енных объемах часто слабо выражен, и тектонические деформации могут осущест­ вляться без участия однонаправленного давления, за счет действия объемных дефор­ маций (обусловленных прежде всего силой тяжести) [Лукьянов, 1991], при которых возникает градиент скоростей пластического течения.

Подобным образом формируются складки в метаморфических комплексах под воздействием стресса при высокопластичном состоянии пород. Породы пониженной вязкости при подчиненной структурообразующей роли слоистости испытывают де­ формации, обусловленные главным образом неравномерной скоростью перемещения, которое одновременно охватывает всю массу горных пород. Основные закономернос­ ти такого процесса могут быть установлены при проведении петроструктурного ана­ лиза с определением роли действовавших внутрикристаллических и рекристаллизационных механизмов пластических деформаций.

7.7. Полифазные складки

При полифазных складчатых деформациях происходит неоднократный изгиб линейных и плоскостных элементов сформировавшихся ранее складчатых структур. Как правило, полифазные складчатые деформации характерны для метаморфических комплексов и отличаются чрезвычайно сложным рисунком пространственной ориен­ тировки структурных элементов.

Косвенными свидетельствами наличия наложенных складчатых деформаций яв­ ляются широкие вариации ориентировок слоистости на стереографических диаграм­ мах, отличные от характера распределения полюсов слоистости для цилиндрических и конических складок, наличие плоскостных текстур (сланцеватости, кливажа плой­ чатости), пересекающих более ранние текстуры. Полифазная складчатость может быть установлена в ходе прямых наблюдений в обнажениях (рис. 7.49, 7.50), а также при обнаружении дискордантных ориентировок шарниров и осевых поверхностей складок в близко расположенных фрагментах складчатой структуры (рис. 7.51) или при картировании (рис. 7.52).

При картировании и описании полифазных складок используют стандартные в практике структурного анализа обозначения, индекс которых соответствует стадии де­ формации (в данном случае эпизоду складчатости). Индексы F} и F2будут соответство­ вать более ранним складкам первого и более поздним складкам второго этапов.

Нужно отличать наложение складок в зонах сконцентрированных приразрывных деформаций, когда полифазные складчатые деформации тяготеют к границам текто­ нических блоков (см. рис. 7.51), и объемные полифазные деформации, проявленные в высокометаморфизованных комплексах и характеризующие внутреннюю структуру крупных тектонических единиц (см. рис. 7.52).

Морфология складок в обнажениях и на картах может классифицироваться по принадлежности к трем основным типам складчатых рисунков, являющихся крайни­ ми членами единого непрерывного ряда складок, сформировавшихся при двухфазной складчатости [Ramsay, 1967] (см. рис. 7.52).

Складчатые деформации возникают в средах со слоистым типом неоднороднос­ тей и характерны для большинства осадочных и метаморфических толщ. Различные свойства слоев, зависящие, в свою очередь, от их состава и внутреннего строения, характер переслаивания, РТ-условия определяют тип складчатых деформаций.

Эффективность механизмов деформации уровня зерен и агрегатов зерен в конкрет­ ных РТ-условиях определяет один из наиболее важных факторов складчатых деформа­ ций, а именно - контраст вязкостей. Изменение этого параметра может происходить в том числе и за счет структурно-текстурных преобразований пород, играя существен­ ную роль в стадийности образования складок продольного изгиба. Эволюция структур уровня зерен и агрегатов зерен и структурных парагенезов в различных частях складок в процессе их образования формируют суперпозиционные парагенезы структур, вклю­ чающие структуры разных уровней. Складки продольного изгиба и стадийность их об­ разования являются одной из ярких иллюстраций процесса структурных перестроек, происходящих при деформации в неоднородной геологической среде (см. разд. 3.4, рис. 3.6). Стадия общего сплющивания сопровождается развитием разрывных нарушений, разбивающих складчатую толщу на тектонические блоки и пластины.

Линейные и плоскостные концентраторы напряжений, образующиеся при склад­ чатости, и неоднородное распределение напряжений обычно приводят к перерасп­ ределению вещества при деформации из областей концентраторов сжатия в области растяжения. Основными агентами переноса вещества в условиях зеленосланцевого метаморфизма являются флюиды. В результате образуются деформационно-хими- ческие парагенезы структур уровня слоев. В отличие от деформационно-химических парагенезов уровня зерен и агрегатов зерен на уровне слоев растворение вещества протекает в областях концентраторов, затрагивающих весь слой. Такие зоны скон­ центрированного растворения формируются в замках складок шарнирного изгиба, а также при образовании кливажных муллионов. Перенос вещества осуществляется в зоны концентраторов растягивающих напряжений - как правило, в седловидные или клиновидные жилы замковых частей складок, в «теневые» части муллионов, в зоны эшелонированных жил на крыльях складок. При более высоких РТ-параметрах амфиболитовой фации процессы растворения под давлением в областях концентрато­ ров сжатия уступают роль метаморфическим реакциям на фоне дислокационной и диффузионной ползучести, и объемно-массовые эффекты выражаются различной ин­ тенсивностью структурной переработки в различных частях складки. Таким образом, неоднородное распределение концентраторов напряжений при образовании складок приводит к формированию компенсационных структурных парагенезов с переносом вещества из концентраторов сжатия в области растяжения.

Слабо выраженный контраст вязкостей в слоистой толще может быть следствием высоких РТ-параметров, и деформации протекают в условиях градиента скоростей пластического течения, охватывающего всю массу пород и осуществляющегося за счет механизмов дислокационной, диффузионной ползучести и рекристаллизационных процессов. Таким образом, для складок течения, несмотря на слоистые неодно­ родности, ведущая роль при структурообразовании сохраняется за деформационными механизмами уровня зерен и агрегатов зерен.