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 складоквідносяться 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).

Рис. 3.4.25. Модель"вигину"шару (1) в зоні кліважної течії (3). 2 – слід шару на кліважній поверхні (за Є.І.Паталахою, 1985)

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, 4) структури в'язкого будинажу на крилах складок, 5) 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 парагенезисискладаються 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 утворенняхарактерні 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-складкиявляють 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.