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.

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.

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.

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.

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.

До них належать флексури, складки більшості типів, в’язкі розломи, вторинні монокліналі, в’язкі протрузії та інші їм подібні тектонічні утворення.
Кожна складна дислокаційна структура характеризується певним структурним або структурно-динамометаморфічним парагенезисом і внутрішньою дислокаційною (деформаційною) зональністю, яку можна позначити тектонофаціями (своєрідними деформаційними фаціями) за десятибальною шкалою.
Структурні та структурно-динамометаморфічні парагенезиси складних дислокаційних структур
Структурний парагенезис – це набір (асоціація) елементарних та простих дислокаційних структур, а також прямо чи непрямо пов’язаних із цими формами жил альпійського типу та малих тіл метасоматитів, пегматитів та інших порід, які разом займають певний об’єм геологічного середовища, що відповідає певній за генезисом складній дислокаційній структурі.
Подібні парагенезиси, які включають у себе окремі типи кліважу, сланцюватість, тектонічну гнейсуватість, що супроводжуються синдеформаційними мінеральними змінами (динамометаморфізмом), називається структурно-динамометаморфічним.
Обов’язкова умова для виділення структурного чи структурно-динамометаморфічного парагенезису – щоб набір відзначеного вище типу складав собою єдине ціле, був стійким і повторювався в інших, подібних за походженням дислокаційних структурах. Однакові структурні парагенезиси мають складати однакові за походженням дислокаційні структури.
Термін структурний парагенезис походить від гр. “пара” – біля. Уявлення про парагенезис як такий починає свій відлік від 1849 р. після опублікування у Фрайберзі книги Августа Брейтгаупта “Парагенезиси мінералів”.

Під подібними парагенезисами цей дослідник розумів закономірні співзнаходження, чи асоціації мінералів. Його уявлення були активно сприйняті послідовниками, удосконалювалися, видозмінювалися і знайшли широке вживання спочатку в мінералогії, а згодом і в петрології та літології. Пізніше вони прийшли і в тектоніку.

Зокрема, у 1933 р. А.Д.Херасков, а за ним Н.С.Шацький, сформулював поняття про осадові, осадочно-вулканогенні формації, в основу котрого було покладено парагенетичний принцип: “формації – це природні комплекси, співтовариства або асоціації гірських порід, окремі частини котрих тісно парагенетично пов’язані між собою як у часі, так і просторі”.
Цей же принцип у 60–70-х рр. був використаний науковою школою А.В.Пейве (ГІН, Москва) для визначення парагенезисів тектонічних структур, які генеруються горизонтальними рухами земної кори.

У ті ж роки одночасно декількома подібними школами почав створюватися структурно-парагенетичний аналіз, але різних напрямів і з різними завданнями. У цьому відношенні відзначилися школи ГІНу (Москва), ІГНу (Алма-Ата), ІФЗу (Москва), МГУ, ВСЕГЕІ та Інституту геології докембрію (С.-Петербург), ІГіГФу (Новосибірськ). Кожна з цих шкіл зробила свій внесок у вчення про структурні парагенезиси.
Учення про структурні парагенезиси базується на уявленні, що тектонічні деформації (дислокаційні процеси), порушуючи первинні форми залягання геологічних тіл, приводять до створення якісно нових, вторинних таких форм та прямо чи непрямо пов’язаних із ними магматичних і гідротермальних та метаморфічних новоутворень.
Існують різні принципи виділення структурних парагенезисів. Їх вибір у першу чергу залежить від: концептуального сприйняття природи дислокаційних процесів; методології, що використовується для визначення природи цих процесів, та задач, які ставляться при вивченні дислокаційних утворень.

У зв’язку з цим в одних випадках визначення структурних парагенезисів обмежуються виділенням, головним чином, морфологічних чи навіть геометричних елементів тектонічних структур, а в других – таких саме елементів, але, з урахуванням мінеральних та мікроструктурних змін порід.
Перший підхід фактично є традиційним для структурного аналізу.

У сучасних варіантах він має тектонофізичне озброєння, активно використовує стереографічні моделі визначення просторових співвідношень структурних елементів між собою та сил, які породжують ці елементи.

Його умовно можна назвати структурно-геометричним або структурно-тектонофізичним. Він використовується школою стрейн-аналізу в англомовних країнах та цілим рядом структурних шкіл Росії (Московський ГІН, МДУ та ін.), а також в Україні (ЛНУ ім. Івана Франка).
Другий підхід є відносно молодим, який набрав чинності переважно в останні три десятиріччя. Він розглядає процеси формування дислокаційних структур з урахуванням речовинних перетворень субстрату, який несе ці структури.

Його можна назвати структурно-речовинним. Яскравим представником цього напряму є тектонофаціальний аналіз, розроблений структурною школою під керівництвом члена-кореспондента Казахської та Української НАН Є.І.Паталахи, за участі автора даної роботи. Цей аналіз, крім відзначеного, враховує Р-Т умови середовища та відповідні цим умовам реологічні механізми прояву дислокаційних перетворень, а також визначає якісно-кількісні характеристики таких перетворень за десятибальною шкалою тектонофацій (деформаційних фацій).
Що ж стосується вибору складу структурних або структурно-динамометаморфічних парагенезисів, то він визначається завданнями, які ставляться при тектонічних дослідженнях. При цьому враховуються масштаби прояву тектонічних явищ.

Так, наприклад, при вирішенні геодинамічних завдань до структурних парагенезисів включають великі тектонічні форми типу прогинів чи піднять, розломів високих рангів, тектонічних покривів тощо, формацій осадових і вулканогенних порід, інтрузивних комплексів, генетичних та морфологічних типів складчастості.

Вирішення детальніших геологічних задач, які стосуються геологічної будови відносно невеликих ділянок земної кори (рудні райони чи поля, родовища або просто перспективні у відношенні корисних копалин площі), диктує необхідність виділення структурних парагенезисів на рівні елементарних, простих і в певних випадках малих складних дислокаційних структур, тобто дислокаційних утворень, проявлених на мікро- і мезорівнях.
У зв’язку з відзначеним складові структурних та структурно-динамометаморфічних парагенезисів поділяють на:

1) мікроструктурні елементи, 2) мезоструктурні та 3) макроструктурні.
Мікроструктурні елементи. До елементів цієї групи відносяться ті елементарні дислокаційні структури, яким відповідають:

1) тріщинуватість, 2) мікроструктури механічного руйнування гірських порід (брекчії, катаклазити та мілоніти), 3) кліваж, 4) сланцюватість усіх типів та гнейсуватість, 5) тектонічна мікросмугастість усіх типів та інші подібні елементи.

Крім того, у певних випадках до мікроструктурних елементів структурних парагенезисів відносять дуже малі прості структурні форми типу мікробудин, мікроскладочок, птигиматитів тощо, які спостерігаються у шліфах під мікроскопом.
Мезоструктурні елементи. До цієї групи відносяться прості та деякі малі складні дислокаційні структури та малі тіла метасоматичних порід, розміри яких перевершують перші сантиметри і досягають перших сотень метрів.

Зокрема, до них належать:

1) крихкі та в’язкі мезорозриви, 2) структури розлінзування та будинажу, 3) малі складки, 6) структури перетину кліважем шаруватості, 4) жили альпійського типу і птигматитові складки, 5) кінкбанди, 6) плойчастість, 7) жили та ореоли метасоматитів, пов’язані з тріщинною, кліважною та іншою подібною тектонікою, малі тіла субвулканічних, інтрузивних, метаморфічних та інших порід, які заліковують тріщини та інші малі ослаблені структури.
Макроструктурні елементи. До їх числа включають великі, котрі проявлені на макрорівні, прості та складні дислокаційні структури, а також пов’язані з ними та відповідні за розмірами осадові, магматичні, метаморфічні та інші тіла. Такі макроелементи, звичайно, зчитуються з геологічних карт відповідного масштабу.
Предметом структурної геології є структурні та структурно-динамометаморфічні парагенезиси, які складаються з мікро- та мезоструктурних елементів.

Що ж стосується структурних парагенезисів, які складаються з макроелементів, то вони є об’єктом регіональних тектонічних досліджень та геотектоніки.
Тектонофації складних дислокаційних структур
У попередніх розділах ми тією чи іншою мірою торкалися якісних і кількісних характеристик інтенсивності прояву тріщинуватості, структур механічного руйнування, кліважування, розсланцювання, будинажу, використовуючи значення кількості тріщин чи кліважних поверхонь на одиницю довжини, розмірів та форми блочків або тектонокластів та товщини і габітусу мікролітонів, співвідношення довгої й короткої осей (а:с) пластично деформованих оолітів та інших круглих мікротіл, відстані між будинами тощо.

Подібні принципи визначення ступенів деформованості вживаються і для кількісної характеристики складних дислокаційних структур, але вже з урахуванням суми якісно-кількісних характеристик усіх складових структурного парагенезису.

У цьому відношенні існують розробки про структурні обстановки, домени, структурно-породні чи структурно-речовинні комплекси, структурні малюнки, тектонофації тощо.
Зупинимося на характеристиці тектонофацій.
Поняття про тектонофації, як уже відзначалося в попередніх розділах, є складовою частиною структурно-парагенетичного аналізу на тектонофаціальній основі.
Тектонофації – це своєрідні деформаційні (дислокаційні) фації, які за сумою структурних та речовинних ознак відображають ступені – бали за десятибальною шкалою – деформаційних перетворень гірських порід, з урахуванням Р-Т умов та реологічних властивостей середовища, в якому відбувався дислокаційний процес, а також реологічних механізмів, за допомогою якого цей процес реалізувався.
Для позначення ступенів деформаційних перетворень гірських порід прийнята десятибальна шкала тектонофацій. Кожний бал цієї шкали позначається римською цифрою за зразком – тектонофація І, ІІ, ІІІ … Х.

При цьому тектонофація І означає початкові, дуже слабкі дислокаційні перетворення, а фація Х – максимально можливі для даної структурно-реологічної обстановки такі перетворення. Усі інші тектонофації, починаючи з ІІ та закінчуючи ІХ, характеризують проміжні ступені таких перетворень. Можна відзначити, що тектонофація І відповідають надзвичайно слабкі деформації порід, які практично не позначаються на їх текстурі й структурі, а тектонофації Х – деформації, які приводять до утворення нової петрографічної якості.

Наприклад, у тектонофаціях VІІІ–Х абсолютна більшість гірських порід перетворюються в тектоніти того чи іншого (залежно від Р-Т умов) типу. Так само змінюються і форми залягання геологічних тіл. Так, у тектонофації І кут вторинного їх падіння не перевищує 10, тоді як у тектонофації Х усі первинні форми залягання перетворюються у вторинну монокліналь, кут падіння котрої може відрізнятися від первинного навіть на 180.
Тектонофації утворюють ряди – структурну зональність, яка фіксує зміну ступенів деформованості порід по латералі. Подібну зональність завжди мають флексури, складки, в’язкі розломи та інші складні дислокаційні утворення. У цих структурах синхронно зі збільшенням кута падіння шарів відбувається зростання інтенсивності тріщинуватості або кліважування порід, а при певних значних кутах падіння шарів з’являються структури дезінтеграції деяких шарів і навіть порід.
Для практичного визначення балу тектонофацій Є.І.Паталахою з співавторами (А.В.Смирнов, О.І.Лукієнко, В.А.Дербеньов, В.В.Коробкін, В.А.Білий та ін.) у 1978–1991 рр. була розроблена шкала тектонофацій (табл. 3.4.1 ), яка включає в себе широкий набір якісних та кількісних ознак ступенів дислокаційних перетворень гірських порід.

Теоретичною базою цій шкалі служить модель еліпсоїда обертання, яка демонструє зміну геометричних параметрів геологічних тіл по основних структурних координатах (довжини по осі а та b, ширини по осі с та ін.) залежно від зміни кута зсуву (). Докладніше особливості цієї моделі та можливості її використання для визначення ступенів деформованості геологічних тіл розглянуто в розд. “Загальні уявлення про природні деформації”.
Тут же відзначимо, що кожному балу тектонофацій, за винятком Х, відповідає зміна кута зсуву на 10 (див. табл. 3.4.1 ). Для кожного такого десятиградусного інтервалу розраховано компоненти зсувної деформації по осях а – а, b – b та с – с, а також ступені розтягання-стиснення (деформації в цілому) за відношенням а:с.

Крім того, у шкалу тектонофацій введено цілий ряд структурних та структурно-петрологічних ознак ступенів деформованості порід, узгоджених з відповідними величинами кута зсуву.

При цьому враховувалося, що на реальних геологічних об’єктах величині кута зсуву відповідає кут між шарами та осьовою поверхнею складки та шарами і медіанною поверхнею флексури (чи розломом-зміщувачем, що її контролює).
Приклади визначення тектонофацій.

Для того щоб уявлення про тектонофації стало більш предметним, розглянемо декілька прикладів визначення балів тектонофацій на основі використання приведеної вище шкали.
Таблиця 3.4.1.Шкала тектонофацій (за Є.І.Паталахою, з доповненнями)


Приклад 1. Розвинена тріщинуватість; розмір блочків, на які ця тріщинуватість поділяє породи, становить 60 см; породи не несуть ніяких динамометаморфічних змін; фіксуються фрагменти крупної складки, падіння шарів на крилі котрої становить 30. Такий парагенезис, за відзначеними кількісними характеристиками, відповідає тектонофації ІІІ епізони.
Приклад 2. Породи інтенсивно розкліважевані, і при цьому товщина мікролітонів становить 2 см, та метаморфізовані в умовах зеленосланцьовій фації динамометаморфізму (мають лінзовидно-смугасту текстуру і за складом наближаються до хлорит-серицит-альбіт-кварцевих сланців); кліваж перетинає шаруватість під кутом 20; проявлений будинаж і будини при цьому відокремлені одна від одної на відстань більше їх довжини.

Такий парагенезис відповідає тектонофації VІІІ мезозони.
Приклад 3. Породи кристалізаційно розсланцьовані і склад їх відповідає біотитовим гнейсам; зерна кварцу сильно пластично деформовані і ця деформація характеризується відношенням а:с=15; серед гнейсів містяться лінзи кременистих порід, які обтікаються сланцюватістю. Такий парагенезис і структурні ознаки ступенів реформованості відповідають тектонофації VIII катазони.
Приклад 4. Тектонічно розгнейсовані біотит-роговообманкові крупнозернисті граніти; пластична деформація зерен кварцу та ксенолітів у цих породах характеризується відношенням а:с=3. Тектонічне розгнейсування свідчить, що деформації відбувалися за допомогою гнейсуватої течії, характерної для структурно-реологічної обстановки катазони, а відзначене відношення відповідає тектонофації V катазони.
Флексури
Флексурою (назва походить від англ. flexura – вигин) називають коліноподібні вигини шарів чи будь-яких інших пластинчастих тіл. Такі структури, на відміну від кінкбанд, є похідними відносно пластичного поперечного вигину шарів.
Складаються флексури із двох колін (2 на рис 3.4.1) – різких або плавних вигинів, та внутрішнього крила (3 на рис 3.4.1) – місця найбільшого вигину шарів між колінами. За це флексури іноді називають однокрилами складками.

Рис. 3.4.1. Флексура та її геометричні частини і елементи (пояснення в тексті)
Крім відзначених елементів, пропонується вділяти медіанну поверхню флексури (4 на рис 3.4.1) – умовну площину, котра поділяє внутрішнє крило та флексуру в цілому на дві віддзеркалені, але повернуті одна відносно другої на 180, частини.

У флексур, які контролюються розломом, ця поверхня співпадає зі зміщувачем, а у безрозломних подібних структурах вона умовно проходиться через місце найбільшого вигину (і взагалі найбільшої деформованості) шарів у внутрішньому крилі.
Ті частини первинних форм залягання порід (або первинної монокліналі), які із зовні безпосередньо притикаються до колін, називають зовнішніми крилами флексури (1 на рис 3.4.1).

При цьому виділяють підняте й опущене таке крило. Перше знаходиться гіпсометрично вище другого. Відстань між цими крилами за вертикаллю називають амплітудою флексури (Аф).

Рис. 3.4.2. Типи флексур: а – пряма, б – нахилена. Пунктирною лінією показана медіанна поверхня. Аф – амплітуда флексури
Флексури поділяються на вертикальні та горизонтальні. До перших належать ті, котрі сформувалися за рахунок переміщення зовнішніх крил по вертикалі. Такі крила залягають горизонтально або нахилено.

У свою чергу до горизонтальних відносяться флексури, які утворилися за рахунок вигину крутопадаючих шарів при горизонтальному зміщенні зовнішніх крил. Такі крила падають вертикально.
Окрім того, серед вертикальних флексур за нахилом медіанної поверхні виділяють прямі і нахилені (рис. 3.4.2). У прямих флексур медіанна поверхня (або розвинений на її місці розлом-зміщувач) орієнтована вертикально, а у нахилених – під кутом до горизонту.
Формування флексур тісно пов’язане з блоковими зміщеннями у фундаменті. Вони часто є прямим продовженням у чохлі над фундаментом розломів-скидів чи -врізів (рис.3.4.3).
Треба зауважити, що нахилені флексури, які ускладнені розломами-підкидами та насувами, прийнято називати прирозломними складками (див. наступний розділ).

Рис. 3.4.3. Флексура мезо-кайнозойських та пермських відкладів, яка відображує зміщення за крутим скидом у кристалічному фундаменті. Профіль через долину річки Рейна біля Базеля (за А.Геймом, із кн. Г.Д.Ажгірея, 1966). 1 – алювіальні тераси, 2 – кайнозой, 3 – юра, 4 – верхній тріас, 5 – середній тріас, 6 – ангідрит, гіпс, 7 – нижній тріас, 8 – перм, 9 – породи кристалічного фундаменту
Флексури в абсолютній більшості випадків формуються в первинній епізоні (у чохлах осадових порід, що знаходяться у діагенетичному та катагенетичному стані) за допомогою пластичного або крихко-пластичного вигину.
Пластичний вигин реалізується без суттєвого руйнування геологічних тіл шляхом ковзання по поверхнях шарів та пошарової (паралельно поверхням шаруватості) кліважної або сланцюватої течії гірських порід, а також інших механізмів, які спроможні забезпечити пластичну зсувну деформацію (течію) гірських порід.

Пластичність у даному випадку зумовлюється відокремленням шарів (порушенням між ними зв’язків) та поділом шарів на дуже тонкі (до перших міліметрів і менше) мікролітони та мікропластиночки, поява котрих різко знижує межу текучості геологічного тіла в цілому.

Найбільш ефективно такий вигин проявляється у глинистих та глинистовмісних осадових породах. Часто такий вигин підсилюється в’язким будинажем.
На ефективність пластичного вигину в розглянутих ситуаціях впливають ступені первинної розшарованості товщ та потужність шарів. Ефективність такого вигину найбільша в тонко розшарованих товщах і навпаки найменша у грубошаруватих товщах.
Пластичний вигин певною мірою реалізується навіть у такому класичному пружному середовищі як вторинна епізона, якщо у сферу дії вигину потрапляють породи, що уже несуть структурну анізотропію типу інтенсивного кліважу або кристалізаційної сланцюватості. Але в такому випадку деформуються не шари, а кліважні мікролітони або сланцюваті мікропластинки.
Крихко-пластичним вигин здійснюється за допомогою одного з механізмів пластичної течії гірських порід при участі крихкого руйнування. Вигин подібного типу відбувається тільки в середовищах, наближених до пружного, у яких текучість порід не достатня, щоб самостійно забезпечити пластичну деформацію. До таких середовищ відноситься ті частини первинної епізони, у межах яких осадові породи знаходяться в катагенетичному та метагенетичному стані.
Крихко-пластичний вигин шарів в осадових породах забезпечується:

1) міжшаровим ковзанням, 2) порушенням шарів як мінімум трьома ортогональними системами тріщин, 3) літологічно вибірковим пошаровим крихким кліважуванням, 4) крихким будинуванням.
Міжшарове ковзання проявляється в будь-якій ситуації і реалізується як поздовжнє зміщенням-ковзання шарів по поверхнях нашарування (рис. 3.4.4). Дія такого ковзання тим ефективніша, чим тонше шаруватість, тобто чим більше кількість поверхонь розділу шарів.

При дуже значних деформаціях вигину поверхні ковзання з’являються й у внутрішніх частинах шарів, використовуючи для цього всі неоднорідності останніх. Траєкторія цих поверхонь має параболічну форму, кривизна котрої керується радіусом вигину.

Рис. 3.4.4. Структури міжшарового і внутрішньошарового ковзання (тріщини R1 та пошаровий крихкий кліваж) – як наслідок крихко-в’язкого вигину – у фаменських червоноколірних пісковиках на внутрішньому крилі Чокпарської флексури в Південному Казахстані (фрагмент цієї структури приведений нижче на рис. 3.4.7): а – відносно грубі при пологому падінні порід (тектонофація ІІІ), б – інтенсивні, які підкреслюються розвитком кліважеподібних тріщин R1 та розлінзуванням шарів пісковиків, при крутому падінні порід (тектонофація VII)

Тріщинуватість при крихко-в’язкому вигині представлена наступними системами: 1)поздовжньою (концентричною) – R1, 2)нормально-поперечною (радіальною) – R2 та 3)нормально-повздовжньою – R3, які разом утворюють майже прямокутну систему тріщин, котра поділяє породи на призмоподібні блочки-сегменти (рис. 3.4.5, 3.4.6). Поряд із цими трьома системами, іноді розвинена діагональна.
Тріщини першої системи орієнтуються паралельно поверхням нашарування і мають сколову природу, відіграючи роль додаткових поверхонь ковзання шарів. Тріщини другої системи, являють собою поперечні відриви. Тріщини третьої системи орієнтуються нормально до поверхонь нашарування і найчастіше мають сколову природу.

Усі три (або чотири, якщо ще розвинена діагональна) системи тріщин забезпечують сегментацію параболічної поверхні та деяке обертання утворених ними блочків-сегментів до положення, яке диктується орієнтуванням генеральної поверхні вигину.

При цьому інтенсивність тріщинуватості і відповідно сегментації зростає синхронно зі збільшенням кута падіння шарів. Крім того, таке збільшення інтенсивності носить вибірково літологічний характер.

Зокрема, в рівних умовах тріщинуватість у шарах дрібнозернистих порід завжди на декілька порядків інтенсивніша, ніж у шарах грубозернистих порід.

Рис. 3.4.5. Схема орієнтування тріщин відносно поверхні нашарування (ІІ при куті ) при крихко-пластичному вигині (пояснення в тексті). І – первинне положення поверхні нашарування
Крихке кліважування реалізується як розвиток дуже інтенсивної мікротріщинуватості по трьох відзначених напрямках. Воно має місце, головним чином, у відносно пластичних породах типу алевролітів, аргілітів, пелітоморфних вапняків.

Таке кліважування поділяє породи на мікролітони олівцевого, призматичного та іншого подібного габітусу. Воно діє в тісному зв’язку з міжшаровим ковзанням. Його питома участь зменшується при зростанні ступенів літіфікації цих порід.
Крихкий будинаж включаються у забезпечення крихко-пластичного вигину переважно на тих ділянках флексур, де падіння шарів перевищує 40-50. Але цей кут, у залежності від літологічного складу товщ, стану літогенетичних перетворень осадових порід та деяких інших факторів, може бути і менше чи навпаки більше.
1. Флексури в дислокаційному відношенні завжди структурно зональні. Зокрема, ступені порушення первинних форм залягання та дислокаційних перетворень порід у них поступово зростають у напрямку від зовнішніх крил до медіанної поверхні. Зональність подібного типу чудово описується десятибальною шкалою тектонофацій.

Так, тектонофації відносно найнижчих балів маркують зовнішні крила, а найвищих балів – внутрішнє крило (рис. 3.4.7). У відзначеному напрямку збільшуються кути падіння шарів та синхронно з цим збільшенням зменшується їх потужність і зростає інтенсивність тріщинуватості та кліважування.

При кутах, рівних приблизно 50-60 (у жорстких породах навіть при менших кутах), з’являється будинаж, а при падіннях 70-80 розвинені брекчування та катаклаз, а в деяких випадках навіть мілонітизація (та відповідно шов крихкого розлому –R).

Рис. 3.4.6. Фрагменти внутрішніх крил флексур, які демонструють крихко-пластичний вигин шарів крейдяних флішових відкладів у середній течії р. Латориця (Карпати).

На лівому знімку – типовий літологічно вибірковий пошаровий крихкий кліваж в алевролітах (3) і аргілітах (4) та тріщинуватість відносно інтенсивна в алевропісковиках (2) та груба в пісковиках (1).

На правому знімку – типова для подібної ситуації тріщинуватість по трьох взаємно перпендикулярних напрямках у пісковиках (1а та 1б), яка поділяє ці породи на призматичні блочки.

Чітко видно, що дуже добре розвинена поздовжня (концентрична) тріщинуватість (R1), яка підсилюється біля розкліважеваного прошарку алевроліту (2)

Рис. 3.4.7. Ліва половина майже класичної Чокпарської флексури в Південному Казахстані, яка маркується тектонофаціями від ІІ до Х (вони відзначені графіком). 1 – сучасний делювій, 2-3 – фаменські червоноколірні відклади (2 – алевроліти, 3 – пісковики), 4 – мілонітовий шов крихкого розлому (R), який співпадає з медіанною поверхнею
Структурні парагенезиси флексур.

При крихко-пластичному вигині такі парагенезиси складаються з:

1) крихких тріщин, упорядкованих відносно шаруватості трьох або чотирьох систем,

2) пошарового (концентричного) крихкого кліважу в шарах тонкоуламкових осадових порід,

3) структур крихкого будинажу на внутрішньому крилі.

При пластичному вигині у складі парагенезисів присутні:

1) тектонічна сланцюватість одного певного типу,

2) структури в’язкого будинажу на внутрішньому крилі.

Перші являють собою окремі, ізольовані від інших, хвилеподібні вигини у вигляді сферичних виступів чи гребенів, або навпаки, різко прогнутих донизу ділянок, а другі – каскади вигинів, у межах котрих кожні дві сусідні складки мають спільне крило.

Рис. 3.4.8. Складки: а – антикліналь, б – синкліналь
Складки поділяються на антиклінальні та синклінальні (рис. 3.4.8).

У перших вершина вигину (опуклість) направлена доверху, і центральна частина (ядро) складена більш древніми породами, ніж крила, а в других така ж вершина направлена донизу, і ядро складено більш молодими породами, ніж крила.

Геометричні елементи та параметри складок

Рис. 3.4.9. Найважливіші частини складок (пояснення нижче в тексті)
Кожна складка утворює певну геометричну фігуру, котра складається з відзначених нижче геометричних елементів (частин) і характеризується певними кутовими та лінійними параметрами в певній системі координат.

Замок складки (1-2, 3-4, 5-6, 7-8 на рис. 3.4.9 та 3 на рис. 3.4.10) – місце перегину шарів.
Крило складки (2-3, 4-5, 6-7 на рис. 3.4.9 та 4 на рис. 3.4.10) – відносно рівна, плоска частина складки.
Шарнір складки (1 на рис. 3.4.10) – лінія, яка з’єднує точки перегину поверхні шару по простяганню складки.

Його просторове положення визначається азимутом простягання, а також азимутом та кутом занурення або здимання. Він, залежно від форми складки по простяганню, може бути і прямою, і кривою як у плані, так і по падінню. Зміна падіння шарніра за простяганням називається ундуляцією шарніра.

Рис. 3.4.10. Геометричні елементи та структурні координати складок
(пояснення в тексті)
Осьова поверхня складки (5 на рис. 3.4.10) – поверхня, яка проходить через шарнір (а точніше через шарніри всього пакета складок) і поділяє складку (і весь пакет складок) на дві більш менш рівні частини.

Така поверхня певною мірою відповідає площині симетрії кожної окремої, у рамках відзначеного пакета, складки. Але в такому пакеті вона може мати хвилясту форму.
Вісь складки – лінія перетину осьовою поверхнею горизонтальної площини, на яку проектується зображення складки. На спеціальних, структурних картах ця вісь зображується у вигляді стовщеної лінії (антиклінальні складки) або двох паралельних тонких ліній (синклінальні складки), які виклинюються або сходяться при замиканні (закінченні) складки.
Медіанна лінія складки (2 на рис. 3.4.10) – лінія, яка паралельна шарніру і поділяє спільне для двох суміжних складок крило наполовину.
Кут між крилами складки ( на рис. 3.4.9) – той, що утворюється крилами при уявному продовженні їх до перетину.
Осі координат складки (а, b, с) – прямокутна система координат, у складі котрої вісь b паралельна шарніру (і збігається з ним), вісь а лежить на осьовій поверхні й перпендикулярна до осі b, а вісь с – перпендикуляр до осьової поверхні складки. У такій системі координат осьова поверхня являє собою площину аb (див. рис. 3.4.10).
Відзначені осі мають певний кінематичний зміст. Зокрема, вісь а відповідає напрямку найбільшого видовження (росту, руху) складки при стисненні, а вісь с навпаки – напрямку максимального стиснення складки. Що ж стосується осі b , то вважається, що вона є віссю постійною деформації.

За це її ще називають віссю обертання. Але досвід вивчення складок рухомих поясів свідчить про те, що в певних випадках по цій осі також відбувається видовження складок, яке в деяких випадках може досягати значних та навіть більших значень, ніж по осі а.
Параметри складок характеризується довжиною (по осі b), шириною (по осі с) та висотою (по осі а). Довжина складки визначається довжиною шарніра. А от щодо визначення ширини і висоти – однозначності немає. Наприклад, у системі сполучених складок типу антикліналь-синкліналь таку ширину можна заміряти як за відстанню між шарнірами, так і за відстанню між шарніром і медіанною лінією цих складок.

Що ж стосується висоти складок, то в поодиноких їх різновидах висота визначається відстанню від підошви до шарніра, а в суміжних складках – відстанню від шарніра до площини, яка утворюється медіанними лініями. Ширина і довжина складки разом визначають розмах складки.
Геометричні типи складок
Геометричні типи складок визначаються за: 1) нахилом осьової поверхні й крил, 2) формою (конфігурацією) у поперечному (ас) перетині, 3) ступенями стиснення, 4) характером зміни потужності шарів на крилах і замку, 5) формою в плані.
Типи складок за нахилом осьової поверхні та крил. За цими ознаками виділяються наступні типи складок: 1) прямі, 2) нахилені, 3) перекинуті, 4) лежачі.
Прямі (вертикальні, симетричні) складки (рис. 3.4.11, а) характеризуються вертикальним положенням осьової поверхні та падінням крил під однаковими кутами в різні від цієї поверхні боки.
Нахилені (косі, асиметричні) складки (рис. 3.4.11, б) мають нахилену під кутом менше 90, але не більше 45, осьову поверхню, і падіння крил під різними кутами й до того ж у різні боки відносно осьової поверхні.

Рис. 3.4.11. Типи складок за нахилом осьової поверхні та падінням крил (пояснення поряд у тексті)
Перекинуті складки (рис. 3.4.11, в) також, як і попередні, асиметричні. Але кути падіння осьової поверхні в них менше 45 і більше 0. Крила в таких складках падають під різними кутами, але обов’язково в той же бік, що й осьова поверхня.
Лежачі складки (рис. 3.4.11, г) відзначаються субгоризонтальним положенням осьової поверхні та крил.
Типи складок за формою замка. Замок у складках може бути круглим, дещо витягнутим чи майже гострокутним або навпаки плоским.

Таких варіацій існує більше, ніж достатньо. Тому за формою замка можна ідентифікувати велику кількість складок. Але в числі останніх найчастіше виділяють наступні типи:

1) округлі, 2) арочні, 3) шевронні, 4) кілеподібні, 5) коробчасті, 6) віялоподібні, 7) кумулятивні, неправильні.

Рис. 3.4.12. Типи складок за формою замка (пояснення в тексті)
До округлих складок (рис. 3.4.12, а) належать хвилясті форми, у котрих крила та замок разом утворюють майже плавну дугу.
Арочні складки (рис.3.4.12, б) також мають округлий замок, але від попередніх складок відрізняються тим, що замок поступово переходить у прямі крила.
Шевронні (гармонікоподібні, беззамкові) складки (рис.3.4.12, в) являють собою пару нахилених у різні боки плоских крил, котрі поєднуються майже ледве помітним замком або місцем зламу шарів, яке збігається з тріщиною.
Кілеподібні складки (рис. 3.4.12, г) характеризуються сплощеним, дзьобоподібним замком.
Коробчасті складки (рис. 3.4.12, д) мають майже плоский замок та прямі крила і нагадують скриньку, стіл, стілець та інші подібні за формою фігури.
Віялоподібні складки (рис. 3.4.12, е) характеризуються сплощеним або круглим замком і падінням крил назустріч один одному, що в цілому нагадує -подібну фігуру.
Кумулятивні складки (рис. 3.4.12, є) відзначаються прорізанням уздовж осьової поверхні окремих складок замками сусідніх складок.

Рис. 3.4.13. Циліндричні (ліворуч), конічні (у центрі) та сферичні (праворуч) складки. Пунктирними лініями показано можливі положення, які може зайняти шарнір при умовному переміщенні
Неправильні (дисгармонійні) складки (рис. 3.4.12, ж) не мають скільки-небудь оформленої геометричної форми.

Крім відзначених геометричних типів, деякі дослідники виділяють циліндричні, конічні та сферичні (рис. 3.4.12), тобто геометрично ідеалізовані типи складок.

Перші два типи складок відповідають фігурам, що створюються при уявному переміщенні шарніра (b) паралельно самому собі, або обертання його відносно певної точки. При цьому циліндричній складці відповідає фігура, яка нагадує круговий або еліптичний циліндр. У свою чергу конічній складці відповідає фігура, яка утворюється при обертанні лінії, один кінець котрої закріплений у точці о.

Нарешті, сферична складка являє собою частину сфери, яка не має шарніра та осьової поверхні, тобто є фігурою осьової та центральної симетрії.
У геологічних середовищах циліндричним складкам певною мірою відповідають лінійні складки, або ті частини цих складок, у котрих шарнір за простяганням не змінює свого падіння.

При зануренні та здиманні шарніра, тобто на ділянках замикання, складки набувають вигляду конічних. Сферичні складки при переході до видовжених (еліпсоподібних) сфер також набувають вигляду конічних, що відповідають брахіформним.
Типи складок за ступенями стиснення. Стиснення складок визначається за кутами між крилами складок. За цією ознакою складки поділяються на наступні типи:

1) пологі – від 180 до 120, 2) відкриті – від 120 до 70, 3) закриті – від 70 до 30, 4) стиснені – від 30 до 0, 5) ізоклінальні – ~0.
Типи складок за характером зміни потужності шарів на крилах і замку. Потужність шарів залежно від механізму формування складки може бути незмінною по всьому периметру цієї структури, або навпаки, збільшуватися чи зменшуватися в замку або на крилах.

У зв’язку з цим виділяють наступні типи складок:

1) концентричні, 2) подібні, 3) діапірові та 4) неправильні.

Рис. 3.4.14 Типи складок за характером зміни потужності по периметру: а – концентричні б – подібні, в – діапірові, г – неправильні
Концентричні складки характеризується тим, що потужність кожного шару, яка вимірюється за нормаллю до його поверхні, у них майже постійна по всьому периметру складки (рис 3.4.14, а).
Радіус вигину шарів у концентричних складок максимальний у зовнішньому шарі й поступово зменшується в кожному наступному внутрішньому шарі й рано чи пізно досягає нуля.

Тому такі складки не мають суттєвого розповсюдження за вертикаллю. Більше того, вони – утворення надзвичайно рідкісні. Тому їх прояв є явищем швидше унікальним, ніж загальним. До цього типу складок належать хвилясті форми, виникнення котрих тісно пов’язано із седиментацією (конседиментаційні) та деякими явищами, які супроводжують діагенез. Певною мірою до складок цього типу за морфологією наближаються пологі та відкриті складки.
Подібними називаються складки, в яких усі зігнуті поверхні можуть бути суміщені паралельним переносом уздовж осьових поверхонь (рис. 3.4.14, б).
Відзначена подібність зумовлюється тим, що потужність шарів на крилах завжди менша, ніж у замку. Утворення складок даного типу, на відміну від концентричних, не лімітується потужністю шарів.

Тому ними може бути заповнений будь-який простір. Цей тип складок є одним із найбільш розповсюджених у тектонічних структурах. Ним складено більшість складчастих зон рухомих поясів.
Діапірові складки (перфоскладки) являють собою структури примусового обволікання діапірових тіл (пластичних мас, які переміщуються за вертикаллю) шарами вмісних порід (рис. 3.4.13, в). Потужність шарів у цих складках зменшується біля стінок відзначеного тіла і над ним.

Більше того, для складок даного типу характерно зменшення (іноді й повне виклинювання) потужності шарів у замку (у даному випадку його називають склепінням) порівняно з крилами. Причому за вертикаллю, за мірою віддалення від відзначеного діапірового тіла поступово зменшується кривизна складок і нормалізується потужність.
Неправильні (дисгармонійні) складки відзначаються довільним розподілом потужності шарів як на крилах, так і в замку (рис.3.4.14, г). Утворення таких складок пов’язано з в’язкою течією порід і викликається перетіканням матеріалу з однієї частини складки в іншу (найчастіше з крил у замок).

Складки даного типу, на відміну від попередніх, мають будь-яку довільну форму і завжди ускладнені роздувами та пережимами.

Рис. 3.4.15. Типи складок за формою в плані: а – лінійні, б – брахіформні, в – куполоподібні
Типи складок за формою в плані. Говорячи про форму складок у плані, ми маємо на увазі зображення цієї форми на горизонтальній площині (плані, карті).

Така форма може бути наближеною до кругової, овоїдоподібної, еліпсоподібної, лінзоподібної та навіть стрічкоподібної.
За співвідношенням довжини (b) до ширини (c) складки поділяють на:

1) лінійні (b:c3), 2) брахіформні (b:c3) та 3) куполоподібні (b:c=~1).
Лінійні складки мають витягнуту, а в деяких випадках навіть наближену до стрічкової, форму (рис. 3.4.15, а). Вони представлені закритими, стисненими та ізоклінальними типами. Замикання їх за простяганням зумовлено ундуляцією (зануренням або підняттям) шарніра.

При цьому замикання складок, яке зумовлено зануренням шарніра, називається периклінальним, а подібне замикання, що викликано здиманням шарніра, називається центриклінальним.

Периклінально замикаються антиклінальні складки, а центриклінально – синклінальні. Ділянки відповідного замикання складок називаються центрикліналями або перикліналями.
Складки даного типу в плані можуть бути прямими (шарнір у плані утворює пряму лінію) та дугоподібними (відповідну форму має і шарнір). Крім того, у певних випадках унаслідок ундуляції шарнірів їх зображення на геологічній карті набуває ланцюжкового вигляду.
Брахіформні складки (їх ще називають брахіскладками та германотипними складками) належать до числа пологих і відкритих, крила котрих фактично являють собою малоамплітудні флексури, що замкнуті в плані у вигляді овоїдо- чи еліпсоподібних та інших наближених до них сферичних фігур, а ядро фактично являє собою релікти первинних форм залягання або первинної монокліналі (рис. 3.4.15, б).

Серед таких складок виділяють брахіантикліналі та брахісинкліналі, які відрізняються між собою лише тим, що в перших омолодження шарів відбувається в напрямку від ядра до периферії, а у других – у зворотному напрямку.

Шарніри таких складок не зовсім чіткі, але все ж таки помітні і, крім того, мають майже дугоподібну форму, яка в брахіантиклінальних складках своєю опуклістю направлена доверху, а в брахісинклінальних – донизу.
Куполоподібні складки належать до розряду антиклінальних (рис. 3.4.15, в). Як правило, більшість із них є діапіровими. Такі складки не мають шарніра, тобто відповідають моделі майже ідеальної сферичної фігури.
Генетичні типи складок
Існують різноманітні підходи до генетичної класифікації та типізації складок. В одних випадках враховується реологічна поведінка тіл (пластичність, жорсткість тощо) при складкоутворенні, у других основна увага приділяється динамічному фактору (напрямкам дії сил за відношенням до поверхні цих тіл, а в третіх – фізичним механізмам, за допомогою котрих відбувався вигин.
Як узагальнення відзначених підходів та точок зору пропонується генетична типізація (класифікація) складок, яка одночасно враховує відзначені вище умови, стани, динамічні фактори та механізми складкоутворення.

Зокрема, генетичні типи складок визначаються:

1) Р-Т умовами та реологічними властивостями середовища, в якому відбувається їх формування,

2) динамічними факторами (напрямком дії сил відносно поверхонь нашарування та характером розподілу напружень у плоскому тілі, що деформується шляхом вигину),

3) реологічними механізмами, які зумовлюють утворення хвилястих або сферичних поверхонь пластинчастих тіл.
Виділено наступні типи складок:

1) обволікання, 2) вигину, 3) сколювання, 4) кліважної течії, 5) кристалізаційно-сланцюватої та гнейсуватої течії, 6) в’язкої течії, 7) комбіновані.
Складки обволікання до дислокаційних утворень відносяться чисто умовно. Крім того, вони докладно розглянуті в розділі, який стосується первинних форм залягання осадових тіл. Тому в даному розділі основна увага приділена всім іншим, перерахованим вище типам складок.
Складки вигину. Складки цього типу створюють одну з найпоширеніших груп складних дислокаційних структур. Утворюються вони, як і розглянуті вище флексури, залежно від реологічного стану середовища за допомогою пластичного або крихко-пластичного вигину (див. розд. “Флексури”).
Обидва відзначені види вигину в природних умовах породжуються різними геологічними та динамічними факторами, що в свою чергу зумовлює різноманітність типів складок за способом вигину.

Складкам даних типів присвячено багато джерел літератури.

Але серед усієї їх різноманітності можна обмежитися виділенням наступних типів:

1) чистого вигину, 2) поперечного вигину, 3) поздовжнього вигину, 4) прирозломного вигину.
Складки чистого вигину утворюються шляхом зближення кінців плоских тіл при дії зустрічних сил на торці цих тіл паралельно їх осі (див. розд. “Загальні уявлення про природні деформації” та рис. 1.2.8, а). Напруження в такому випадку концентруються переважно вздовж границі цих тіл. При цьому зовнішня частина кожного тіла (шару тощо) видовжується, а внутрішня скорочується, тоді як центральна залишається незміненою (за це в механіці її називають нейтральною).

Видовження і скорочення відзначених частин у цілому компенсують один одного і забезпечують збереження потужності по всьому периметру вигнутого пластинчастого тіла. Тобто при чистому вигині утворюються концентричні складки.
Складки чистого вигину практично не несуть внутрішньої деформаційної зональності: породи і на крилах, і в замку деформовані однаково, тобто всі частини складки характеризуються певним одним балом тектонофацій. Значення останнього визначається лише за ступенями стиснення складки.

Рис. 3.4.16. Складка майже чистого вигину червоноколірних фаменських відкладів (D3fm) невеличкого трогоподібного прогину, яка утворилася при зближенні стінок (одна з них складена ордовікськими гранодіоритами – О3) унаслідок насуву вулканогенних живетських (D2gv) та теригенних середньоордовікських (О2) відкладів на фаменські в Південному Казахстані (прив’язка розрізу наведена на. рис. 3.4.23)
Формування складок за механізмом чистого вигину ще недавно вважалося одним із найпоширеніших у природі. З таким механізмом (його ототожнювали з тангенційним стисненням) навіть пов’язували формування цілих складчастих зон та поясів. Припускалося, що він ініціюється зближенням стінок великих (геосинклінальних тощо) прогинів земної кори.
Сьогодні є підстави вважати, що зазначений механізм складкоутворення має обмежене розповсюдження.

Така точка зору обґрунтовується тим, що, по-перше, складчасті деформації у відзначених прогинах (та й у будь-яких інших подібних ділянках земної кори) найчастіше носять тримірний, а не двомірний характер, бо чохол деформується з фундаментом як єдине ціле, по-друге, існує проблема передачі напружень від крайових частин прогинів до їх внутрішніх частин.

Зокрема, напруження, як свідчать дані експериментів в області складкоутворення, концентруються, головним чином, у крайових частинах призми порід, тобто біля стінок прогинів.

По-третє, концентричні складки, які виникають при вигині даного типу, неспроможні, як уже відзначалося вище, заповнювати значний простір по вертикалі.

По-четверте, колективний досвід (і в тому числі автора даної роботи) з вивчення морфології складчастих поясів, свідчить, що в будові останніх домінують інші за механізмами формування складчасті структури.
Реально складки чистого вигину розвинено як одиничні або невеликими групами біля фронтальних частин великих насувних пластин та стінок невеличких, трогоподібних прогинів типу того, що наведено вище на рисунку (рис. 3.4.16).
Складки поперечного вигину. У механіці однією з умов реалізації поперечного вигину є одночасна дія двох сил: першої – поперечної до поверхонь нашарування, яка власно забезпечує вигин, і другої – поздовжньої, котра діє на кінцях плоского тіла й утримує ці кінці від зближення або їх розтягає (див. розд. “Загальні уявлення про природні деформації” та рис. 1.2.8, б).

У геологічному середовищі такі умови тією чи іншою мірою задовольняються тим, що шари в осадових товщах певним чином внутрішньо між собою спаяні, що перешкоджає зближенню їх кінців або обмежує це зближення, а також тим, що при поперечному вигині деформується не весь шар, а лише його частини, котрі не мають власних обмежень за простяганням.
Вигин даного типу обов’язково супроводжується поздовжнім розтяганням і відповідним стоншенням крил за допомогою одного з механізмів пошарової течії гірських порід та будинажної дезінтеграції шарів, що в сумі приводить до виникнення подібних чи близьких до них за геометричною формою складок.

При цьому максимум деформації шарів у таких складках припадає на крила, а мінімум – на замок. У зв’язку з цим перші завжди маркуються тектонофаціями більш високобальними, ніж другий.
У геологічному середовищі складки поперечного вигину, залежно від літогенетичного стану порід та Р-Т умов, формуються за допомогою крихко-пластичного і пластичного механізмів.

Ініціатором їх виникнення є дія на осадовий чохол штампів – блоків фундаменту, діапірових та інших пластичних мас, а також осідання, локальне ущільнення та здимання і адвекція між шарами.
У зв’язку з відзначеною різноманітністю факторів у числі складок даного типу виділяють наступні підтипи:

1) відбиті (відображені), 2) діапірові, 3) осідання, 4) ущільнення, 5) здимання та 6) адвекції між шарами.
Механізми формування та морфологічні особливості діапірових складок розглянуто в розд.

“Глибинно-гравітаційні комплекси первинної епізони”, а складки осідання, ущільнення, здимання та адвекції між шарами – у розд. “Складкоподібні форми залягання осадових тіл”.

Рис. 3.4.17. Приблизна схема формування відбитих (відображених) складок у чохлі осадових порід над піднятими та зануреними блоками фундаменту
Відбиті (відображені) складки (термін за В.В.Білоусовим) утворюються в первинній епізоні і найчастіше за допомогою крихко-пластичного вигину.

Вони представлені брахіформними (германотипними) різновидами, які виникають при дії на чохол штампів фундаменту (3.4.17). Конфігурація таких складок у плані відповідає формі тих блоків-штампів, що їх контролюють.

При цьому в нижній частині чохлів, де останній безпосередньо стикається з блоками фундаменту, складки набувають рис прирозломних (їх особливості розглядаються нижче).
Структурні парагенезиси складок даного типу включають усі елементи, характерні для складок та флексур, що формуються за механізмом крихко-пластичного вигину.
Складки поздовжнього вигину утворюються при дії на плоскі тіла сил, орієнтованих паралельно поверхням нашарування. Їх формування відбувається як диференційоване ковзання та кручення окремих, відносно пластичних (компетентних) шарів.

Для такого ковзання або кручення необхідно, щоб кінці чи частини шарів зближувалися. Причому, не має значення: у ході яких рухів відбувалося це зближення.
Серед складок даного типу, виділяють наступні підтипи:

1) волочіння та 2) жолоблення.

Рис. 3.4.18. Приблизний механізм утворення складок поздовжнього вигину
Складки волочіння утворюються при поздовжньому ковзанні-зміщенні компетентних шарів між двома паралельними жорсткими поверхнями (рис. 3.4.18).

Останні можуть збігатися з границями шарів відносно жорстких порід (3.4.18) або з поздовжніми розривними порушеннями (рис. 3.4.19).
Форма складок волочіння завжди різноманітна. Зокрема, серед них виділяють подібні та неправильні, вертикальні, нахилені та навіть лежачі.

Рис. 3.4.19. Пакети перекинутих та лежачих складок волочіння шарів флішоїдних відкладів таврійської світи, обмежених із двох боків пошаровими зонами сланцюватоподібної течії. Біля Алушти в Криму
Складки даного підтипу формуються переважно у верхній частині первинної епізони та в катазоні за допомогою пластичного (чи наближеного до нього) вигину.

Структурні парагенезиси таких дислокаційних утворень представлені елементами, характерними для пластичного вигину в конкретній структурно-реологічній обстановці.
Складки жолоблення утворюються при ковзанні відносно пластичних шарів чи пачок шарів на плоскому жорсткому субстраті й мають одну (верхню) вільну поверхню. У різних випадках виникають або одиничні гребенеподібні складки (рис. 3.4.20) або серії паралельних складок.
Серії паралельних складок жолоблення, які ще можна назвати надзсувними, проявлені в осадових чохлах, складених відносно помірно та слабодіагенезованими осадовими породами, над зонами зсувів у жорсткому фундаменті.

Вони утворюють кулісні системи, у котрих осьові поверхні складок орієнтовані приблизно під кутом 45 до зсуву, що розташований нижче у фундаменті.

Рис. 3.4.20. Гребенеподібна складка в піщано-алевролітових відкладах верхнього ордовіка в Чу-Ілійських горах (Південний Казахстан). Чітко видно, що ця складка залягає на плоскій поверхні ковзання
Можливість формування складок подібного типу багаторазово відтворена моделюванням різними дослідниками, починаючи з Лі Си-Гуана (1958) і закінчуючи його послідовниками. Зокрема, найпростіша експериментальна модель складок жолоблення отримана при деформації вологої кальки, накладеної на смуги картону способом, наведеним на рис. 3.4.21.

Більш досконалі моделі подібного складкоутворення отримано на так званому еквівалентному матеріалі (мастила, петролатум, розігрітий парафін тощо). Шари цих речовин як імітацію пластичного чохла накладають на два тверді бруски, які імітують жорсткий фундамент, а місце з’єднання між цими брусками – розлом у фундаменті.

Складки, як свідчать такі експерименти, виникають у шарі пластичного матеріалу над зоною зсуву брусків. Їх стиснення зростає синхронно зі збільшенням амплітуди зсуву. Зокрема, на початковій стадії воно помірне і відповідає закритим чи стисненим складкам, а при значних амплітудах поступово досягає стану ізоклінальних складок та навіть вторинних монокліналей.

Крім того, зростання стиснення складок супроводжується вигином їх осьових поверхонь у плані – шарнір набуває дугоподібної форми, пристосовуючись до напрямку зміщення.
Характер жолоблення відзначеного типу залежить від реологічного стану середовища.

У холодній верхній частині осадових чохлів, складених відносно помірно та слабодіагенезованими осадовими породами (первинна епізона), він може бути пластичний або крихко-пластичний, а в більш розігрітій нижній частині таких товщ (мезозона та катазона) може змінюватися кліважною та іншою їй подібною течією.

Рис. 3.4.21. Експеримент П.Павоні з відтворення на вологій кальці складок чохла над зсувами фундаменту в Юрських горах (із кн. А.Д.Ажгірея, 1986)
Виділення складчастості даного типу на природних об’єктах, на жаль, і сьогодні залишається завданням проблематичним, тому що недостатньо визначено критерії її діагностики.

Але є всі підстави вважати, що характерною рисою складок даного типу, на відміну від усіх розглянутих вище й нижче, є прояв у них досить розвиненої b-лінійності, яка орієнтується відповідно зсувним зміщенням майже горизонтально. При сильному стисненні складок вона повинна перевершувати a-лінійність.
Складки прирозломного вигину (слайд-складки). Такі складки певною мірою можна розглядати як різновиди складок, які одночасно несуть у собі риси складок поперечного вигину та волочіння.

Утворюються вони за допомогою флексурного механізму (рис. 3.4.22), який ініціюється силами, що діють паралельно розлому на кінці розділених цим порушенням шарів. У

подібній ситуації шари одночасно зазнають розтягання, бо один кінець їх жорстко закріплений, та волочіння по розлому.

Рис. 3.4.22. Варіанти складок прирозломного вигину, які контролюються: а – крутим підкидом, б – пологим підкидом, в – насувом. ab – осьова поверхня складки, R – крихко-в’язкий розлом
У такий спосіб вигину утворюються складки, осьова поверхня котрих орієнтована під дуже гострим кутом або паралельно поверхні розлому.
Складки прирозломного вигину в морфологічному відношенні наближаються до подібних, але відрізняються від останніх тим, що внутрішнє (те, що співпадає з розломом) їх крило деформоване (розтягнуте й стиснене) більше, чим зовнішнє.

Рис. 3.4.23. Z-подібна прирозломна складка крутопадаючих середньоордовікських вулканогенних (3) і теригенних (4) відкладів та субвулканічних тіл порфіритів (6) і моноцодіоритів (5), яка контролюється зсувом (сколом), та складка чистого вигину фаменських червоноколірних відкладів (1) і живетських кислих вулканогенних порід (2). 7 – раннєордовікські граніти, 8 – в’язкі розломи, 9 – крихкі розломи (а – зсуви, б – насуви), 10 – елементи падіння шаруватості (а) та кліважу (б). Південний фланг Кендиктаської шовної зони в Південному Казахстані. АБ – лінія геологічного розрізу, приведеного на рис. 3.4.16
Складки даного типу утворюються виключно в епізоні і контролюються крихко-в’язкими розломами (пояснення морфології подібних структур приведено в розділі “Розломи”) за допомогою крихко-пластичного вигину і несуть асиметричну тектонофаціальну зональність.

Зокрема, тектонофації найвисоких балів припадають на шов розлому, що контролює цю складку, трохи нижчих балів – на крило, яке контролюється цим розломом; ще менших балів – на замок складки, і найменших балів – на зовнішнє крило.

За даними Є.В.Паталахи (1981), прирозломне складкоутворення відзначеного типу є один із найбільш універсальних та поширених тектонічних явищ рухомих поясів.

Воно, залежно від доскладчастого нахилу шарів, кута падіння зміщувача, та кута між шарами і зміщувачем, а також амплітуди зміщення, може породжувати різноманітні за кутами нахилу осьової поверхні та стисненням складки.
В англійській літературі розломи, які виникли у зв’язку зі складкоутворенням і котрі просторово узгоджуються з крилами та осьовими поверхнями складок, із подачі Е.Бейлі (1934) називають слайдами.

Тому, на наш погляд, було б логічно називати структури даного типу слайд-складками, що означає – закономірне сполучення складки з розломом.
Особливу групу серед структур даного типу створюють S- та Z- подібні складки (горизонтальні “флексури”), формування котрих зумовлене прирозломним вигином крутопадаючих (“що стоять на голові”) плоских тіл у зв’язку з горизонтальними зміщеннями по зсувах (рис. 3.4.23). Шарніри таких складок орієнтовані вертикально.
Складки сколювання. Складки подібного типу утворюються в зонах своєрідних субв‘язких розломів, основу котрих складає січний крихкий кліваж (див. розділ “Розломи”). При формуванні таких структур вигин підсилюється, а в деяких випадках і повністю замінюється поперечними мікрозміщеннями по паралельних кліважних поверхнях за схемою простого зсуву.

При цьому хвилеподібні форми виникають при зміщеннях, амплітуда і напрямки яких змінюються по латералі та вертикалі, як це видно на приведеному поряд малюнку (рис. 3.4.24).

Шари в цьому випадку створюють фігурну мікроступінчасту поверхню, геометрична форма котрої, власне, і відповідає складці.

Рис. 3.4.24. Складка сколювання (Turner and Weiss, 1963). ab – осьова поверхня, S0 – шаруватість, S1 – кліваж.
Стрілками показаний напрямок мікроступінчастих зміщень
Найчастіше складки даного типу не мають великого розмаху по вертикалі і за стисненням рідко досягають навіть середніх ступенів. При падінні крил більше 30-40 їх формування супроводжується будинажем.
Складки сколювання характеризуються співвідношенням: S1||аb, тобто кліваж у таких структурах завжди паралельний осьовій поверхні.
Структурний парагенезис складок сколювання:

1) крихкий кліваж осьової поверхні, 2) структури перетину кліважем шаруватості, 3) у певних випадках структури будинажу на крилах.
Складки ламінарної кліважної течії. До таких складок відносяться дислокаційні структури, які своїм утворенням зобов’язані в’язкій кліважній (динамометаморфічній) течії.

Такі структури ще називають реїдними (С.Кері, 1954), ламінарної течії (Е.Клоос, 1958, Є.І.Паталаха, 1970), пасивними (Донат, Паркер, 1964) чи просто кліважними (Де Сіттер, 1960).

Механізм формування складок даного типу близький до складок сколювання (рис. 3.4.25).

Але такі складки відрізняються від останніх тим, що супроводжується частковим розплющуванням, яке у свою чергу надає мікроступінчастим поверхням відзначеного вище типу майже плавну форму, що сприймається як звичайний вигин.
Вигин при такій течії, як показав Є.І.Паталаха (1981), має другорядне значення: створення складок подібного типу в значній мірі викликається диференційованим (розкладеним на своєрідні ритми) за амплітудами й напрямком кліважним зміщенням частин шарів (рис.3.4.2, 6).

Тобто при подібному складкоутворенні кліважна течія є явищем, що організує, а складки – вторинним (пасивним) наслідком цієї організації. Тому осьова поверхня складок подібного типу завжди орієнтується паралельно кліважу – ab||S2.

При цьому на крилах, на котрі припадає максимум амплітуди течії, він шаруватий або перетинає шари під гострим кутом, а в замках, котрі являють собою відносно спокійні ділянки, він січний і завжди менш інтенсивний, ніж на крилах. Інтенсивні форми кліважу на крилах складок супроводжуються в’язким будинажем.
Складки даного типу – яскраво структурно-зональні: найбільш високобальні тектонофації маркують їх крила, а найменш бальні – замок.
Радіус “вигину” шарів і ступені “стиснення” складок даного типу визначається амплітудою відзначених диференційованих зміщень, і чим більше така амплітуда, тим більше стиснення подібного типу.

Рис. 3.4.26. Схема еволюції складок кліважної течії, здійснюється за допомогою поступового розростання зон кліважної течії (2) між двома родопочатковими розломами (1). а-ж – стадії формування складки: а – початкова, в-є – проміжні, ж – кінцева; з – подальша еволюція зрілої складки (за Є.І.Паталахою, 1985)
Ширина та взагалі розміри складок кліважної течії в першу чергу контролюється відстанню між кожними двома кліважними мікро- чи мезорозривами (максимумами ритмів відзначеного типу).

Причому існує залежність між такою відстанню і розмірами складок: чим більше така відстань, тим більше складка. Крім того, розмір складок ще лімітується потужністю шарів.

При цьому діє правило: складка утворюється тільки тоді, коли відстань між відзначеними мезо- та мікророзривами більше потужності шарів!

Рис. 3.4.27. Декілька порядків складок кліважної течії у вендських тонкошаруватих флішоїдних відкладах на Каратау біля річки Аксумбе. Біле – кременисті та кременисто-карбонатні алевроліти, темне – та вуглецевисто-глинисті алевроліти та аргіліти
У зв’язку з відзначеним, як правило, утворюється декілька порядків складок, кількість котрих узгоджується з кількістю порядків кліважних мезо- і мікророзривів та кількістю змін потужності шарів, які перетинаються кліважем (рис. 3.4.27).

Зокрема, найбільше порядків складок виникає в тонкошаруватих породах і найменше – у грубошаруватих. Це пов’язано з тим, що в тонкошаруватих товщах спроможність утворювати складки набувають і високопорядкові кліважні розриви.

Більше того, у випадках, коли потужність шарів становить перші міліметри, складки генеруються навіть двома сусідніми кліважними поверхнями (рис. 3.4.28).

Рис. 3.4.28. Мікроскладки, які контролюються безпосередньо кліважними мікророзривами, на відслоненні Аксумбе (деталь попереднього рисунка)
Відзначені залежності приводять до збільшення чи зменшення кількості порядків складок у нерівномірно шаруватих товщах і по латералі, і по вертикалі. Наприклад, кількість порядків складок зростає в тонкошаруватій частині розрізу і навпаки, зменшується в бік створення великих складок у грубошаруватих частинах розрізу.
Великі складки називають головними (основними), а більш дрібні, які ускладнюють ці великі, – додатковими. Останні найчастіше розвинені в замках більш великих складок. На початкових стадіях такі складочки були і на крилах, але зникли при подальшому розтяганні останніх.
Ступені стиснення додаткових складок відповідають стисненню головних. Це правило для складчастих структур даного генетичного типу! Воно зумовлено регулярністю кліважу всіх його порядків, про які йшлося вище (див. розд. “Кліваж”).
Складки даного типу деформаційно зональні. Максимум деформації, і відповідно інтенсивності кліважування порід, у них припадає на крила, а мінімум – на замок. Тому крила завжди маркуються тектонофаціями більш високобальними, ніж замок.
Структурно-динамометаморфічний парагенезис складок кліважної течії складається з:

1) в’язкого кліважу з відповідними йому динамометаморфічними текстурами порід і мінеральними асоціаціями (зеленосланцева та частково епідот-амфіболітова фації динамометаморфізму),

2) структур перетину кліважем шаруватості в замках,

3) структури в’язкого будинажу на крилах складок,

4) жил альпійського типу.
Складки сланцюватої течії. Такі складки за своєю природою і механізмами формування наближаються до розглянутих вище кліважних і відрізняються від них тільки тим, що координуються сланцюватістю.

Рис. 3.4.29. Складка поперечної (до поверхонь нашарування) кристалізаційно-сланцюватої течії в девонських відкладах Іртиської зони зім’яття (Східний Казахстан)
Виникають такі складки при поперечній до поверхонь нашарування сланцюватій течії (рис. 3.4.29). У тектонофаціальному відношенні вони мають ті ж характеристики, що і кліважні.
Складки подібного типу формуються, головним чином, у катазоні.

Їх структурні парагенезиси складаються з наступних елементів:

1) січна кристалізаційна або трансляційна сланцюватість у замках складок та поздовжня така ж сланцюватість на крилах складок із відповідними їм текстурами та мінеральним складом порід,

2) структури в’язкого будинажу на крилах складок.
Складки даного типу широко розповсюджені в катазоні відносно молодих (фанерозойських) складчастих областей. У той же час на древніх щитах вони найчастіше проявлені в комбінації зі структурами вигину та в’язкої течії.
Складки в’язкої течії.

Такі складчасті утворення характерні для дуже пластичних та в’язких середовищ. Вони реалізуються у вигляді турбулентної течії за гідропластичним, мігматичним та іншими, які нагадують течію в’язких рідин, механізмами.

Їх утворення найчастіше пов’язано з поверхнево- та глибинно-гравітаційними явищами, а також нагнітанням пластичного матеріалу.

Рис. 3.4.30. Складки гідропластичної течії глинисто-алевритових
шарків (2) у крейдяному фліші Карпат (біля Яремчі)
Складки гідропластичної течії утворюються на схилах дна водних басейнів унаслідок гравітаційної нестійкості (фактично стікання) мулистих осадків та слабо- діагенезованих глинистих осадових порід (рис. 3.4.30).

Рис. 3.4.31. Складки-загортиши – роли (фото В.П.Гриценка)
Для складок даного типу характерна майже повна відсутність стійкої геометричної форми. Більше того, вони утворюють скупчення, які складаються зі складок різної форми, розмірів та орієнтації (дисгармонійна складчастість).

Серед них навіть зустрічаються “загортиші”, роли) – складки із закрученою осьовою поверхнею (рис. 3.4.31), а також структури типу “снігової груди” та іншої їм подібної форми, які прийнято називати конволютною “шаруватістю”.
Складки даного типу відзначаються довільною формою (дисгармонійністю) і, як правило, супроводжуються довільними роздувами та пережимами крил та замків.
При діагностуванні складок в’язкої несланцюватої течії завжди треба враховувати ту обставину, що їх утворення відбувалося при одному агрегатному стані речовини, а сьогодні ми їх бачимо в іншому стані тієї ж речовини.

Тому їх власні структурні парагенезиси не зберігаються. Головною ознакою таких складок є відзначена хаотизованість, дисгармонійність.

Рис. 3.4.32 Дисгармонійні складки смугастих мігматитів (світле – лейкосома – плагіоаплітовий та пегматитовий матеріал, темне – палеосома – кіаніт-гранатові гнейси) на Балтійському щиті біля оз. Піртозеро (фото К.А.Шуркіна, 1984)

Рис. 3.4.33 (праворуч). Складки нагнітання мігматитової маси (у центрі) в гнейсово-кристалосланцевий субстрат метаморфізованих нижньо-середньодевонських осадових відкладів на південному фланзі Іртиської зони зім’яття біля р. Громотухи на Рудному Алтаї
Складки мігматичної течії утворюються при мігматизації та гранітизації, які супроводжуються перетіканням в’язкої мігматичної речовини з одного гіпсометричного рівня на іншій (рис. 3.4.32) або при нагнітанні такої речовини (3.4.33).
Комбіновані складки. Подібні складки утворюються при взаємодії двох або більше механізмів відзначених вище типів. Найчастіше такі структури виникають при спільній деформації різко контрастних у літологічному й відповідно в’язкісному відношенні шарів порід.
Серед комбінованих складок пропонується виділяти:

1) кліважні слайд-складки, 2) сланцюваті слайд-складки та 3) в’язкої ламінарно-турбулентної течії.
Кліважні слайд-складки являють собою сполучення лінійних зонок інтенсивної кліважної течії, які відіграють роль в’язких мезорозривів, і складок поперечного пластичного вигину.

Подібні структури за своєю природою одночасно відповідають розглянутим вище складкам прирозломного вигину та ламінарної течії. Тільки роль розломів відіграють відзначені мезорозриви (рис. 3.4.34).
Складки даного типу характерні для тонкошаруватих кременисто-терегенних та залізо-кременистих відкладів, які мають у своєму складі відносно некомпетентні щодо кліважування, але спроможні до пластичного вигину в умовах мезозони та катазони кременисті породи.

Рис. 3.4.34. Кліважні слайд-складки теригенно-кременистих (а, б) порід та залізистих кварцитів (в) криворізької серії (нижній протерозой), створені літологічно вибірковим пластичним вигином кременистих (а), залізо-кременистих (б) та залізистих (в) шарків на фоні кліважної течії алевролітів і аргілітів (виділені поздовжньою штриховкою). а, б – керн Криворізької надглибокої свердловини; в – фрагмент зарисовки стінки кар’єру Південний (м. Кривий Ріг)

Рис. 3.4.35. Сланцюваті слайд-складки: ліворуч – у мігматизованих амфіболітах на Балтійському щиті в Біломоррі (фото К.А.Шуркіна, 1984), праворуч – у розгнейсованих гранітах побузького комплексу на Українському щиті в Середньому Побужжі

Рис. 3.4.36. Складки ламінарно-турбулентної мігматичної течії: ліворуч – у мігматизованих біотитових гнейсах на Балтійському щиті в Біломоррі (фото К.А.Шуркіна, 1984), праворуч – у мігматитах дністровсько-бузької серії на Українському щиті в Середньому Побужжі
Сланцюваті та гнейсуваті слайд-складки являють собою сполучення лінійних, поперечних до поверхонь нашарування зонок дуже інтенсивної сланцюватої або гнейсуватої течії та складок поперечного пластичного вигину, у межах котрих сланцюватість (чи гнейсуватість) орієнтована паралельно шаруватості (3.4.35).

Такі складки мають ту ж природу, що й аналогічні кліважні, але відрізняються від них тим, що роль в’язких мезорозривів у них відіграють зонки інтенсивного розсланцювання або розгнейсування.
Складки подібного типу утворюються в первинній епізоні й катазоні. При цьому в першій структурно-реологічній обстановці провідну роль в їх створенні відіграє механічна сланцюватість, а в другій – кристалізаційна сланцюватість або гнейсуватість.
Складки ламінарно-турбулентної течії. Подібні структури являють собою просторове сполучення складок турбулентної течії (дисгармонійних) зі смугами складок ламінарної течії та навіть лінійними зонками в’язкої несланцюватої, а іноді й сланцюватої чи гнейсуватої течії (3.4.36).

Їх формування, як і складок турбулентної течії, пов’язано з гравітаційними процесами епізони та катазони.

При цьому в епізоні вони зобов’язані гідропластичній течії, а в катазоні – мігматичній та іншим формам несланцюватої в’язкої течії метаморфічних порід.

Зокрема, тріщинуватість буває: 1) паралельною (рис. 3.2.3, а), 2) взаємного перетинання (рис. 3.2.3, б), 3) кулісною (рис. 3.2.3, в) та 4) віялоподібною (типу “кінського хвоста”) (рис. 3.2.3, в) та ін.

Рис. 3.2.3. Типові співвідношення тріщин: а – паралельне, б – взаємного перетинання, в – кулісне, г – типу “кінського хвоста”
Певним показником просторових співвідношень тріщин є малюнок утворених ними сіток та форма, габітус блочків, на які вони поділяють породи.

Подібна сітка і відповідні їй блочки можуть бути тригранними, чотиригранними, багатогранними, а також правильними, коли грані утворених ними блочків більш менш рівні між собою, і неправильними, коли ці грані нерівні.

Крім того, форма блочків може бути плитчастою, призматичною, якщо тріщини паралельні між собою і утворюють прямокутні системи, та довільною, якщо всі тріщини перетинаються під гострими і до того ж різними кутами. Причому багатогранність може бути субізометричною, видовженою, сплощеною і т. п.
Інтенсивність тріщинуватості. Тріщинуватість, як і будь-яка інша форма порушення порід завжди має певну інтенсивність. Остання вимірюється за кількістю тріщин на одиницю довжини – наприклад, кількістю тріщин на один погонний метр чи на десять погонних метрів, або за середнім розміром блочка, який утворюється тріщинами (рис. 3.2.4).

При цьому така інтенсивність тим більше, чим більше тріщин припадає на відзначену одиницю довжини, або чим менше розміри блочків.

Рис. 3.2.4. Помірна тектонічна тріщинуватість у нижньо-середньодевонських базальтах у Мугоджарах
Існують спеціальні шкали для оцінки інтенсивності тріщинуватості. Одна з них наводиться в даній роботі (див. “Шкала тектонофацій”). Крім того, вживається виділення наступних п’яти категорій інтенсивності тріщинуватості (табл. 3.2.1).
Як правило, зростання інтенсивності тріщинуватості супроводжується зменшенням кутів між гранями. Блочки при цьому набувають все більш сплощеної форми.
Таблиця 3.2.1. Категорії інтенсивності тріщинуватості

Тріщинуватість, як відзначалося вище, на одних і тих же геологічних об’єктах може складатися з двох, трьох і більше систем за кутами падіння та простяганням.

При цьому багатосистемна тріщинуватість утворює як би певний хаос, в якому, на перший погляд, немає ніякої тенденції в орієнтуванні. Однак будь-який подібний хаос завжди можна “розкласти” на групи або класи тріщин за падінням та простяганням чи за простяганням і падінням одночасно.

Для цього існують статистичні методи вивчення тріщинуватості, які виконуються шляхом складання таблиць та побудови спеціальних діаграм. До числа останніх належать рози-діаграми та орієнтирні (стереографічні) діаграми на сітці Вальтера – Шмідта.
Таблиці класів тріщинуватості. Подібні таблиці являють собою розподіл декількох сотень (кількість може бути більше чи менше; але чим більше – тим краще) польових замірів елементів залягання тріщин на групи чи класи за кутами падіння або азимутами падіння чи простягання.
Заміри елементів падіння та простягання тріщин для вирішення статистичних задач виконуються на спеціально підібраних майданчиках, найчастіше умовної прямокутної форми. Розмір таких майданчиків визначається кількістю необхідних замірів.

Отримані дані фіксуються в журналі тріщинуватості, в якому записують або азимут та кут падіння тріщин на зразок: Аз. пад. З10, кут 70, або простягання та кут падіння, з відзначенням напрямку падіння за зразком: Аз. пр. 40, кут 70 на Пн-Зх.

При внесенні отриманих даних до таблиці відзначеного типу тріщини поділяють за довільно вибраними інтервалами градусів на класи за одним (табл. 3.2.2) або одночасно за двома відзначеними показниками орієнтування (табл. 3.3.3).
Табл. 3.2.2. Приклад класифікації тріщин за простяганням

Табл. 3.2.3. Приклад виділення класів тріщин за азимутами
та кутами падіння
Рози-діаграми тріщинуватості. Такі діаграми являють собою круг або півкруг, на якому розподіл класів (груп) тріщини за одною з відзначених характеристик зображується у вигляді графіка (рис. 3.2.5).

Рис. 3.2.5. Типова роза-діаграма простягань (одна поділка на масштабній лінійці відповідає одній тріщині)
Розглянемо приклад побудови подібних діаграм за даними замірів простягань тріщин.
Оскільки всі простягання можна позначити як у північних, так і у південних румбах, то діаграма будується на півкрузі північного румба наступним чином.
1. На півколо довільного радіусу наноситься градусна сітка з північними румбами.
2. На цій сітці помічають довільно вибрані інтервали, яким можуть відповідати 3, 5, 10 тощо градусів, і через центри цих інтервалів проводять радіуси-меридіани.
3. Радіуси-мередіани поділяють на відрізки однакової довільної довжини і кожному такому відрізку надається масштаб, відповідний кількості тріщин.
4. На радіусах-меридіанах у вибраному масштабі відкладають кількість тріщин, простягання котрих відповідає даному градусному інтервалу, і кінці ліній з’єднують прямими.
Утворений контур затушовують. У такому вигляді він дійсно нагадує пелюстки троянди, відносна довжина котрих характеризує кількісний розподіл тріщин за ознакою простягання.
Діаграми на сітці Ламберта – Шмідта. Діаграми цього типу, на відміну від роз-діаграм, характеризують розподіл тріщин за орієнтуванням одночасно в трьох вимірах (по трьох осях), тобто одночасно за кутами та азимутами падіння.

Для побудови таких діаграм використовують стереографічні проекції, а якщо точніше – проекції верхньої півкулі на горизонтальну площину (рис. 3.2.6). У даній роботі немає можливості детально зупинитися на розгляді сутності й методології побудови подібних діаграм. Для тих, хто цікавиться цими питаннями докладніше, рекомендуємо звернутися до робіт І.А.Очеретенка, В.В.Трощенка “Стереографические проекции в структурной геологии” (1978) та А.І. Родигіна “Использование азимутальных проекций в структурной геологии” (1973).
Стереографічна проекція є одним із видів перспективного зображення сфери на площині, коли точка зору (центр проектування) розташовується на поверхні сфери, а картинна площина (та, на яку проектується зображення) – у центрі, перпендикулярно до радіуса, який іде до точки зору.

Найважливішими особливостями такої проекції є те, що: 1) кола, що лежать на сфері, на картинній площині також проектуються у вигляді кіл, або у вигляді прямої, якщо коло на сфері проходить через центр проекції, 2) кути між дугами, що лежать на сфері, зображуються рівними їм кутами між дугами, спроектованими на картинну площину, тобто кожний кут на сфері проектується на площину без спотворень.

Рис. 3.2.6. Стереографічна проекція точок верхньої півсфери (за І.А.Очеретенком та В.В.Трощенком, 1978)
Стереографічна проекція, як будь-яка інша подібна проекція, зберігає кутові відстані між проектованими прямими або площинами при будь-якій зміні положення картинної площини. Більше того, всередині кола проекції може бути зображена вся півсфера, тобто побудовані проекції практично будь-якої кількості прямих або площин.
Завдяки цим чудовим властивостям стереографічна проекція використовується для розв’язання найрізноманітніших геометричних задач, пов’язаних із визначенням у тримірному просторі кутів між різноманітними напрямками, площинами або тими й іншими.

Для цього прямі або площини переносяться паралельно самим собі в одну точку о, біля котрої описується деяким радіусом сфера.

Остання з прямими і площинами дає перетинання у вигляді точок і сферичних ліній. Площини, що проходять через центр сфери, дають на її поверхні великі кола, а площини, що проходять поза центром сфери, – малі кола.

Рис. 3.2.7. Рівноплощинна сітка Ламберта – Шмідта
Сліди перетинання, що перенесені пучками променів та проектуються з центра проектування Z на картинну площину Р, зображуються на ній у вигляді точок, ліній і кругів, тобто дають стереографічні проекції прямих або площин.

Так, наприклад, напрямок АВ зобразиться в стереографічній проекції точкою а.
Площина, що перетинає сферу по великому колу АDВС, проектується на площину Р у вигляді кола аDbС. Але якщо розглядати тільки верхню півсферу, то стереографічною проекцією площини АDВС є дуга CaD, що лежить усередині круга проекції EDFC.

З нижньої півсфери та ж площина ADBC проектується на площину Р у вигляді дуги DbC. Стереографічними проекціями більших кіл вертикальних площин ZEZ`F i ZCZ`D є діаметри кола проекції EF та CD.

Зображення на картинній площині можна уявити собі як коло нескінченно великого радіуса.
Положення будь-якої точки на сфері визначається за її сферичними координатами (довготою та шириною).

При вирішенні геологічних задач на стереографічних моделях роль сферичної довготи виконує азимут падіння (кут між позначеною на сфері нульовою довготою та лінією азимута падіння), а роль сферичної широти – кут між прямою (або площиною) та картинною площиною, котра умовно збігається з горизонтом земної поверхні.

Рис. 3.2.8. Схема, що пояснює положення поверхні тріщини та полюса цієї тріщини на поверхні півкулі (А)
і на горизонтальній проекції цієї півкулі (А1)
Для зручності й точності побудов стереографічних проекцій прямих та площин, які задаються азимутом та кутом падіння, поверхню сфери розбивають на сітку умовних меридіанів та паралелей.

Відбиток подібної сітки на картинну площину називають стереографічною проекцією. Вона являє собою плоский відбиток на картинній площині градусної сітки меридіанів і паралелей верхньої та нижньої півсфер. Існують різноманітні такі проекції.

У геології отримали розповсюдження екваторіальна та полярна сітки стереографічної проекції верхньої півсфери. Перша така проекція відома як сітка Вульфа, а друга – як рівноплощинна стереографічна сітка Ламберта – Шмідта (рис. 3.2.7).
У даній роботі розглядаються можливість використання обох типів сіток. Але в цьому розділі ми зупинимося тільки на сітці Ламберта – Шмітда, оскільки вона якнайбільше пристосована до потреб графічного вивчення тріщинної тектоніки.
Стереографічна сітка Ламберта – Шмідта будується шляхом проектування градусної сітки сфери на площину екватора, суміщеної з горизонтальною площиною. При цьому дана сітка побудована таким чином, що рівним площинам на сфері відповідають рівні площини проекцій тих же фігур на картинній площині.

Ця сітка дає відносно невеличке порівняно з іншими сітками спотворення лінійного масштабу по площі круга проекції. Зокрема, спотворення градусних поділок на периферичній частині такої сітки складає всього 0,707. Така особливість робить цю сітку дуже зручною для статистично-графічної обробки масових замірів орієнтування площинних елементів структур і в тому числі тріщин.
Техніка побудови стереографічних діаграм тріщинуватості добре описана в роботі Г.Д.Ажгірея “Структурна геологія” (1966). Ця техніка фактично незмінною збереглася і до сьогоднішнього часу. Тому нижче вона подається за викладом цього автора.
При статистичному аналізі тріщинної тектоніки на рівноплощинну сітку замість площин тріщин, що автоматично зображувалися б на сітці у формі ліній великих кіл і було б надзвичайно громіздко, виносять тільки полюси цих площин – проекції точок перетинання з верхньою півсферою нормалей до площин тріщин (рис. 3.2.8). Таким чином, кожна тріщина зобразиться на діаграмі точкою.
Для зручності діаграму будують на листі кальки, який накладається на сітку, що служить трафаретом.

При цьому на кальці викреслюється коло, що відповідає зовнішньому колу сітки-трафарету, а на колі рискою позначається місце нуля, котре одночасно є орієнтуванням діаграми, що вказує напрямок півночі.

Паперова калька в центрі зміцнюється невеличким шматочком прозорої стрічки і наколюється на центр трафарету, який забезпечує обертання кальки.

При виконанні даної операції враховують ту обставину, що точки, які падають безпосередньо на лінію зовнішнього кола, тобто є відповідними вертикальним тріщинам, можуть із рівним правом бути нанесені як на один бік великого кола, так і на його протилежний бік (тому що у вертикальній тріщині, яка простягається, наприклад, широтно, є два азимути падіння – на північ, тобто 0 під кутом 90, і таким же підставою на південь, тобто 180 під кутом 90). Проте завдається тільки одна точка (будь-яка з двох).

Рис.3.2.9. Побудова проекції та полюса тріщини
за її азимутом та кутом падіння

На кальку наносять точки, що характеризують елементи залягання тріщини (азимут і кут падіння). Для цього сполучають місце нуля кальки з цифрою на великому колі, що відповідає азимуту падіння тріщини, і ставлять точку на верхній половині центрального меридіана сітки біля цифри, яка відповідає кутові падіння тріщин (рис. 3.2.9).
За результатами нанесення всіх вимірів виникає точкова діаграма. Але така діаграма недостатньо наочна і непорівнянна з такими ж точковими діаграмами, в яких кількість вихідних спостережень значно різниться між собою.

Тому розподіл точок на ній певним чином перераховується, і на основі останнього будується діаграма в ізолініях відносної щільності точок. Для цього кальку точкової діаграми накладають на сантиметровий трафарет.

За допомогою іншого допоміжного трафарету, який являє собою кружок радіусом в 1 см, що при діаметрі діаграми 20 см займає площу, рівну 1% площі діаграми, установлюють щільність (кількість точок), що припадає на одиницю площі діаграми.

Розташовують центр допоміжного кружка у вузли сантиметрового трафарету (рис. 3.2.10), підраховують кількість точок, що потрапляють усередину кружка, і додають половину точок, що потрапляють на лінію окружності.

Цю цифру ставлять на кальці діаграми у вузол сітки. У результаті кожний вузол на діаграмі буде схарактеризований певною цифрою.

Рис.3.2.9. Побудова проекції та полюса тріщини
за її азимутом та кутом падіння

На кальку наносять точки, що характеризують елементи залягання тріщини (азимут і кут падіння). Для цього сполучають місце нуля кальки з цифрою на великому колі, що відповідає азимуту падіння тріщини, і ставлять точку на верхній половині центрального меридіана сітки біля цифри, яка відповідає кутові падіння тріщин (рис. 3.2.9).
За результатами нанесення всіх вимірів виникає точкова діаграма. Але така діаграма недостатньо наочна і непорівнянна з такими ж точковими діаграмами, в яких кількість вихідних спостережень значно різниться між собою.

Тому розподіл точок на ній певним чином перераховується, і на основі останнього будується діаграма в ізолініях відносної щільності точок. Для цього кальку точкової діаграми накладають на сантиметровий трафарет.

За допомогою іншого допоміжного трафарету, який являє собою кружок радіусом в 1 см, що при діаметрі діаграми 20 см займає площу, рівну 1% площі діаграми, установлюють щільність (кількість точок), що припадає на одиницю площі діаграми.

Розташовують центр допоміжного кружка у вузли сантиметрового трафарету (рис. 3.2.10), підраховують кількість точок, що потрапляють усередину кружка, і додають половину точок, що потрапляють на лінію окружності.

Цю цифру ставлять на кальці діаграми у вузол сітки. У результаті кожний вузол на діаграмі буде схарактеризований певною цифрою.

Рис. 3.2.11. Діаграма тріщинуватості з відзначенням щільностей,
котрим відповідають ізолінії та кількості замірів
Після виконання відзначених операцій залишається провести лінії однакової щільності за принципом зображення топографічних горизонталей.

На діаграмі відзначається найменування ізоліній. Вище на рис. 3.2.11 наведено приклад проведення ізоліній та порядок оформлення діаграми.

При цьому формуються вони переважно в епізоні й представлені, головним чином, тріщинами сколювання та відриву.

Рис. 3.2.2. Тріщини сколювання (а) та відриву (б)
Тріщини сколювання. Такі розриви завжди мають плоску і в деяких випадках навіть пришліфовану поверхню (рис. 3.2.2, а). Відповідні їм поверхні часто несуть борозни, штрихи, а також дзеркала ковзання.

При цьому на останніх іноді розвинено дуже тонкі (мікронні) плівки серициту, хлориту, гематиту та інших низькотемпературних шаруватих мінералів. Напрямок простягання і гострокутного закінчення відзначених борозен, штрихів, смуг дзеркал завжди показує на напрямок зміщення по поверхні сколювання.
Тріщини відриву. Такі тріщини мають нерівну, мікрорельєфну поверхню (рис.3.2.2, б). Вони відносно швидко виклинюються по простяганню і падінню. У деяких випадках заповнені жильним матеріалом.
Серед розривів цього типу іноді мають місце тріщини з полум’яноподібною поверхнею.

Вони, як правило, проявлені в пухких відкладах та на шийках будин. Їх, як уже відзначалося, називають тріщинами розтягу.
Крім відзначених двох головних типів тектонічних тріщин, часто розвинено їх гібридні різновиди – відриву-сколювання. Виникнення таких гібридів обумовлено зміною в часі розтягання зсувним зміщенням, або навпаки. При подібних змінах первинний мікрорельєф тріщин відриву руйнується і згладжується.

Унаслідок цього з’являється дуже тонкий (шириною до десятих часток міліметрів) мікрошов, складений продуктами мікроруйнування і стирання порід.
Тектонічні тріщини всіх розглянутих вище типів у дислокаційних структурах займають певне фіксоване положення та мають у них певну переважну орієнтацію.

Спеціально ці особливості розповсюдження тріщин розглядаються нижче при висвітленні складчастих і розривних структур. Тому в даному розділі обмежимося ознайомленням із деякими характеристиками тріщин даного типу (та іншихтипів, розглянутих вище) за показниками інтенсивності та відносної просторової орієнтації.
Прийнято вважати, що тектонічні тріщини сколювання виникають безпосередньо при деформації зсуву. І лише згодом відбувається утворення тріщин відриву. Згідно з думкою В.В.Білоусова, тріщини сколювання утворюються внаслідок появи дрібних зародкових поверхонь ковзання, паралельних площині головних дотичних напружень.

Зі зростанням ковзання ці тріщинки об’єднуються в одну більшу тріщину, по котрій відбувається більш значне переміщення, ніж по окремих тріщинках. Тріщини відриву при цьому формуються як оперені відносно тріщин сколювання.

Таке співвідношення тріщин підтверджується експериментами (Е.Хіллс та ін.). Але треба зазначити, що ряд інших експериментальних даних та прямих досліджень на геологічних об’єктах засвідчили, що тектонічні тріщини відриву часто утворюються незалежно від сколювання або одночасно з ним.
М.В.Гзовський в 1956 р. експериментально довів, що деякі розривні зміщення виникають шляхом об’єднання кулісоподібних тріщин в єдиний складнопобудований шов.
Тектонічні тріщини всіх типів можуть бути: 1) закритими і відкритими та 2) мінералізованими і немінералізованими.
Закриті й відкриті тріщини. У закритих тріщин стінки блочків завжди зімкнуті, а у відкритих, навпаки, розімкнуті, тобто розташовані на певній відстані між собою. Тріщини другого типу зустрічаються тільки біля поверхні. Серед них абсолютно превалюють тріщини відриву, або тріщини сколювання, які ускладнені відривом.
Мінералізовані й немінералізовані тріщини. До мінералізованих тріщин відносяться ті розриви, котрі виповнені жильним матеріалом або біля поверхонь котрих відбулося мінеральне, головним чином, метасоматичне заміщення породи. Ширина таких тріщин-жил коливається від десятих часток міліметрів до перших і більше сантиметрів. Немінералізовані тріщини, звичайно, ніякого заповнення не несуть. Їх часто називаю “сухими”.
Розміри тріщин. Тріщини характеризуються певною довжиною за простяганням та падінням. Величина такої довжини є прямим показником масштабів розривної деформації: чим довше тріщина, тим більшою була така деформація.

За відносною довжиною тріщин, крім того, визначають їх порядки (ранги). Але при цьому враховують те, що тріщини відриву завжди коротше рівних їм за рангом тріщин сколювання.
Елементи залягання тріщин заміряють по одній зі стінок утворених ними блочків.

Породжуються силами контракції, що діють усередині тіла. Утворюють відносно ізометричні полігони, форма яких певною мірою відображає більш-менш рівномірний розподіл відзначених сил. Подібні тріщини, звичайно, прямовисно заглиблюються, створюють клиноподібні порожнини, які часто заповнені більш пізнім матеріалом.
Діагенетичні тріщини. Такі тріщини виникають на стадії діагенезу осадових порід унаслідок ущільнення та зміни об’єму цих порід. Вони також породжуються силами, що діють усередині тіла. Але на відміну від попереднього випадку ці сили тією чи іншою мірою просторово використовують шаруватість та літологічну неоднорідність товщ.

Зокрема, шаруватість частково пристосовує напрямки дії цих сил до положення своїх поверхонь, а літологічна неоднорідність приводить до літологічно вибіркового перерозподілу деформацій. Тому поряд із тріщинами відриву та розтягу, звичайними для діагенезованих порід, з’являються тріщини сколювання і, крім того, тріщини всіх типів отримують певне орієнтування відносно поверхонь нашарування.

Зокрема, тріщини відриву і розтягання орієнтуються переважно нормально до цих поверхонь, а сколювання – діагонально або паралельно до них. Усі тріщини разом надають породам блочної прямокутної або трапецоїдної подільності. При цьому розмір відповідних цій подільності блоків у грубошаруватих осадових породах, як правило, перевищує 0,8-1,0 м, і цікаво, що він зменшується на один-два порядки в тонкошаруватих породах і особливо в тонкоуламкових.
Одним із підтипів діагенетичних тріщин є тріщини синерезису (синерезис – зменшення об’єму внаслідок підземного збезводнення), які утворюються по глинистих, гелеподібних карбонатних та кременистих осадках. Серед цих тріщин домінують розриви відриву та розтягу. Подібні тріщини розташовуються хаотично і складають тримірну сітку, яку ще називають “сіткою для курчат”.
Тріщини синерезису добре зберігаються в глинах, алевролітах, вапняках, доломітах, опоках та інших подібних породах.
Тріщини фізичного вивітрювання. Подібні розриви утворюються внаслідок періодичного об’ємного розширення та стиснення гірських порід при добових та річних коливаннях температури.
Особливе місце серед них займають тріщини злущування (відшарування, десквамації), які поділяють породи на плоско-лінзоподібні блочки, що нагадують кліваж. Це типові тріщини відриву (ця особливість відрізняє їх від крихкого кліважу, який являє собою сколювання).
Тріщини поверхнево-гравітаційні. Такі розриви своїм походженням зобов’язані схиловим та провальним явищам. Серед них мають місце тріщини відриву, розтягання і сколювання. Найбільш яскраво вони розвинені у зсувах (зміщеннях частин схилів). У верхній частині таких гравітаційних утворень, тобто над зсувними тілами, розвинено тріщини відриву, а під зсувним тілом – сколювання (див. розд. “Поверхнево-гравітаційні комплекси”).
Поверхнево-пов’язанні тріщини. До цього типу розривів належать тріщини, які утворюються внаслідок розвантаження масивів гірських порід при ерозійних процесах, а також при виникненні непідтримуючих (нависаючих) границь.

Розвиток таких тріщин викликається реакцією зв’язку в одному напрямку. Порода розшаровується чи розтріскується по площинах, паралельних новоутвореній відкритій поверхні. В ерозійних масивах скупчення таких тріщини називають екзогенним відшаровуванням. Воно певною мірою також нагадує кліваж (3.2.1).
Поверхнево-пов’язані тріщини звичайні й для керна глибоких свердловин. Так, у керні надглибокої Криворізької свердловини, що піднятий з глибини більше 4 км, подібні тріщини орієнтовані перпендикулярно чи під кутом до осі керна і поділяють цей керн на субпаралельні плашки.

Рис. 3.2.1. Горизонтально залягаючі поверхнево-пов’язані тріщини (у верхній частині відслонення) та тектонічні тріщини (у нижній частині відслонення) в неоархейських граніто-гнейсах на Середньому Побужжі
Техногенні тріщини. Тріщини цього типу виникають при створенні великих штучних навантажень на поверхню ґрунтів (при будівельних роботах, створенні насипів, відвалів, водосховищ тощо, проходці гірничих виробок та вибухових роботах).

Відзначені дії приводить до активізації зсувних явищ і виникненню тріщин, характерних для зсувів. Проходка гірничих виробок стимулює появу поверхнево-пов’язаних та інших типів тріщин. Вибухові роботи викликають утворення концентричних, радіальних та інших систем тріщин.
Тріщини мінеральних фазових змін. Їм відповідають тріщини відриву або розтягання, виникнення яких зумовлюється зменшенням або збільшення об’єму у зв‘язку зі зміною складу мінеральних фаз. Вони характерні для глинистих, гіпсових і деяких карбонатних порід.

При цьому в глинистих породах формування таких тріщин, наприклад, стимулюється переходом монтморилоніту до іліту, у гіпсових породах – переходом гіпсу в ангідрит чи навпаки, а в карбонатних породах – кальциту в доломіт.
Прототектонічні тріщини. Такі тріщини утворюються внаслідок зменшення об’єму геологічних тіл при остиганні. Серед розривів цього типу переважають тріщини відриву, але мають місце і тріщини сколювання. Класичним прикладом прототектонічної тріщинуватості є стовпчаста та інша їй подібна подільність у вулканічних тілах та прототектонічна тріщинуватість в інтрузивних тілах.
Тріщини даного типу виникають і при регіональній зміні термального режиму, викликаній підняттям та денудацією великих блоків земної кори. Вони завжди розвинені на щитах та орогенах, де утворюють регіональний тріщинний фон.
Тріщини гідро- та магморозриву. Поява подібних тріщин ініціюється впровадженням під тиском гідротермальних розчинів та магми. Як правило, вони представлені розкритими тріщинами відриву, заповненими жильним матеріалом.

Перші утворюються по площинах найбільших нормальних напружень, а другі – по площинах максимальних дотичних напружень, орієнтованих у природних умовах під кутами 30–40° (теоретично 45°) до напрямку сил.

Крім того, виділяють ще тріщини розтягу (як підтип тріщин відриву), що утворюються в пухких чи наближених до них породах, які мають міцність на відрив на один або декілька порядків менше, ніж на стиснення.
Утворення тріщин відбувається в різноманітних геологічних умовах i викликається багатьма фізичними факторами, що дає підставу поділяти ці деформаційні утворення на наступні генетичні типи:

1) усихання,

2) діагенетичні,

3) фізичного вивітрювання,

4) поверхнево-гравітаційні,

5) поверхнево-пов’язані,

6) техногенні,

7) мінеральних фазових змін,

прототектонічні,

9) гідро- та магморозриву,

10) тектонічні. Перші дев’ять типів тріщин належать до групи нетектонічних.

Утворюються вони при реалізації одного певного механізму деформаційних перетворень гірських порід і безпосередньо відображують реологічні властивості середовища. Такі структури завжди є одним з елементів будь-яких більш складних дислокаційних утворень.

До дислокаційних структур даного типу належать: 1) тріщини, 2) катаклазити всіх типів, 3) кліваж усіх типів, 4) сланцюватість усіх типів; 5) тектонічна гнейсуватість, 6) тектонічна трахітоїдність, 7) тектонічна мікросмугастість усіх типів.

При цьому остання на горизонтальній проекції демонструє розходження крил по латералі. Серед подібного типу розломів виділяють круті (>60), пологі (30-60) та лістричні (ковшоподібні).

Рис. 3.4.50. Скиди: а – звичайний та б – лістричний
Підкиди. До розломів цього типу відносяться крутопадаючі розриви всіх реологічних типів, у котрих висяче крило є піднятим (рис. 3.4.51). Такі розломи, як і попередні, характеризуються і вертикальною, і горизонтальною амплітудою, але остання на горизонтальній проекції демонструє взаємоперекриття крил.

Дугоподібні різновиди таких порушень називають лістричними.

Рис. 3.4.51. Підкиди: а – звичайний, б – лістричний
Насуви (надвиги). Це полого падаючі підкиди та горизонтально залягаючі розломи всіх реологічних типів. Серед порушень цього типу виділяють: 1) власне насуви (надвиги), які падають під кутами 0-30 (рис. 3.4.52, а), та 2) шар‘яжі, які залягають майже горизонтально і часто мають хвилясту поверхню (рис. 3.4.52, б).

Перші володіють вертикальною та горизонтальною амплітудою. Причому горизонтальна у них значно перевершує вертикальну. У других вертикальна амплітуда практично дорівнює нулю, а горизонтальна фактично збігається із загальною.
Розломами даного типу контролюються тектонічні покриви. При цьому тіло, яке знаходиться вище зміщувача і переміщувалося по такому розлому, називається алохтоном (покривом, скибою, шар’яжною пластиною тощо), і, навпаки, тіло, яке знаходиться нижче поверхні зміщувача і служило ложем, на поверхні якого відбувалося ковзання, називається автохтоном.
Серед розломів даного типу виділяють стратифіковані (рис. 3.4.53). До останніх відносять розривні порушення будь-якого реологічного типу, орієнтовані паралельно поверхням шарів та їх пачок.

У первинній епізоні вони представлені зонами механічного розсланцювання, у вторинній епізоні – зонами так званих внутрішньоформаційних брекчій, у мезозоні – зонами пошарового кліважу, а в катазоні – зонами пошарової кристалізаційної або трансляційної сланцюватості тощо.

Крім того, подібні розривні порушення часто розвинені в апікальних частинах діапірових тіл, в’язких протрузій та граніто-гнейсових куполів. Значна частина таких розломів належить до числа похованих.

Рис. 3.4.52. Насуви: а – нахилений, б – горизонтальний (шар’яж)

Рис. 3.4.53. Стратифіковані розломи: а – внутрішньоформаційний, б – міжформаційні
Лістричні розломи. До порушень цього типу відносяться розриви будь-якого реологічного типу, які у вертикальному перетині мають ківшоподібну форму.

Серед них, як відзначено вище, виділяють лістричні підкиди та лістричні скиди (див. рис.3.4.50, б та 3.4.51, б). Як правило, це великі корові розломи, які перетинають усі структурно-реологічні зони. Є.І.Паталаха (1986), посилаючись на геофізичні дані, вважає, що у вторинній епізоні та мезозоні відповідні їм частини падають крутіше, ніж у катазоні.

Відомо також, що розломи подібного типу завжди заломлюються шляхом виположування у товщах відносно слаболітіфікованих осадових порід (верхня частина первинної епізони).
Циліндричні розломи. Такі порушення у вертикальному розрізі також мають форму дуги. Але зміщення по них за падінням може змінюватися від скидового до підкидового, або навпаки.

Таке зміщення відбувається по круговій траєкторії з обертанням одного з блоків навколо певного центра А (рис. 3.4.54).

Рис. 3.4.54. Циліндричний розлом
Кільцеві розломи. Порушення даного типу мають форму кола чи наближеної до нього фігури в плані. Їх утворення пов’язано з вулканічними (див. розд. “Палеотектонічні структури”), підземними вибуховими, поверхневими ударними та іншими явищами, а також з обертанням тектонічних блоків по вертикальній чи крутонахиленій осі.

Рис. 3.4.55. Розсув, який заліковується жильним тілом. Стрілками показано напрямки зміщення
Розсуви. Розриви даного типу являють собою гігантські тріщини відриву. Вони завжди компенсаційно заліковані магматичними (дайками тощо) або метасоматичними жильними тілами (рис. 3.4.56).

Крім того, до таких порушень планетарного масштабу належать осьові частини континентальних та підводних рифтів, по яких відбувається розходження великих блоків земної кори та літосферних плит. З певними древніми такими структурами пов’язано серії так званих “паралельних дайок”.
Комбіновані розломи. Зміщення по практично всіх розглянутих розломах часто носять комбінований характер. Зокрема, зсуви можуть ускладнюватися підкидовими зміщеннями і навпаки.

Тоді залежно від переважання амплітуди того чи іншого напрямку зміщення вони утворюють комбінації типу зсуво-підкиду чи підкидо-зсуву. У свою чергу ці обидва типи розломів можуть супроводжуватися обертанням блоків по осі, нормальній до поверхні зміщувача.

Тоді вони набувають статусу шарнірних зсувів та аналогічних підкидів, скидів (рис. 3.4.56) тощо. Існують, крім того, сполучення розсувів зі сколами – зсуво-розсуви.

Рис. 3.4.56. Схема шарнірного скиду в Лехтенбурзькому грабені в Тюрінгії
(за Г.Тешке, із кн. Г.Д.Ажгірея, 1966)
До комбінованих розривних структур належать також деякі сучасні трансформні розломи, котрі перетинають серединно-океанічні хребти океанів.

Переважаюче горизонтальне зміщення по таких розломах, як правило, ускладнюється розсувами, яким на підводній поверхні відповідають каньйоноподібні долини.
Із древніми подібними структурами часто пов’язано лінійні та кулісні системи дайок (дайкові пояси).

Рис. 3.4.57. Динамопара (а) та динамосистема (б)

Рис. 3.4.58. Серія субпаралельних герцинських динамосистем та накладена на них поперечна альпійська динамопара (вона виділена “жирними” лініями) у горах Кендиктас (Південний Казахстан). 1-2 – альпійські зсуви (1) та насуви (2), 3 – герцинські зсуви (б), а також насуви (а), які сформувалися по каледонських в’язких розломах, 4-7 – формаційні комплекси: 4 – герцинський колізійний (осадово-вулканогенний),
5 – середньокаледонський островодужний (теригенно-вулканогенний), 6 – ранньокаледонський рифтогеннй (вулканогенно-кременисто-теригенний), 7 – байкальсько-каледонський поліхронний (гранітно-метаморфічний)
Динамопари та динамосистеми розломів.

Деякі розломи за простяганням переходять з одного кінематичного типу в інший, утворюючи комбіновані сполучення. Одним із поширених таких сполучень є з’єднання по простяганню зсуву і насуву.

При цьому серед подібних сполучень виділяють динамопари (А.І.Суворов, 1968) та динамосистеми. Перші являють собою одну пару: зсув + насув (рис. 3.4.58, а), а другі – трійцю, яка складається з лівого й правого зсуву та насуву, який їх з’єднує (рис. 3.4.57, б та 3.4.58).

Рис. 3.4.59. Гілляста будова Ргайтинського крихко-в’язкого зсуву в горах Кендиктас (Південний Казахстан), яка складається з розломів першого, другого та третього порядку (останні позначено цифрами)
Ієрархія розломів. Розломи, як і будь-які інші дислокаційні структури, утворюють певну ієрархію.

У зв’язку з цим серед них прийнято виділяти порушення першого, другого та більш високих порядків. За основу такого виділення береться орієнтація розломів відносно напрямків регіонального стиснення чи розтягання, а також відносна протяжність та амплітуда цих порушень.

Зокрема, найбільш протяжні та великоамплітудні розломи, які мають регіональне значення, приймаються за структури першого порядку, а менш протяжні і відповідно малоамплітудні – певного більш високого порядку (рис. 3.4.59, 3.4.60).
З урахуванням підпорядкування виділяють головні та додаткові розломи. Останні є гілками (оперенням) перших. Вони причленовуються під певним кутом до головних. Я.Муді та М.Хілл (1956) розробили схему співвідношень розломів, згідноз з якою: по-перше, головні розломи орієнтуються під кутом приблизно 30 до напрямку головного (регіонального) стиснення, по-друге, додаткові розломи кожного наступного порядку утворюють пари під кутом 60 між собою, гостра бісектриса між котрими орієнтована під кутом до 90 відносно порушення попереднього порядку (рис. 3.4.61)

Рис. 3.4.60. Західно-Мугоджарський в’язкий кліважний розлом та гілляста система додаткових аналогічних розломів.

Зони розломів “розкладено” на тектонофації за десятибальною шкалою: 1 – тектонофації І-ІІ верхньої епізони в чохлі неоген-крейдяних осадових порід, 2-8 – тектонофації субв’язких (крихкокліважних) розломів субмезозони (перехідної частини епізони в мезозону) у кременисто-базальтоїдних відкладах мугоджарської світи (середній-нижній девон) та осадових і кисло-середніх вулканогенних відкладах серенього-верхнього девону: 2 – ІІ-IV, 3 – V, 4 – VI, 5 – VIІ, 6 – VIII, 7 – ІХ, 8 – Х), 9,10 – зони брекчування (крихко-в’язкі розломи), 11 – пізньодевонські плагіограніти, 12 – лінзоподібні тектонічні блоки кременистих (а) та кислих субвулканічних (б) порід, 13 – тектонічний меланж, 14 – крихкі розломи вторинної епізони

Рис. 3.4.61. Схема кутових співвідношень розломів різних порядків у районі скидової тектоніки (за Я.Муді та М.Хілом, 1956). 1 – регіональний напрямок стиснення. І, І, д, ІІ, ІІІ – розломи відповідно першого, першого додаткового, другого та третього порядків. Пунктирними лініями показано бісектрису кута між додатковими розломами,
яка відповідає напрямку стиснення відповідного цим розломам порядку
Треба застережити, що при визначенні порядків розломів часто не враховуються реологічні форми прояву цих структур, тобто в одну ієрархічну групу включаються різні за реологічними механізмами походження порушення.

Треба чітко уявляти, що гілкою крихкого розлому може бути тільки крихкий розлом (див. рис. 3.4.59), а гілкою в’язкого розлому – тільки аналогічний за морфологічними формами прояву в’язкий (див. рис. 3.4.60), бо в одній структурно-реологічній обстановці й головні, і додаткові розломи формуються за однаковими механізмами!

Тому при аналізі супідрядності розломної тектоніки на геологічній карті спочатку треба визначитись, з яких реологічних типів вона складається, а вже потім установлювати характер зв’язків та супідрядності цих тектонічних структур.

Це поняття тією чи іншою мірою знайшло відображення в роботах Дж. Рамсея, Дж. Ферхугена, В.І.Казанського, Є.І.Паталахи, А.В.Лук’янова, О.Б.Гінтова та ін. Але дійсний, найбільш суттєвий внесок в його розробку внесла концепція тектонофаціального аналізу (Є.І.Паталаха та ін.), згідно з якою реологічні та відповідні їй морфологічні форми прояву розломів, як і будь-яких інших дислокаційних структур, визначаються реологічними властивостями геологічного середовища, котрі, у свою чергу, контролюються Р-Т умовами (переважно термальними), а в осадових товщах, крім того, – ступенями діагенезу порід.

Подібні умови, як було відмічено в попередніх розділах даної роботи, змінюються по вертикалі та латералі, утворюючи структурно-реологічну зональність, яку можна позначити виділенням первинної та вторинної епізони, мезозони та катазони.

Дж. Рамсей запропонував поділяти розломи на крихкі, крихко-пластичні та пластичні. Є.І.Паталахою та І.А.Гарагашем (1991) запропоновано типізацію розломів за співвідношенням крихкого, або дискретного, та в‘язкого компонентів амплітуди.

Перший компонент (Ак) оцінюється за величиною безпосереднього зміщення (ковзання) блоків, а другий (Ав) – за тією частиною амплітуди, яка витрачається на зміщення способом пластичної (своєрідної в’язкої) течії, або, як ще називають останню, прирозломним зім’яттям. Згідно з цим принципом виділено: 1) ідеально крихкі та 2) ідеально в‘язкі розломи.

Першим відповідають порушення, які практично повністю позбавлені відзначеного в’язкого компонента, тобто потужність відповідної їм зони в’язкої течії наближається до нуля. Такі розломи характеризуються значеннями амплітуд: Ак=max, Ав=0. У свою чергу, до ідеальних в’язких розломів відносяться порушення, в яких вся амплітуда була витрачена на в’язку течію.

Морфологічно їм відповідають лінійні зони кліважної, кристалізаційно-сланцюватої, гнейсуватої або будь-якої іншої подібної течії гірських порід, яка “розвіює” відзначену амплітуду по всій ширині цих зон.

Такі розломи характеризуються наступними значеннями амплітуд: Ак0, Ав=max. Потужність відповідних їм зон, навіть при власній довжині останніх до перших кілометрів, становить перші сотні метрів, а у великих, планетарних розломів подібного типу досягає десятків і навіть сотень кілометрів.
Реально, у природних середовищах між ідеальними крихким і в’язким розломами існують перехідні різновиди (рис. 3.4.40).

Вивчення останніх дозволило Є.І.Паталасі й О.І.Лукієнку ідентифікувати серед них наступні реологічні типи розломів: 1) крихкий, 2) крихко-в’язкий, 3) субв’язкий, 4) в’язкий кліважний, 5) в’язкий кристалізаційно-сланцюватий та гнейсуватий (рис. 3.4.41).
Перші два типи розломів належать вторинній епізоні, третій – тій частині епізони, яка безпосередньо межує з мезозоною, четвертий – мезозоні, а п’ятий – виключно катазоні.
Розглянемо найважливіші риси внутрішньої будови перерахованих типів розломів докладніше. Для цього використаємо десятибальну шкалу тектонофацій (див. табл. 3.4.1).

Рис. 3.4.40. Реологічні типи розломів: а – крихкий, б – крихко-в’язкий, в – субв’язкий та в’язкий кліважний, г – в’язкий сланцюватий та гнейсуватий. Буквені індекси: Аз – амплітуда загальна, Ак – крихкий компонент амплітуди, Ав – в’язкий компонент амплітуди
Крихкі розломи. Порушення цього типу являють собою великі та гігантські тріщини сколювання, розвинені головним чином у вторинній епізоні, що відзначається пружними властивостями відповідного їй середовища. Ідеальні різновиди розломів подібного типу мають представляти собою одиничні поверхні ковзання (див. рис. 3.4.40, а).

Але в реальних геологічних умовах такі розломи завжди мають дуже вузький, ширина якого навіть при значних амплітудах зміщень не перевершує перші десятки метрів, шов – своєрідну щілиноподібну зону катакластичної течії гірських порід.

Такий шов, звичайно, виповнено продуктами катаклазу, мілонітизації або глинками тертя в епізоні (рис. 3.4.41) та ультрамілонітами та псевдотахілітами в нижній катазоні.
Маркуються розломи даного типу тектонофаціями IX–X вторинної епізони. Вони не мають внутрішньої структурної зональності, і тому за межами шва відзначені тектонофації стрибкоподібно змінюються фоновими впритул до першої.

Крім того, подібні структури майже не супроводжуються вигином шарів, тобто з ними ніколи не сполучені флексури та прирозломні складки. Але вони часто облямовуються з обох боків тектонічною тріщинуватістю, інтенсивність котрої відповідає тектонофаціям IІІ–V.

Рис. 3.4.41. Крихкий розлом епізони – дуже вузький шов, заповнений глинками тертя (світле), – який порушує кременисті відклади нижнього ордовіку
в Західному Прибалхашші (Казахстан)
Системи крихких розломів, звичайно, утворюють блокові тектонічні структури.
Крихко-в’язкі розломи. Розриви даного типу розвинено в епізоні. Такі порушення, крім крихкого компонента амплітуди, мають і в’язкий (чи наближений до нього) компонент (див. рис. 3.4.40, б).

Останній знаходить свій вираз у структурах катакластичної течії продуктів механічного руйнування. Тому розломи даного типу, на відміну від крихких, крім катаклазит-мілонітового шва, мають зону дроблення, яка у вигляді “сорочки” облямовує цей шов з обох боків, надаючи розлому в цілому зональної будови (рис. 3.4.42).

Поява цієї зони зумовлена розвитком дуже густої сітки тріщин сколювання і відриву, які поділяють породи на мікроблочки розміром від перших десятків сантиметрів до перших міліметрів.

Рис. 3.4.42. Типова зональна будова крихко-в’язкого розлому епізони в шаруватому середовищі: 1 – мілонітовий шов, 2 – катаклазити, 3 – інтенсивно подрібнені породи (тектонічні брекчії), 4 – помірно і слабо подрібнені породи, в яких зберігаються елементи первинної шаруватості. 5 – тріщинуваті породи за межами розлому.
Вище римськими цифрами позначено тектонофації за десятибальною шкалою
Відзначена структурна зональність маркується тектонофаціями VII–X епізони (див рис. вище). При цьому тектонофаціальний максимум припадає на шов, а мінімум – на крайові частини розлому з обох боків від шва.
У шаруватому середовищі зміщення по розломах даного типу обов’язково супроводжується формуванням складок прирозломного вигину та флексур.
Утворення розломів подібної морфології, як свідчать дані експериментів із формування горизонтальних зсувів (рис. 3.4.43), зумовлюється розвитком лінійних зон сколової та відривної тріщинуватості, котра при зростанні амплітуд поступово трансформується в суцільну зону зміщення.

На початковій стадії сколи орієнтуються кулісно та діагонально до напрямку зміщення. В міру зростання амплітуди зсуву з’являються все нові й нові сколи з поступовим зменшенням кута між азимутами їх падіння та простягання. Нарешті, у завершальну стадію вздовж поверхні зсуву виникає суцільна зона дроблення. При цьому сколи ранньої генерації трансформуються у відриви.

Рис. 3.4.43. Послідовність утворення розривів у зоні зсувних дислокацій (експеримент Ріделя, 1929): а, б, в, г, д – стадії деформації;
D – сумарне зміщення по зоні
У регіональному плані крихко-в’язкі розломи в різних випадках складають або ешелоновані системи – шовноподібні зони на границі великих блоків земної кори та навіть літосферних плит, або разом із прирозломними складками беруть участь у створенні відбитих тектонічних структур у чохлі платформ та різного типу накладених западин.
Субв’язкі розломи. Розриви цього типу розвинені виключно в епізоні на границі останньої з мезозоною (перехідна підзона). Але на відміну від інших розломів епізони вони не мають чітко вираженого шва та відповідного крихкого компонента амплітуди (див. рис. 3.4.40, в) і являють собою досить потужні (у великих, регіональних – шириною до перших кілометрів) лінійні зони крихкого кліважування гірських порід.

Зміщення по цих розломах відбувається за схемою простого зсуву: сумарна амплітуда складається із суми мікрозміщень по всіх кліважних поверхнях, які складають відповідну цьому порушенню зону. У шаруватому середовищі такі структури обов’язково несуть складки сколювання, виникнення котрих, як відзначалося вище, викликається зміною по латералі мікроамплітуд та напрямків зміщення по множині відзначених поверхонь.
Подібні розломи мають структурно-зональну будову, яка маркується тектонофаціями V–X епізони. Така зональність підкреслюється зростанням у хрест простягання, від периферії до центра, інтенсивності кліважування, стиснення складок та інших супровідних їх дислокаційних перетворень. При цьому найбільш високобальна тектонофація маркує місце номінального шва. Дуже часто в осьових частинах розломів даного типу, особливо, якщо ці частини маркуються тектонофаціями ІХ–Х, розвинено вторинні монокліналі, які являють собою структури повної вторинної лінеаризації (сплощення і витягнення в одному напрямку) всіх геологічних тіл та їх частин, а також дислокаційних структур. Як правило, у зонах такої лінеаризації в гетерогенних середовищах розвинено тектонічний меланж.
У регіональному плані субв’язкі розломи часто утворюють ешелоновані системи (шовноскладчасті зони), усередині котрих вони субпаралельні між собою, сильно наближені одна до одної чи накладаються своїми крайовими частинами одна на одну.
В’язкі кліважні розломи. Розриви даного типу розвинено тільки в мезозоні. Вони, як і розглянуті вище субв’язкі розломи, виражено лінійними зонами кліважної течії гірських порід, але в даному випадку за участі динамометаморфізму (див. рис. 3.4.40, г) за способом, який демонструється поряд на парафіновій моделі (рис. 3.4.44).

У шаруватому середовищі такі розломи несуть у собі складки ламінарної течії та дезінтеграційні структури типу в’язкого будинажу тощо, розвиток котрих, також як і в попередньому випадку, обумовлений диференційованим розподілом амплітуди по всій ширині зони течії.
Подібні розломи структурно-зональні й в осьових частинах представлені вторинними монокліналями, а в гетерогенних середовищах, крім того, тектонічним меланжем. Вони маркуються тектонофаціями V–X мезозони.

Рис. 3.4.44. Парафінова модель в’язкого кліважного розлому та його структурної зональності. Матеріал було розігріто до 2/3 температури плавлення. У кружечках – мікроструктура парафіну: І – первинна полігональна за межами “розлому”, ІІ – груболінзоподібна безпосередньо біля “розлому”,
ІІІ – тонколінзоподібна в крайовій частині “розлому”,
ІV – сланцювата в центральній частині “розлому” (за Є.І.Паталахою, 1981)
Розломи цього типу, як і субв’язкі, утворюють шовні зони і в тому числі зони зім’яття, які маркуються переважно тектонофаціями VIIІ–Х.
В’язкі кристалізаційно-сланцюваті та гнейсуваті розломи. Такі порушення майже безроздільно панують у верхній катазоні й мають місце в нижній катазоні.

Вони також являють собою лінійні зони з усім набором складчастих та дезінтеграційних утворень, характерних для в’язких розломів розглянутого вище типу (див. рис 3.4.40, г). Але за своїм походженням вони зобов’язані кристалізаційно-сланцюватій, трансляційно-сланцюватій або гнейсуватій течії гірських порід. Маркуються ці тектонічні утворення тектонофаціями ІІІ–Х катазони.
Розломи даного типу також складають шовноскладчасті зони. Крім того, їх різновиди, що залягають відносно горизонтально, утворюють у метаморфічних товщах структури типу “шаруватого пирога” з ритмічною тектонофаціальною зональністю по вертикалі.
Треба зауважити, що і сьогодні подібні дислокаційні структури далеко не всіма сприймаються як в’язкі розломи та і взагалі як структури в’язкої чи пластичної течії. Більше того, їх традиційно плутають із тіньовими структурами.

Рис. 3.4.45. Схематичний розріз в’язкого розлому первинної епізони у флішоїдних відкладах верхнього ордовіка Джалаїр-Найманської шовної зони
в Чу-Ілійських горах (Південний Казахстан)
Крім розглянутих типів в’язких розломів, існує ще один наближений до них тип розривних структур, які можна назвати синдіагенетичними в’язкими розломами (рис. 3.4.45), що розвинені у флішоїдних товщах, котрі у сферу розривних дислокаційних перетворень потрапили на стадії діагенезу осадових порід.

Такі розломи представляють собою вторинні монокліналі меланжеподібної будови, у межах котрих лінзи та будини відносно жорстких порід (пісковики, вапняки тощо) затерті в механічно розсланцьованих або крихко розкліважованих тонкоуламкових осадових породах (рис. 3.4.46).
Рис. 3.4.46. Літологічно вибірково будиновані та крихко розкліважовані флішоїдні відклади верхнього ордовіка в зоні синдіагенетичного в’язкого розлому (схему цього розлому наведено на рис. 3.4.45.)

Крутопадаючі, тобто ті, які орієнтовані під кутом або нормально до поверхонь нашарування, різновиди розломних структур даного типу тісно пов’язані з великими флексурами, створюючи їх внутрішнє крило. У той же час полого- та горизонтальнозалягаючі різновиди таких структур, звичайно, є зонами, граничними для покривів, скиб, шар’яжів та інших подібних утворень, які сформувалися в первинній епізоні.
Зміна реологічних форм прояву розломів по вертикалі. Розломи, які перетинають усю земну кору, по вертикалі змінюють свої реологічні форми прояву та потужність відповідно до зміни реологічних станів середовища.

Про це свідчать неоднакова морфологія розломів, яка спостерігається на різних ерозійних зрізах земної кори.

Зокрема, розломи глибоких ерозійних зрізів, тобто ті, які просторово й у часі пов’язані з древніми метаморфічними комплексами амфіболітової фації, представлені кристалізаційно-сланцюватими та іншими подібними їм реологічними типами, тоді як аналогічні тектонічні структури на ерозійному зрізі зеленосланцьових динамометаморфічних утворень належать до типу в’язких кліважних і значно менш потужні, ніж кристалізаційно-сланцюваті.

Нарешті, відносно молоді й у тому числі неотектонічні розломи, котрі, зрозуміло, слабо або взагалі не еродовані, завжди представлені крихкими та крихко-в’язкими реологічними модифікаціями.
Зіставлення потужностей і морфологічних форм прояву розривних структур, які спостерігаються на різних ерозійних зрізах земної кори, дозволяють реконструювати типовий глибинний розлом у вигляді реологічно-зональної колони, котра в поперечному перетині нагадує телевізійну башту (рис. 3.4.47).

Зокрема, нижня (катазональна) частина цієї колони найбільш потужна й представлена в’язкою кристалізаційно-сланцюватою або гнейсуватою складовою, середня (мезозональна) її частина – динамометаморфічно-кліважною складовою, і, нарешті, верхня (епізональна) – крихким розломом та крихко-в’язким.
Відзначена тенденція збільшення потужності розломної колони зверху донизу, можливо, зберігається тільки до верхньої границі нижньої катазони. А далі, зовсім не виключено, вона різко звужується в нижній (“гранулітовій”) катазоні, де спроможність метаморфічних порід до сланцюватої, гнейсуватої та інших форм пластичної та в’язкої течії, як уже відмічалося, різко знижується.
Крім того, ця колона трансформується і в первинній епізоні: на ділянках, де вона перетинає помірно- та слаболітіфіковані осадові товщі (первинну епізону), замість крихкого розлому в ній може з’явитися в’язкий безкліважний.
Треба зауважити, що відзначена будова колони на певних етапах термальної еволюції земної кори змінює свою конфігурацію за рахунок видовження або скорочення (рис. 3.4.48, а, б) та навіть зникнення (рис. 3.4.48, в) її крихкої складової.

Зокрема, зменшення довжини останньої й відповідно наближення до поверхні в’зкорозломних складових відбувається при зростанні тепературного градієнта і має місце в так званих рухомих зонах земної кори, які відзначаються підвищеним тепловим потоком (континентальні та океанічні рифти, гарячі “точки”, острівні дуги, епігеосинклінальні та епіплатформні орогени тощо), а також активно проявляється при колізії.

У свою чергу, збільшення довжини крихкорозломної частини відзначеної колони, тобто розповсюдження крихких розломів на значну глибину, відбувається при значному зниженні температурного градієнта. Подібне явище характерно для так званої консолідованої земної кори (платформи та їх щити, океанічні плити, орогени на заключних стадіях розвитку).

Зниження відзначеного градієнта веде до збільшення потужності епізони, а отже, і потужності пружного шару земної кори. Причому є підстави припускати, що потужність останньої може зростати до 15-25 км.

Зокрема, про це свідчать дані глибинного буріння у нафтоносних районах, які фіксують відсутність у нафтоносних районах будь-яких метаморфічних змін осадових порід навіть на глибинах 7-9 км. Більше того, аналогічну відсутність метаморфізму порід осадового чохла встановлено в Прикаспійській западині сейсмічними методами навіть на глибинах до 20-25 км.

Рис.3.4.47. Принципова схема будови розломної колони по вертикалі (КЗ – катазона, МЗ – мезозона, ЕЗ – епізона), що побудована на основі реконструкцій згідно з принципами тектонофаціального аналізу. а-е – реологічні типи розломів: а – в’язкий кристалізаційно-сланцюватий або гнейсуватий, б – в’язкий сланцювато-кліважний, в – в’язкий кліважний, г – субв’язкий, д – крихко-в’язкий, е – крихкий

Рис. 3.4.48. Схема залежності будови розломної колони від підняття чи занурення границь (та відповідних їм ізотерм) структурно-реологічних обстановок: а – у термальному режимі “холодної” кори платформ та їх щитів,
б, в – у режимі з підвищеним тепловим потоком рухомих поясів
Крім регіональних теплових факторів, зміна будови розломної колони викликається збільшенням амплітуди зміщення та пов’язаним із ним локальним механічним розігрівом середовища і підсиленням теплової конвекції. Подібна зміна знаходить свій вираз в одночасному зростанні потужності зон розломів та міграції їх високопластичних реологічних складових знизу доверху за схемою (рис. 3.4.48).

Найбільш активно подібні зміни відбуваються у розломів типу горизонтальних зсувів, амплітуда зміщень у котрих не лімітується ізостазією і може досягати десятків, сотень і більше кілометрів.

Але досвід вивчення подібним чином трансформованих розломних зон свідчить, що їх реологічна еволюція відбувалася тільки при безупинному зміщенні, тобто впродовж однієї певної тектонічної фази, і припинялася після тектонічної паузи (перерви).

Подібні розломи на глибоких ерозійних зрізах завжди мають латеральну структурно-реологічну зональність, яка підкреслюється проявом найбільш високотемпературних структурно-реологічних форм і відповідних їм високотемпературних динамометаморфічних змін порід в осьовій частині цих тектонічних структур.