжній тектонічній течії. Але і в цьому випадку відбувається значне спотворення первинних потужностей геологічних тіл.
Тектонічний меланж. Меланж цього типу являє собою мікстит, в якому і уламковий, і цементуючий матеріал (матриця) мають однакове – спільне деформаційне походження.

Матриця, залежно від механізмів дислокаційних перетворень порід, представлена розкліважованими або кристалізаційно- чи трансляційно-розсланцьованими, розгнейсованими породами, а уламковий матеріал – надзвичайно розосередженими і затертими у відзначеному субстраті будинами та тектонічними лінзами шарів некомпетентних порід (рис. 3.4.63, 3.4.64).
Великі (шириною від перших сотень метрів до першого кілометра) та гігантські (шириною до десятків кілометрів) такі монокліналі з меланжевою будовою прийнято називати зонами зім’яття.

Класичним прикладом подібної зони є Іртиська зона зім’яття – вторинна макромонокліналь, ширина котрої досягає 20–40 км і яка простягається на багато сотень кілометрів.

Рис. 3.4.63. Тектонічний меланж в зонах Західно-Мугоджарського в’язкого кліважного розлому (див. рис. 3.4.60): 1 – матрикс, складений інтенсивно розкліважованими базальдоїдами мугоджарської світи (нижній-середній девон), 2, 3 – тектонічні лінзи (макробудини) кременистих (2) та карбонатних (3) порід середнього девону
Рис. 3.4.64. Тектонічний меланж у зоні Врадіївського в’язкого сланцюватого розлому на Середньому Побужжі в розсланцьованих біотит-амфіболових гнейсах дністровсько-бузької серії (1). Тектонічні лінзи розгнейсованих апліт-пегматоїдних гранітів побузького комплексу (2) та пегматитів (3)
В’язкі протрузії
В’язкими протрузіями називають тіла, які переміщувалися у твердому стані як пластична маса.
Протрузії подібного типу формуються в зонах в’язких розломів унаслідок в’язкісної інверсії, яка нагадує ефект витискання пиріжкової начинки. Обов’язковою умовою для створення протрузій даного типу є: 1) висока динамічність середовища, 2) велика в’язкісна контрастність цього середовища, тобто присутність у ньому порід, в’язкість котрих як мінімум на декілька порядків нижче в’язкості інших, оточуючих порід.
Формування в’язких протрузій в зонах розломів відбувається шляхом сплюснення (розтягу-стиснення) пластичних тіл та їх руху в напрямку найменшого тиску, тобто до денної поверхні.

Причому максимальне видовження залежно від характеру зміщення може відбуватися по осі а, або b.
В’язкість і відповідно пластичність порід залежить, як уже відзначалося, від температури, ступенів розкліважування чи розсланцювання, а в осадових породах, крім того, від ступенів літифікації.

У зв’язку з цим у різних структурно-реологічних обстановках у сферу формування протрузій в одному випадку потрапляють тіла, складені породами, у котрих необхідною є для цього процесу аномально низька в’язкість, зумовлена чисто літологічними факторами, у другому – динамометаморфічними перетвореннями, а у третьому – локальним розігрівом порід.

Подібна різноманітність ситуацій дає підставу поділяти протрузії на: 1) “холодні”, 2) динамометаморфічні та 3) “гарячі”.
“Холодні” протрузії
“Холодні” протрузії утворюються в епізоні, де низька температура суттєво не впливає на в’язкість порід і переміщення мас відбувається виключно за рахунок високої первинної пластичності деяких порід.

До таких протрузій належать тіла примусово переміщених при пластичній деформації зволожених глин, глинистих сланців, солей, серпентинітів, а в деяких випадках навіть вугілля.

Рис. 3.4.65. Глиняна протрузія, яка сформувалася при русі зволоженого глинистого матеріалу по тріщинах, у моласових флішоїдних відкладах дуланкаринської світи (верхній ордовік) у Чу-Ілійських горах (Південний Казахстан)
Протрузії зволожених глинистих мас. Виникнення таких протрузій є одним із проявів глиняної тектоніки. Формування їх відбувається виключно у верхній частині первинної епізони і зумовлюється відносно високою пластичністю глин у вологому стані.

Зокрема, в’язкість таких глин становить, як уже було відмічено раніше, 102 Пас, тоді як інших оточуючих їх порід (нехай навіть помірно діагенезованих) може досягати 1017-18 і більше Пас. Тому вологі глини при спільній деформації з жорсткими вмісними породами витискуються і рухаються по тріщинах та розломах, утворюючи протрузивні тіла, які проривають інші породи. Форма таких тіл може бути дайко-, штоко-, лаколітоподібною та іншою і, як правило, супроводжується відгалуженнями (рис. 3.4.65). Контакти таких тіл із вмісними породами різкі, незгідні.
Глиняні протрузії відміченого типу надзвичайно характерні для флішових товщ Українських Карпат та Криму. За даними В.С.Заїка-Новацького (1991) їх розміри там коливаються від перших до сотень метрів.
Серпентинітові протрузії. Такі протрузії представлені вторинно переміщеними, унаслідок видавлювання, серпентинітовими тілами. Вони формуються у первинній та вторинній епізоні на ділянках прояву так званої офіолітової тектоніки (тектонічної переробки океанічної кори) шляхом переміщення серпентинітового матеріалу по пологих і крутонахилених розломах будь-якого реологічного типу (рис. 3.4.66).
Серпентиніти – це продукти заміщення ультраосновних порід мінералами серпентинітової групи (антигорит, хризотил, хризотил-азбест та ін.). Крім того, в невеликій кількості вони містять карбонати, а також іноді тальк, актиноліт, тремоліт та інші мінерали. Найчастіше ці породи мають лускато-волокнисту або тонколускату текстуру, яка робить їх аномально дуже пластичними в оточуючому жорсткому середовищі.
Протрузивні тіла даного типу фактично заповнюють великі розломи, рухаються по них і часто майже досягають поверхні, пронизуючи потужні товщі осадових і вулканогенних порід.

Подібне явище, як правило, супроводжується захопленням серпентинітовою масою та транспортуванням у ній уламків більш твердого матеріалу офіолітової асоціації (кварцити, органогенні вапняки і доломіти, базальти, габроїди, несерпентинізовані ультра-основні породи) та інших гірських порід, які зустрічаються на шляху руху цієї маси.

При цьому утворюються тектонічні суміші, які називають серпентинітовим меланжем (3.4.67).

Рис. 3.4.66. Шамшалинська тектонічна лінза (протрузія, яка використала пологонахилений розлом – авт.) у Південному Тянь-Шані, що складена теригенно-серпентинітовою меланжевою масою (за С.А.Куренковим, 1983): 1 – розсланцьовані серпентиніти, 2 – теригенна олістострома, 3 – ефузиви основного складу, 4 – глинисті сланці, 5 – родингіти, 6 – четвертинні відклади

Рис. 3.4.67. Типовий серпентинітовий меланж на мезорівні: у серпентинітовій масі (світло-сіре) затерті уламки напіврозкладених основних та ультраосновних порід (темне строкате)
Динамометаморфічні протрузії
Динамометаморфічні протрузії формуються в умовах катазони та частково мезозони в зонах в’язких сланцюватих та в деяких випадках кліважних розломів. Їх розвиток обумовлюється вибірково підвищеною текучістю деяких порід при динамометаморфізмі. Вважається, що до числа останніх належать кальцитові мармури та можливо яшми, яшмоїди (див. розд. “Тектонічна смугастість…”).

Зокрема, подібну здібність мармурів відзначає Д.Флін (1967), посилаючись на інших дослідників.
Що ж стосується яшм, то висока їх текучість в умовах катазони, зумовлена їх тонкодисперною структурою, котра, як уже відзначалося (див. розд. “Вторинна смугастість тонкозернистих та аморфноподібних порід”) надає подібним породам у високотемпературних умовах властивості в’язкої рідини.
Формуванню протрузій даного типу сприяють будинаж та розлінзування, які приводять до створення ізольованих тіл. Крім того, у сферу формування протрузій можуть потрапляти і великі олістоліти та олістоплаки названих порід (рис. 3.4.68).

Розміри подібних тіл у деяких випадках досягають перших кілометрів.

Рис. 3.4.68. Тектонічна лінза (макробудина) мармурів (2), що несе ознаки протрузивного, додаткового, у даному випадку, переміщення серед інтенсивно розкліважованих алевро-пісковикових відкладів (1) щербактинської світи (середній ордовік) в горах Кендиктас (Південний Казахстан): а – геологічна схема, б – геологічний розріз по лінії І-ІІ, г – графік тектонофацій, який підкреслює деформаційну зональність
Динамометаморфічні протрузії мають наступні структурні ознаки:

1) їх тіла плавно обтікаються сланцюватістю або кліважем вмісних порід,

2) власна їх структура може бути ускладнена складками турбулентної течії та нагнітання; у крайовій частині тіл різко зростає (упритул до ізоклінальних) стисненість цих складок, і осьові поверхні складок орієнтовані паралельно контакту,

3) контакти таких тіл, як правило, різкі, але часто супроводжуються пластинчастим відшаруванням порід,

4) за відношенням до контактів проявлена деформаційна (і відповідно тектонофаціальна) зональність.
“Гарячі” протрузії
“Гарячі” протрузії, також як і динамометаморфічні, формуються виключно в зонах в’язких кліважних або сланцюватих розломів, але в даному випадку за рахунок аномально розігрітих тіл, температура котрих значно перевищувала температуру вмісних порід.

До числа таких утворень належать вторинно переміщені інтрузивні тіла (разом із роговиками), які у сферу дислокаційних перетворень потрапили на початковій (субсолідусній) стадії остигання, та вторинно розігріті породи на окремих ділянках. Нижче розглядатимемо “гарячі” протрузії, що утворюються інтрузивними тілами.
Протрузії інтрузивних тіл формуються виключно в зонах кліважних та кристалізаційно-сланцюватих розломів при спільній зсувній деформації відносно гарячих таких тіл із більш холодними вмісними породами. Утворюються вони за рахунок різниці температур і зумовлених цією різницею в’язкості порід. І чим більша ця різниця, тим ефективніше переміщуються інтрузивні тіла.

Найбільш активно в цьому відношенні поводять себе ті інтрузивні тіла, які у сферу дислокаційних перетворень потрапили на субсолідусній стадії остигання (солідус – це температура, при якій закінчується кристалізація розплаву).
Треба зазначити, що протрузії інтрузивних тіл – відносно мало відомий тип дислокаційних утворень.

Певна, але несистемна, інформація про них дається в петролого-структурних роботах 1930–1960-х рр.: Г.Клоос (1936), Е.Н.Кранк (1935), Р.Болк (1946), А.А.Полканов (1945), Н.А.Єлисєєв (1967), практично відсутня в сучасній геологічній літературі.

Рис. 3.4.69. Коренева частина (“цибулька”) невеличкої в’язкої протрузії біотитових гранітів (1 – нерозгнейсовані, 2 – тектонічно розгнейсовані) курдай-чатиркульського комплексу, яка плавно облямовується динамометаморфічно розкліважованими (3 – дуже сильно, 4 – відносно слабо) теригенними відкладами середнього ордовіка в горах Кендиктас.

Зверху (а) – графік тектонофацій, який за десятибальною шкалою відбиває структурну зональність відносно контакту протрузивного тіла (максимум деформаційних перетворень – тектонофація Х – припадає на екзо- та ендоконтактові зони). Посередині (б) – падіння кліважу у вмісних породах. Унизу (в) – геологічний розріз
Автор даної роботи за результатами багаторічних досліджень у Казахстані виділив у складчастих зонах палеозоїд цього регіону тип в’язких протрузій (пластичних діапірів) інтрузивних гранітоїдів, який сформувався при в’язкорозломних дислокаційних перетвореннях у мезозоні внаслідок спільної зсувної деформації відносно гарячих (при температурах, які залишалися близькими до солідусних) тіл інтрузивних гранітоїдів із відносно більш холодними вмісними породами, температура котрих відповідала термальним умовам зеленосланцевої фації метаморфізму.

Іншими словами, до подібного типу протрузивних утворень віднесено інтрузивні тіла, котрі у сферу дислокаційних перетворень потрапили у вигляді пластичної маси у твердій фазі на початковій (субсолідусній) стадії остигання. Виникнення таких протрузій було викликано різними реологічними механізми течії гірських порід при зсувній деформації.

Зокрема, гранітоїди у відзначеній термальній ситуації “текли” за допомогою тектонічного розгнейсування, а вмісні породи – за допомогою кліважування, значно менш пластичного, ніж розгнейсування.

Рис. 3.4.70. Типова латеральна структурно-реологічна зональність у контактовій зоні в’язкої протрузії гранітоїдів курдай-чатиркульського комплексу (ділянка на південно-західному фланзі Кендиктаської складчастої зони
в Південному Казахстані): а – плановий розріз; б – тектонофаціальний графік (римськими цифрами позначено тектонофації за десятибальною шкалою; а літерами – структурно-реологічні обстановки: ЛКЗ – локальна катазона, якій відповідають температурні умови, близькі до солідусної в ендоконтакті протрузивного тіла та роговикової фації в екзоконтакті цього тіла, і відзначається гнейсуватістю порід в ендоконтакті та кристалізаційною сланцюватістю в екзоконтакті; ЛНМЗ – локальна нижня мезозона,
якій відповідають температурні умови біотитової субфації зеленосланцевої фації динамометаморфізму, і відзначається кліважно-сланцюватими структурами течії порід; РМЗ – регіональна (фонова для даного середовища) мезозона, температурні умови котрої відповідають серицитовій, альбіт-серицитовій, хлоритовій, хлорит-серицитовій субфаціям зеленосланцевої фації метаморфізму і яка характеризується кліважною течією гірських порід; в – геологічний розріз по лінії А (чорними трикутничками з цифрами позначено породи, текстурні особливості котрих ілюструються нижче на фотографіях штуфів та шліфів)
Протрузивні тіла інтрузивних гранітоїдів несуть наступні особливості.
1. Вони гармонічно вписуються в загальну дислокаційну будову в’язких розломів, утворюючи в їх межах разом із вмісними породами своєрідні перфоскладки, ядра котрих складено власно гранітоїдами, а крила – вмісними породами, що конформно облямовують тіла цих гранітоїдів (рис. 3.4.69).

Конфігурація і розміри подібних складок у плані та по падінню відповідають формі й розмірам гранітоїдних тіл. Разом такі складки і тіла надають відміченим зонам антиклінорної будови.
2. В ендоконтакті протрузивних тіл проявлена тектонічна гнейсуватість (типу крайових “гнейсів” за Г.Клоосом), інтенсивність котрої зменшується в напрямку до внутрішньої частини тіла (рис. 3.4.70).

Рис. 3.4.71. Гранодіорити курдай-чатиркульського комплексу: 1 – масивної (негнейсуватої) текстури у внутрішній частині протрузивного тіла, 2 – тектонічно розгнейсовані в ендоконтакті такого тіла. Фотографії зразків, прив’язку котрих наведено на рис. 3.4.70 (позначена чорними трикутничками з відповідними цифрами)
3. В екзоконтакті розвинено латеральну структурно-реологічну зональність, яка відображує зміну термальних умов та інтенсивності дислокаційних перетворень вмісних порід навколо гарячого (під час деформації) протрузивного тіла (рис. 3.4.70).

Зокрема, безпосередньо біля контакту, де термальні умови відповідали роговиковій фації (у нашому розумінні локальній катазоні), розвинено кристалізаційну сланцюватість (сланцюваті роговики), рівень інтенсивності якої відповідає тектонофації Х.

Далі від контакту поступово зменшується інтенсивність дислокаційних перетворень (до рівня тектонофації V і навіть нижче), а разом із таким зменшенням відбувається поступова зміна кристалізаційної сланцюватості кліважем у супроводі динамометаморфізму порід спочатку біотитової, а потім серицит-хлоритової субфації зеленосланцевої фації (рис. 3.4.71, 3.4.72).
Крім відзначених, однією з непрямих, характерною ознакою протрузивних тіл є прояв в їх межах син- та постдеформаційного порфіробластезу. Останній представлено розвитком крупних та навіть гігантських призматичних зерен мікрокліна або середньо-кислого плагіоклазу.

При цьому ті порфіробласти, які кристалізувалися на стадії протрузивної течії гранітоїдів, також орієнтуються паралельно напрямку поверхонь розгнейсування основної маси цих порід і надають останній вигляд трахітоїдної текстури.

Зокрема, протрузії інтрузивних гранітоїдів, солідусний поріг котрих відносно низький (близько 650-700), можуть утворюватися тільки в мезозоні, тоді як протрузивні тіла основних та ультраосновних порід, солідусний поріг котрих значно вищий, спроможні формуватися і в катазоні.

Рис. 3.4.72. Серії фотографій шліфів (без аналізатора), яка ілюструє зміну ступенів динамометаморфічних перетворень алевропісковиків на різній відстані від контакту протрузії гранодіоритів курдай-чатирку-льського комплексу (прив’язка шліфів, наведена на рис. 4, відповідає трикутничкам із номерами 3-8): 3 – інтенсивно трансляційно розсланцьована кварц-біотит-роговобманкова порода (по алевропісковику) із розплющеними та розтягнутими (а:с>12-15) реліктовими зернами кварцу (біле), 5 – помірно кристалізаційно і трансляційно розсланцьований (з елементами в’язкого кліважування) біотит-хлорит-кварцова порода (по алевропісковику) з відносно помірно пластично деформованими (а:с~4-8) реліктовими зернами кварцу (біле), 7 – розкліважований та серицитизований і хлоритизований алевропісковик, деформація зерен кварцу в котрому за співвідношенням а:с не перевищує 2, 8 – слабо розкліважований і відповідно слабо хлоритизований алевропісковик, із практично збереженою алевро-псамітовою структурою
Крім відзначених, однією з непрямих, характерною ознакою протрузивних тіл є прояв в їх межах син- та постдеформаційного порфіробластезу.

Останній представлено розвитком крупних та навіть гігантських призматичних зерен мікрокліна або середньо-кислого плагіоклазу.

У свою чергу постдеформаційні порфіробласти поводять себе як нерівноважні до тектонічної гнейсуватості мікротіла.
В’язкі протрузії формуються в різних структурно-реологічних умовах. Зокрема, протрузії інтрузивних гранітоїдів, солідусний поріг котрих відносно низький (близько 650-700), можуть утворюватися тільки в мезозоні, тоді як протрузивні тіла основних та ультраосновних порід, солідусний поріг котрих значно вищий, спроможні формуватися і в катазоні.