На правій фотографії виділено шаруватість

Зовнішнє коло такої сітки розбито на 360° і являє собою азимутальну шкалу, нульовий напрямок котрої збігається з верхнім кінцем центрального меридіана. Меридіани (дуги великих кругів, які сходяться в нульовій точці) позначаються цифрами від 0 до 90. Вони відповідають значенням кута нахилу прямих або площин до горизонту.

Сітка даного типу несе в собі значні спотворення площ, які проектуються на неї з півсфери. Зокрема, будь-які нами умовно вибрані на цій сфері рівні за розмірами площі на сітці біля центра зображуються меншими площами, ніж на периферії. Але у цієї сітки є достоїнство, яке робить її зручною для вирішення геометричних задач і в тому числі для побудови орієнтирних діаграм мінералів, де на першому місці стоять кутові співвідношення. Цим достоїнством є те, що вона зберігає дійсні кутові співвідношення прямих і площин, які проектуються на сферу.

На стереографічну проекцію лінійні елементи і полюси площинних елементів виносять у координатах, які згідно із замірами на федоровському столику також складаються з азимутального та кутового. При побудові полюсів площинних елементів відлік меридіанів виконують із центра до периферії сітки, а при побудові проекцій прямих і площин – навпаки. Засіб упорядкування діаграм досить простий. Дані замірів на федоровському столику у вигляді точок та у відповідних координатах наносяться на восківку, накладену на сітку Вульфа. Далі обробка отриманих даних виконується за технікою, яка використовується при обробці діаграм на сітці Ламберта – Шмідта (див. розд. "Статистичні методи вивчення тріщинуватості"). По закінченні роботи восківка накладається на спеціальну планісферу, яка складається із системи кіл різного діаметра (він збільшується від центра до периферії сітки), але котрим відповідає рівна площа на сфері (рис. 3.2.43). Потім підраховується число точок усередині кожного кружка і біля його центра. На краях сітки, де круги представлені своїми половинками, число точок подвоюють, тому що сума таких подвоєних точок буде відповідати кількості точок, що лежать усередині кружків, частина яких зображена на проекції, а інша схована. Після того як визначено кількість точок у кожному крузі, проводять ізолінії довільно вибраних інтервалів відсотків кількості точок, які визначалися від загальної кількості точок (замірів).

Нижче під діаграмою вказується мінерал і мікроструктурний елемент, за якими вона побудована, та інтервали відсотків, через які проведені ізолінії. У центрі й на краях діаграми позначають точки виходу структурних осей (a, b, c).

Рис. 3.2.44. Орієнтирні діаграми S-тектонітів (а, б), та B-тектонітів (в), складені по кварцу (із кн. Н.А.Єлисєєва, 1967)

Візерунки, які утворюються на орієнтирних діаграмах ізолініями, відображають характер просторової впорядкованості (ступені орієнтованості) мікроструктурних елементів. Збільшення щільності ізоліній підкреслює зростання просторової впорядкованості цих елементів, а поява відсоткових максимумів (аномалій) відповідає високим ступеням подібної орієнтованості. Максимумів може бути один, два і більше. Вони можуть мати форму смуг чи бути майже ізометричними, а також утворювати ланцюжки, лінійні, дугоподібні та навіть концентричні смуги.

Породи, які на орієнтирних діаграмах характеризуються максимумами впорядкованості мікроструктурних елементів і які безсумнівно мають деформаційне походження, прийнято називати тектонітами.

Характер орієнтації відмічених мікроструктурних елементів у зазначений системі структурних координат не завжди збігається з просторовою орієнтацією структур течії порід на макрорівні. Такий незбіг обумовлено відмінністю механізмів зсувної деформації на рівні геологічних тіл та навіть зерен (і будь-яких інших частин) породи від подібної деформації на рівні кристалічної ґратки мінералів, про які йшлося вище.

У зв'язку з відзначеним при зіставленні орієнтації мікроструктурних елементів тектонітів із макроелементами структур течії гірських порід на орієнтирних діаграмах, крім осей деформації мінералів, показують ще головні осі деформації макроструктур, які позначаються великими літерами – А, В, C, аплощини кліважу та сланцюватості – S.

Рис. 3.3.15. Каолінові глинки тертя (світле), які заповнюють шов крихкого розлому в Західному Прибалхашші

Рис. 3.2.17. Інтенсивний крихкий кліваж у нижньо-середньодевонських базальтах (а) та фаменських червоноколірних осадових відкладах (б) у зоні Західно-Мугоджарського в'язкого розлому в Північно-Західному Казахстані. Лінією

на правій фотографії виділено шаруватість

Сьогоднішній стан дослідження кліважу дозволяє звести всі відзначені три (чи навіть більше) його морфологічні й генетичні типи фактично до двох наступних (за Є.І.Паталахою, О.І.Лукієнком, 1993): 1) крихкого і 2) в'язкого.

Крихкий кліваж. Йому відповідає кліваж розлому та частково сколювання, що відзначається дуже незначними синдеформаційними мінеральними змінами порід. Він розвинений переважно в холодному пружному середовищі верхньої частини земної кори (епізона) і зумовлений розвитком ортогональних систем крихких тріщин: сколювання – аb і ас та відриву – bс (рис. 3.2.17).

У складі відзначених систем завжди переважають тріщини аb, а на другому місці йдуть тріщини ас та тріщини bc. Але в різних випадках кількісне співвідношення між такими тріщинами змінюється, і залежно від цього габітус мікролітонів змінюється. Зокрема, він є призматичним, якщо ab>ac>bc, призматично-пластинчастим –за умови, що ab значно >ac і bc, та пластинчастим – при абсолютному домінуванні тріщин аb. Подібні варіації габітусу кліважу відображають зміну інтенсивності та амплітуди зсувної деформації взагалі. Зокрема, пластинчастий габітус мікролітонів характерний для зон сув'язких розломів, у котрих абсолютно домінує зміщення по площинах аb. У деяких випадках такий кліваж навіть набуває вигляду так званих “покрівельних сланців”. Що ж стосується кліважу інших відзначених габітусів, то він розвинений, головним чином, у шарах тонко- та дрібнозернистих порід (аргіліти, алевроліти) на крилах деяких типів складок та флексур (рис. 3.2.18).

Кліваж локалізованого механічного розсланцюваннянайчастіше формується в низькотемпературних умовах (епізона) по слюдистих метасоматитах, а також деяких помірно та слабодіагенезованих глинистих і глинистовмісних осадових породах. Виникнення такого кліважу зумовлюється обертанням і переорієнтацією лусок слюдистих та глинистих мінералів, а також будь-яких інших видовжених та плоских зерен та включень, уламків, при зсувних деформаціях уздовж поверхонь ковзання.

При механічному кліважуванні утворюються мікрошви–зонки, які відрізняються від іншої частини породи за переважною орієнтацією відзначених мінералів. Ширина таких швів коливається від десятих часток міліметра до десятків сантиметрів і залежить від амплітуди мікрозміщень, зростаючи при збільшенні останніх. При злитті швів, яке досягається при дуже значних зсувних деформаціях, порода набуває вигляду механічно-сланцюватої.

Динамометаморфічний кліваж являє собою дислокаційне утворення, основу котрого складають шви мікророзривів із мінеральним заповненням (рис. 3.2.19). У формуванні такого кліважу найбільш суттєву роль відіграє синдеформаційна (одночасна й пов'язана зі зсувною деформацією) перекристалізація породи, яка, крім температури та тиску, стимулювалася високою локальною концентрацією та дією дотичних і нормальних напружень. Подібний кліваж розвинено переважно в Р-Т умовах, які відповідають зеленосланцевій та епідот-амфіболітовій фаціям метаморфізму (мезозона).

Основу в'язкого кліважу, як свідчать результати вивчення його мікроскопії (Є.І.Паталаха, О.І.Лукієнко, В.А.Дербеньов, 1987), складають в'язкі мікророзриви аb і bс (рис. 3.2.20). Перші являють собою мікрозсуви, а другі – мікророзсуви. Властивості в'язких цим мікророзривам надає розвиток по їх швах мікросланцюватого агрегату. При цьому такий агрегат у швах мікрозсувів представлений переважно шаруватими мінералами (серицит, мусковіт, хлорит, гематитова слюдка, шунгіт, графіт та ін.), лусочки котрих також мають орієнтування аb, тоді як у швах мікророзсувів він складений поряд із шаруватими мінералами фазами з більш об'ємною кристалічною граткою (кварц, альбіт, актиноліт, епідот та ін.). Виникнення і зростання довжини та потужності таких швів, а також збільшення розміру зерен, лусок мінералів, що складають ці шви, відбувається синхронно зі збільшенням амплітуди мікрозміщень.

Рис 3.2.19. Динамометаморфічний кліваж на мезорівні у: а – вендських тонкошаруватих флішоїдних відкладах на Каратау, б – верхньокембрійських-нижньоордовікських грубошаруватих пісковиках у Чу-Ілійських горах (мікроcкопія кліважу з цієї породі наведена на рис. 3.3.20), в – верхньокембрійських базальтах на Чингіському хребті, г – нижньодевонських туфах кварцових порфірів на Атасу-Моїнтинському вододілі в Казахстані

Відзначені в'язкі мікророзриви утворюють у породі об'ємну, видовжену по осі a та сплощену по осі слінзоподібну сітку, яка відображається у відповідній формі мікролітонів. Подібна сітка – груболінзоподібна в породах, які зазнали відносно невеликихі деформацій, і площинно-паралельна – у породах, які зазнали дуже великих деформацій. Причому поступове сплощення цієї сітки завжди супроводжується збільшенням потужності відзначених мікрошвів, аж до повного їх злиття. Тому кліваж даного типу при невеликих деформаціях характеризується груболінзоподібним габітусом мікролітонів і морфологічно відповідає кліважу сколювання, а при великих деформаціях він набуває тонколінзоподібної форми або навіть переходить у сланцюватість (сланцюватий кліваж). Зміна габітусу супроводжується зменшенням гострого кута між поверхнями, які обмежують ці мікролітони.

Синметасоматичний кліваж за своїми структурно-текстурними особливостями має багато спільних рис з розглянутим вище динамометаморфічним. Його основу також утворюють шви мікророзривів з певним мінеральним заповненням і внутрішньою мікроструктурною анізотропією. Але в будові цих швів найчастіше беруть участь мінерали метасоматичного походження, і зокрема, такі як серицит, мусковіт, хлорит, актиноліт, біотит, графіт, котрі є вторинними відносно кліважних мікророзривів. Подібна вторинність підкреслюється: мономінеральним складом та витриманим розміром лусок, зерен мінералів цих заповнень і, крім того, більш різкими, ніж у динамометаморфічного кліважу, границями цих заповнень-швів та контрастною зміною потужності таких швів навіть при незначній відстані між ними. Зокрема, потужність навіть двох сусідніх швів може змінюватися від нульової (заповнення відсутнє) до десятків сантиметрів (рис. 3.2.21).

В'язке кліважування всіх трьох розглянутих підтипів забезпечує кліважну течію, котра певною мірою наближається до в'язкої течії, яка звичайно відбувається на зерновому та міжзерновому рівнях.

Рис. 3.2.20. Схематизовані зарисовки під мікроскопом характеру прояву та стадійності (за десятибальною шкалою тектонофацій, які позначені римськими цифрами) динамометаморфічних перетворень при в'язкому кліважуванні верхньокембрісько-нижньоордовікських пісковиків у Джалаїр-Нійманській шовноскладчастій зоні в Південному Казахстані: 1 – первинні контури зерен, 2 – крихкі мікротріщинки, 3 – шви мікрозсувів (ab), 4-5 – шви мікророзсувів (bc) і в тому числі: ембріональні (4) та досконалі, які одночасно охоплюють і цемент, і зерна (5), 6 – постдеформаційні зерна епідоту та рудних

Рис. 3.2.21. Синметасоматичний кліваж у гранітах побузького комплексу (Український щит на Середньому Побужжі), що виражений розвитком системи мікрошвів, заповнених сланцюватим агрегатом біотиту (темне)