Динамические условия образования складок

Изгиб слоев в складки представляет собой упруго-вязкую деформацию. Если деформация не сопровождается пластиче­ским смещением вещества, происходит разрушение породы и об­разование разрывов. В породах с низкой вязкостью (соли, гипсы и др.) при воздействии достаточной нагрузки и различиях в дав­лении окружающей среды изгиб сопровождается течением вещест­ва. Последнее может возникнуть и в любых других породах в ре­зультате снижения вязкости по мере возрастания температуры.

Различия в динамической обстановке позволяют разделить складки на две крупные группы: складки изгиба и складки тече­ния.

Складки изгиба развиваются при продольном сжатии, попе­речном изгибе и воздействии пары сил.

Продольный изгиб вызывается силами, ориентированными обычно горизонтально и действующими вдоль слоистости (рис. 121, а). При однородном составе слоистых толщ скольжение рассредоточивается по всей массе пород: если слои имеют различ­ные свойства, оно концентрируется в наиболее мягких пластичных слоях (например, в прослоях аргиллитов, заключенных среди пес­чаников). Малопластичные слои при этом нередко разрываются и перемещаются в виде отдельных блоков. При скольжении ве­щество перераспределяется в пределах одной складки. Оно пере­мещается к изгибам с большим радиусом кривизны от изгибов с относительно меньшим радиусом. Подобные складки легко вос­произвести, сминая стопку листов бумаги.

Скольжение происходит на фоне общего перемещения вещества в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих уси­лий, в участки с относительно меньшим давлением. Таким обра­зом, при образовании складок продольного изгиба происходит об­щее сжатие пород в направлении, нормальном к осевым поверх­ностям складок, и удлинение вдоль осевой поверхности. В прямых складках ось максимального сокращения (с) располагается гори­зонтально и перпендикулярно к простиранию складок, ось макси­мального удлинения (а) будет вертикальной, а средняя ось дефор­мации (Ь) вытянется по направлению складки (рис. 122).

Ширина и высота складок продольного изгиба возрастает с увеличением мощности слоев и вязкости пород. В маломощных слоях складки обычно невелики по размерам.

По отношению к сжимающим усилиям оси складок продольно­го изгиба ориентируются в поперечном направлении. Однако в вертикальных сечениях они могут иметь различное положение.

При однообразном составе и двухстороннем сжатии образуют­ся симметричные складки, нарушения концентричности или подо бия в которых могут быть вызваны различиями в физических свой­ствах отдельных слоев (рис. 123). При резких литологических раз­личиях в слоях могут возникнуть более сложные складки с разры­вами хрупких пород, сводовыми отслаиваниями и другими нарушениями.

Рис. 121.Различные типы складок.

О, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; б —течения; / — направления дейст­вующих сил; 2 — направления перемещения по­род; 3 — участки растяжения; 4 — участки сжа­тия

Рис. 122.Расположение осей деформации в складке

При одностороннем действии сжимающих усилий возникают наклонные или опрокинутые складки. Если в нижних частях сжи­маемой толщи преобладают более хрупкие слои, а в верхних — мягкие, то наклон складок будет соответствовать направлению действующих сил. При обратном соотношении пород наклон скла­док будет направлен в сторону, противоположную действующим силам (см. рис. 121, б)

При поперечном равномерном изгибе силовое воздействие ори­ентировано перпендикулярно к плоскости. Образованию складок на начальных стадиях и в этом случае способствует скольжение слоев, но направленное иначе, чем в складках продольного изгиба (см. рис. 121, г). Вещество станет перемещаться в стороны от уча­стков с максимальным радиусом изгиба в большей степени, чем на участках с меньшим радиусом. Таким образом, при поперечном равномерном изгибе повсеместно будет наблюдаться неодинако­вое по интенсивности растяжение пород.

При значительном поперечном изгибе в породах перпендикуляр­но к слоистости начинают возникать трещины, а затем и крупные разрывы. Нередко центральные части таких складок отрываются от своих крыльев и опускаются вниз под воздействием силы тяже­сти.

Если силы, вызывающие образование складок поперечного из­гиба, сосредоточены вдоль определенных линий, возникают особен­но сложные деформации, повторяющие в общих чертах те линей­ные направления, от которых передаются усилия (см. рис. 121, в). Участки с интенсивным растяжением в таких складках могут ло­кализоваться в виде узких полос, создавая флексуры.

В складках поперечного изгиба ось минимального сокращения пород обычно расположена перпендикулярно к слоистости, а ось максимального удлинения — вдоль слоев. Если кривизна складки неодинакова, то и сокращение и удлинение на ее отдельных участ­ках будут различны. В вытянутых овальных складках растяжение и удлинение максимальны в направлении, поперечном к простира­нию складки, а минимальные — вдоль ее простирания. В округлых куполах сжатие в вертикальном направлении сопровождается рас­тяжением по всем радиусам (ось максимального удлинения совпа­дает со средней осью эллипсоида деформации).

Складки, образующиеся при действии пары сил (сдвиговых де­формациях), имеют ряд отличительных черт. Очень важно устано­вить, в какой плоскости действует пара сил: в горизонтальной или вертикальной.

В первом случае оси складок обычно располагаются кулисообразно под углом 40—50° к активной паре сил, занимая все прост­ранство в интервале между действующими силами.

Если действие сил сосредоточено по разные стороны от линии раз­рыва, оси складок при приближении к нарушению дугообразно из­гибаются в направлении смещения крыльев разрыва.

Во втором случае при расположении пары сил в вертикальной плоскости, т. е. друг над другом, и их действии в горизонтальном или почти горизонтальном направлении образуются наклонные или опрокинутые складки, часто осложненные разрывами, оси которых перпендикулярны к действующим силам. При активном действии верхнего вектора наклон и опрокидывание складок и действие век­тора направлены в одну и ту же сторону. Если актив­ным является нижний вектор, наклон и опрокидывание складок происходят в сторону, противоположную действию вектора.

Складки течения возникают при вязко-пластическом состоянии вещества и очень большом значении фактора времени. Для направленного течения необходима достаточная разность давлений в окружающей среде, способная вызвать перемещение из участков с высоким давлением к участкам, в которых давление относитель­но ниже.

В верхних слоях земной коры, в условиях относительно невы­соких температур и давления, течение свойственно только горным породам, обладающим малой вязкостью: солям, гипсам, углям, из­вестнякам, глинам, насыщенным водой. При достаточно высоких температурах и давлениях высокую пластичность приобретают да­же самые крепкие породы, такие как кварциты, аплиты, гнейсы .и др. При этом одновременно может происходить и перекристал­лизация вещества.

При однородности физических свойств отдельных слоев тече­ние вещества происходит рассредоточение в направлении слоисто­сти; при разнородных слоях оно сосредоточивается в наиболее пластичных в данных условиях слоях. Несмотря на значительные перемещения вещества при образовании складок течения, заме­тить поверхности скольжения почти никогда не удается из-за про­исходящей одновременно с течением перекристаллизации пород.

Складки течения обладают особенно неправильными формами с многочисленными раздувами, утонениями и пережимами слоев (см. рис. 121, д). Наиболее обычны условия, при которых возни­кают складки течения, связанные с общим горизонтальным сжа­тием пород. При этом происходит относительно свободный рост антиклиналей вверх, а породы с малой вязкостью перемещаются из крыльев на участки с меньшим давлением в ядра складок, где они образуют структуры течения, нередко дисгармоничные к об­щему строению основной складки.

Складки течения, развитые в метаморфических толщах, отли­чаются небольшими размерами и образуются под воздействием стресса в условиях повышения температуры до сотен градусов и длительного воздействия нагрузок.

В более резкой форме, хотя и на ограниченных по площади районах, складки течения появляются в породах с малой вяз­костью и пониженной плотностью (соли, гипсы).

Будучи перекрыты отложениями с большой плотностью, они начинают перемещаться вверх, протыкая последние и образуя при этом сложные сочетания складок (диапировые складки, см. ниже).

Из сказанного выше следует, что в каждом из типов складок обязательно присутствуют явления, свойственные и двум другим типам. Иногда образование двух или даже трех типов складок может происходить одновременно. Например, в пластичном ядре диапировой складки могут возникнуть складки про­дольного изгиба и складки течения, а вмещающие породы в это время будут испытывать поперечный изгиб, выгибаясь вверх. Тем не менее каждому из видов складок присущ определенный преоб­ладающий характер перемещения вещества, что вместе с отмечен­ными выше морфологическими особенностями позволяет легко раз­личать отдельные разновидности складок в естественных условиях.

Геологические условия образования складок

Геологическая обстановка, в которой происходит обра­зование складок, весьма различна. Наиболее широко распростра­нены складки, связанные с эндогенными процессами. В этом слу­чае возникает эндогенная складчатость, или складчатость тектони­ческого происхождения. Значительно реже, главным образом в самой верхней части земной коры, возникают складки, обусловлен­ные экзогенными процессами, В таких условиях образуется экзо­генная складчатость, или складчатость нетектонического генезиса.

Эндогенная складчатость

В эндогенной складчатости выделяются две подгруппы: конседиментационная складчатость, или складчатость, возникающая параллельно с накоплением осадков, и постседиментационная, или наложенная складчатость, развивающаяся позже обра­зования пород. Коренное различие обеих подгрупп складок заклю­чается в том, что конседиментационная складчатость создается теми же тектоническими движениями, которыми обусловливается, в конечном счете, и осадконакопление, т. е. вертикальными движениями земной коры. В противоположность этому постседиментационная складчатость образуется тектоническими движениями различного типа, при этом вертикальные перемещения не всегда играют ведущую роль. Значительно большее значение при формировании наложенной складчатости имеют общие горизонтальные пе­ремещения земной коры, ограниченные вертикальными и крутона­клонными или горизонтальными и слабонаклонными поверхно­стями.

Другое, существенное отличие конседиментационной складча­тости от наложенной, выражается в разных формах воздействия процессов складкообразования на породу. Параллельно с консе­диментационной складчатостью происходит преобразование осад­ков в горную породу, которая даже может оказаться подвергнутой метаморфизму, не выходящему за пределы начальной стадии. На­ложенная складчатость большей частью развивается в отложе­ниях, уже деформированных конседиментационной складчатостью. Вовлеченные в постседиментационную складчатость породы неред­ко претерпевают сильный метаморфизм, вплоть до изменения их первичного состава и полной перекристаллизации с образованием кристаллических сланцев, гнейсов и иных продуктов метамор­физма.

В конседиментационных складках очень часто наблюдаются из­менения мощностей и фаций при переходе от их крыльев к зам­кам, имеющие первичный характер и возникающие при отложении осадков; в наложенных складках этого не наблюдается, а отмеча­емые иногда сокращения мощностей в крыльях и увеличение в замках вызываются пластическими деформациями.

(Чего-то не хватает…)

Изуче­ние условий образования новых минералов и их расположения в складках указывает на то, что они возникают и развиваются глав­ным образом в процессе складкообразования, т. е. перекристалли­зация пород и складчатость происходили одновременно и явля­ются следствием одних и тех же причин. При этом необходимо подчеркнуть, что степень перекристаллизации пород не зависит от интенсивности складчатости. Нередко породы, смятые в самые сложные складки, почти не изменены, в то же время толщи, сло­женные лишь в плавные пологие складки, превращены в гнейсы и кристаллические сланцы. Следует, по-видимому, предположить, что степень перекристаллизации пород в процессе складкообразования зависит не от интенсивности складчатости, а от условий, при ко­торых происходит развитие складок.

Образование таких обычных минералов метаморфических по­род, как гранат, биотит, мусковит, полевой шпат и ряд других, составляющих основную массу гнейсов и кристаллических сланцев, возможно только в условиях достаточно высокого давления и тем­пературы. Такая обстановка может возникнуть в земной коре на глубине не менее чем в несколько километров, поэтому складки, сложенные породами, образовавшимися при перекристаллизации первоначального их состава в процессе складчатости, следует на­зывать глубинными. Складки, развивающиеся в верхних зонах земной коры, при образовании которых не происходит существен­ных изменений в первоначальном составе пород, называются по­верхностными.

Процессы формирования поверхностной складчатости изучены относительно полно. В зависимости от условий образования этой категории складчатости выделяются следующие типы складок: складки регионального смятия, облекания, гравитационного сколь­жения, приразрывные, складки, связанные с перемещением магмы в земной коре, и диапировые.

Складки регионального смятия (общего смятия, по В. В. Белоусову) образуются при продольном изгибе деформирующихся толщ под влиянием сил, действующих на огромных терри­ториях параллельно поверхности Земли. Природа этих сил не вполне ясна. Возможно, что их появление в верхней зоне коры обус­ловливается движениями по наклонным разломам глубокого зало­жения, достигающим глубины в сотни километров и протягиваю­щимся на сотни и тысячи километров. Эти разломы устанавлива­ются по концентрации в их пределах очагов землетрясений, разры­вов, приуроченности интенсивной вулканической и интрузивной Деятельности, анализом мощностей и фаций осадочных толщ и Другим признакам. Один из таких современных разломов выявлен на территории Охотского моря и Курильских островов (рис. 129). Распределение очагов землетрясений показывает, что разлом на­клонен под углом 35—55° к поверхности Земли. При движении земной коры по поверхности разлома возникает горизонтальная составляющая, которая может вызывать в верхней зоне земной ко­ры образование поясов линейных складок, вытянутых параллель­но направлению разлома (рис. 130, а, б).

Рис. 129. Разрез через восточную окраину Азии.

1— осадочный слой; 2 — гранитный слой; 3 — базальтовый слой; 4 — зона Бенъофа — Заварицкого; 5—6 — эпицентры землетрясений (5 — приповерхностных и глубоких, 6 — сверхглубоких)

Есть основания полагать, что складчатость регионального сжатия вызывается также горизонтальными перемещениями крупных участков земной коры. Особенно благоприятны в этом отношении области соприкосновения массивов древних кристаллических метаморфических пород с относительно более молодыми геосинклинальными толщами. Складчатость, возникающая в последних случаях, имеет обычно в своем направлении дугообразные повороты, и нередко и петлеобразные изгибы.

Для складок регионального смятия характерны линейные сим­метричные и асимметричные формы с общей ориентировкой осей. Примерами могут служить палеозойские складчатые пояса Урала и Тянь-Шаня, складчатость в мезозойских толщах альпийского галса и др.

Складки облекания (отраженные складки, по В. Е. Хаи-су; глыбовые складки, по В. В. Белоусову) представляют собой поперечные изгибы в верхнем структурном этаже (или осадочном чехле), образующиеся при глыбовых перемещениях нижнего струк­турного этажа-фундамента (см. рис. 130, в, г),

В большинстве случаев складки облекания начинают образо­вываться одновременно с осадконакоплением при перемещениях глыб фундамента вдоль разделяющих их разрывов. Это подтверждается закономерным уменьшением мощностей в сводах антикли­налей и увеличением мощностей отложений в ядрах синклиналей.

Разрывы из фундамента могут проникать и в породы осадочного чехла, осложняя строение развивающихся в нем складок.

К складкам облекания относятся также глыбовые складки. В этих структурах, развивающихся из складок облекания, разры­вы, по которым перемещаются блоки фундамента, проникают в деформирующийся осадочный чехол и достигают поверхности. Та­ким путем возникают чередующиеся антиклинальные и синкли­нальные складки, разделенные продольными разрывами (обычно сбросами или взбросом), с уплощенными или плоскими замками и сравнительно крутыми крыльями. Такие глыбовые складки полу­чили название горст-антиклиналей и грабен-синклина­лей. В ядрах горст-антиклиналей на поверхность нередко вы­ведены породы фундамента; в противоположность этому централь­ные части грабен-синклиналей слагаются наиболее молодыми тол­щами.

Рис. 130. Схемы образования поверхностной складчатости

Размеры описываемых складок весьма различны. Наиболее крупные из них могут достигать в длину 100 км и более.

Складки облекания обладают своеобразными чертами строения в различных структурных зонах земной коры. В складчатых обла­стях, где они особенно характерны для заключительного этапа развития, складки облекания имеют изометричные, брахиформные или коробчатые формы, реже линейные асимметричные, иногда с подвернутыми крыльями. В их расположении отсутствует общая ориентировка, или она сохраняется лишь для отдельных районов. Нередко ориентировка и форма небольших изгибов, осложняющих строение основной складки, неодинаковы. В платформенном оса­дочном чехле складки облекания характеризуются плавными очер­таниями, незначительными углами наклона пород на крыльях, увеличивающимися обычно с глубиной, различными формами на разных стратиграфических уровнях.

Складки гравитационного скольжения образуют­ся на склонах поднятий под действием гравитационных сил. Осо­бенно благоприятные условия для развития этих складок созда­ются в тех случаях, когда растущие поднятия окаймляются не ме­нее интенсивно прогибающимися впадинами. Осадочные толщи, покрывающие склоны поднятий, приобретают в таких условиях значительный наклон и под воздействием гравитационных сил перемещаются в сторону впадин, подвергаясь при этом продоль­ному изгибу. Амплитуда перемещения может достигать значитель­ных размеров: максимальные амплитуды известных смещений сос­тавляют 20—30 км. Нередко гравитационному скольжению спо­собствует присутствие пластичных пород (соли, гипсы, ангидри­ты, глины), которые в таких случаях могут играть роль своеоб­разной смазки, значительно облегчающей скольжение оползающих толщ.

Складки гравитационного скольжения широко распространены В складчатых областях. Здесь им свойственны наклонные, опро­кинутые и лежачие формы, осложненные надвигами (см. рис. 130,5) Ориентировка осей складок параллельна наиболее прогнутым час­тям впадин. Рассматриваемые складки нередко развиваются и на незначительных по площади участках, осложняя складки регио­нального смятия и складки облекания (см. рис. 130, е).

Развиты складки гравитационного скольжения также в крае­вых прогибах, где они представлены наклонными и опрокинутыми линейными структурами, нарушенными надвигами; иногда они принимают здесь вид гребневидных антиклиналей, разделенных широкими синклиналями.

Складки, связанные с разрывами (приразрыв-ные складки). При перемещении пород вверх по наклонным разрывам, главным образом по взбросам и надвигам, в нижнем, лежачем крыле развиваются горизонтально или наклонно ориенти­рованные силы, вызывающиеся давлением висячего крыла. Эти силы могут обусловить образование складок продольного изгиба в нижнем, опущенном крыле разрыва, интенсивность и форма которых зависят от амплитуды перемещения и угла наклона сместителя. Наиболее благоприятны в этом отношении разрывы с накло­ном сместителя от 40 до 60°. Вблизи таких разрывов образуются наклонные или опрокинутые складки, ориентированные параллель­но простиранию разрыва, частые вблизи сместителя и затухаю­щие по мере удаления от него. От этих же условий зависит и ши­рина полосы, захваченной приразрывной складчатостью. Обычно она невелика, и складки быстро затухают в сторону от поверхно­сти разрыва (см. рис. 130, ж).

Приразрывные складки могут развиваться и на опущенных крыльях сбросов, там, где крылья при опусканиях испытывают из­гибы и коробления (см. рис. 130, з).

Складки, связанные с перемещениями магмы в земной коре. Вблизи контактов многих массивов интрузив­ных пород, возникших как на значительных глубинах в виде ба­толитов, так и в непосредственной близости от поверхности в фор­ме небольших тел, во вмещающих породах наблюдаются складки продольного или реже поперечного изгиба, оси которых ориенти­рованы согласно контурам интрузивных массивов. В плане эти складки обычно обтекаютвнешние контуры интрузивных тел , что нередко приводило к ложному заключению об их возникновении позже интрузивных пород, о которые как бы раздавливались деформированные толщи в процессе складкообразования. В действи­тельности же образование таких складок следует связывать с бо­ковым давлением магмы при ее продвижении в верхние части земной коры, в зону остывания и кристаллизации. Ширина пород, подвергающихся при этом складкообразованию, оказывается раз­личной и зависит в значительной степени от площади массива; обычно она не превышает нескольких километров, а чаще состав­ляет сотни метров. Складки у небольших гипабиссальных тел об­разуют полосы в десятки или сотни метров шириной (см. рис. 130, и, к). Примером таких структур могут служить смятия, наблюдае­мые во вмещающих толщах у контактов мезозойских и кайнозой­ских гипабиссальных интрузий Крыма и Кавказа.

При вулканической деятельности вокруг вулканов нередко воз­никают крупные округлые и овальные мульды, образующиеся в результате погружения или обрушения вулканических аппаратов в полости, прежде занятые магмой (см. ниже).

Диапировые складки, или складки протыкания, впервые были установлены румынским геологом Мразеком в 1907 г. Они представляют собой антиклинальные структуры, обра­зующиеся в результате внедрения пластичных пород в окружаю­щие их менее пластичные и более хрупкие толщи. К породам, об­ладающим высокой пластичностью, выражающейся в способности течь под влиянием внешнего давления или под действием собственного веса, относятся соли, ангидрит, гипс и насыщенные водой глины.

Наиболее широко развитыми разновидностями диапировых складок являются соляные купола и глиняные диапиры. В соляных куполах следует различать ядро, сложенное пластичными породами, и окружающие его вмещающие породы (рис. 132). При этом наблюдается резкое различие между строением ядра и вмещающими породами. Ядро носит все черты активного переме­щения слагающих его пластичных масс вверх, в то время как структура вмещающих пород отражает лишь пассивное их приспособление к движению ядра. Очертания ядра характеризуются по­логим сводом и крутыми боковыми поверхностями. В плане контуры ядра неодинаковы на различных глубинах. В этом отношении интересен купол Ромны на Украине. Ядро складки, сложенное де­вонской каменной солью, в верхнемеловых отложениях вытянуто в северо-западном направлении параллельно простиранию герцинских структур; в палеогеновых отложениях ядро приобретает ок­руглые очертания.

Внутренняя структура ядра характеризуется исключительно сложным строением. Пластичные породы, слагающие ядро, смяты в узкие, сжатые складки, которые могут образоваться только при течении вещества. Отдельные прослои, слагающие эти складки, очень сильно растянуты, местами же они образуют сложные изги­бы, сгустки и неправильные раздувы.

Рис. 132. Соляной купол у Винхаузеы-Эйклингена, по Бенцу (из Е. Ш. Хиллса)

Вмещающие толщи на контакте с ядром нередко раздроблены и срезаны пластичными породами ядра. Вблизи контакта они име­ют крутое залегание, часто поставлены на голову или запрокину­ты. В них развиваются многочисленные разрывы и поверхности скольжения, по которым отдельные пачки и пакеты слоев отрыва­ются от ограничивающих их пород и перемещаются вслед за ядром на значительные расстояния. Перемещение сопровождается развитием зон дробления и тектонических брекчий, придающих строе­нию вмешающих пород в зон;е контакта очень большую сложность. Эти нарушения быстро затухают по мере удаления от ядра — и в нескольких сотнях метров от нарушенной зоны они обычно исче­зают. Таким образом, в диапировых структурах сочетаются два вида складок: в активном ядре развиваются складки течения, в то время как окружающие ядро породы подвергаются поперечно­му изгибу.

В соляных куполах удлиненной формы сбросы имеют два на­правления: продольное к длинной оси купола и поперечное. Продольных сбросов меньше, чем поперечных, но они имеют большую амплитуду.

Б зависимости от того, обнажается ядро на поверхности или нет, соляные купола делятся на закрытые и открытые. В открытых куполах пластичные породы ядра выходят на поверхность. Из-за легкой растворимости солей и гипсов участки, в пределах которых располагается ядро, в рельефе областей с влажным климатом обычно выражены низинами, сильно заболоченными и закарстованными. На поверхности солей развивается так называемая со­ляная шляпа, представляющая собой в основном глини­стую массу, вымытую из растворенных соленосных отложений и оставшуюся на месте. Мощность соляной шляпы не­редко достигает нескольких десятков метров.

Б закрытых куполах пластичные породы ядра не достигают поверхности, а располагаются на той или иной глубине. Породы, окружающие пластичные массы таких куполов, дугообразно изог­нуты, что легко позволяет наметить на поверхности положение их ядер.

В сводах куполов нередко происходит интенсивное дробление и проседание, и они в таких случаях принимают, в плане очень сложный вид, напоминающий разбитую тарелку. Боль­шое значение при этом может иметь циркуляция подземных вод в ядре, вызывающая растворение и вынос слагающих его пород.

Опустившиеся центральные части раздробленных куполов нередко сложены более молодыми породами по сравнению с породами, участвующими в строении крыльев. Закрытые соляные купола, часто на поверхности имеющие вид разбитой тарелки или панциря черепахи, особенно широко развиты в Эмбенском районе.

По очертаниям в плане соляные структуры делятся на куполо­видные и линейные.

Куполовидные структуры имеют овальные и округлые очерта­ния. Их поперечные размеры обычно не превышают 5 км; более крупные складки, достигающее 10 км и более в поперечнике, от­носительно редки. Примерами куполовидных складок являются складки Днепровско-Донецкой впадины, а также Эмбенского рай­она, где ядра складок сложены каменной солью, гипсами и ангид­ритами нижней перми, максимальная мощность которых достигает 2,5—3 км. Вмещающие породы имеют песчано-глинистый состав и относятся (глубокие горизонты складок) к верхней перми и триасу; на крыльях обнажаются отложения юры, мела и палеоге­на. Общее залегание вмещающих пород, наибольшая мощность которых достигает 9—10 км, спокойное, почти горизонтальное и нарушается лишь вблизи пластичных ядер.

Линейные складки имеют иное строение: при относительно не­большой ширине они вытянуты в длину, которая нередко дости­гает 10 км и более. Ядра открытых складок отделены от вмещаю­щих пород разрывами. Ширина ядра обычно неодинакова и ха­рактеризуется пережимами и раздувами.

(опять чего-то нет!!!! )

Силы, вызывающие образование глубинной складчатости, мо­гут действовать преимущественно в горизонтальном или верти­кальном направлении. Горизонтальные силы обусловливают фор­мирование складчатости вертикального течения, вертикальные силы — складчатости горизонтального течения.

Складки вертикального течения. Основ­ное значение в этом процессе имеют перемещения огромных сег­ментов земной коры (и подкорового вещества) вдоль глубинных разломов, направленных под углом к поверхности Земли, вследст­вие чего при общем горизонтальном сжатии огромные клинья вы­давливаются вверх. Складки вертикального течения характеризу­ются резко выраженной линейностью, острыми замками, крутыми крыльями, вертикальным и крутым положением осевых поверхно­стей, горизонтальным или слабо наклонным положением шарни­ров, интенсивно развитой сланцеватостью, параллельной осевым поверхностям, и кливажем (см. ниже).

Складки горизонтального течения. Вертикально действующие силы в глубоких зонах земной коры, приводящие к образованию складок горизонтального течения, возникают при об­щих поднятиях. Они вызываются также перемещением магматиче­ских масс в верхние части земной коры: магма, встречая грави­тационное сопротивление вышележащих толщ, раздвигает их, вызывая выжимание и неравномерное перемещение материала в горизонтальном или наклонном направлении. Такого типа склад­чатые структуры особенно интенсивно развиты в докембрийских толщах и гранитогнейсах.

Складки горизонтального течения обладают плавными очерта­ниями, крутонаклонными или вертикальными шарнирами, крутым или вертикальным падением пород на крыльях.

В плане складки горизонтального течения нередко отличаются сочетанием самых различных по размерам форм и общим вееро­образным расположением, отражающим различное перемещение материала под влиянием неравномерной нагрузки.

Складки горизонтального течения изучены пока еще недоста­точно и хорошо заметны лишь вблизи границ крупных интрузив­ных массивов.

Экзогенная складчатость

Основное значение в образовании экзогенной складчатости имеет сила тяжести, эффективность действия которой тесно свя­зана со строением современного, а иногда и древнего рельефа.

Складки, обусловленные деформациями при эпигенезе и диа­генезе осадков, представляют собой многочисленную разнообразную по строению группу нарушений, обусловленную главным об­разом неравномерными дегидратацией и уплотнением осадков, а также переходом из одного физико-химического состояния в дру­гое. Выражены эти нарушения мелкими короблениями, а в гало­генных породах нередко складками течения, указывающими на пластические перемещения, связанные с нагнетанием или с от­током вещества.

Складки, вызываемые разгрузкой от вышележащих толщ, воз­никают в днищах долины или на крутых склонах. Они выражены плавными выгибами слоев в сторону открытого пространства, а на крутых склонах долин в пластичных породах нередко возника­ют мелкие вспучивания и структуры течения, свидетельствующие о перемещениях вещества к поверхности.

Деформации пород, обусловленные карстовыми процессами, провалами и обвалами, имеют локальный характер и возникают в непосредственной близости от мест развития указанных явле­ний. Выражены они как мелкими пластичными смятиями пород, так и (значительно чаще) образованием в них разрывов, дробле­ний и тектонических брекчий.

Складки, вызываемые напором ледников (гляциодислокации), распространены преимущественно на севере и в средней полосе страны, подвергавшейся в прошлом интенсивному материковому оледенению. Этого рода дислокации известны в Поволжье, к се­веру и югу от Москвы, в окрестностях Ленинграда. В результате гляциодислокаций появляются мелкие, но часто сложные опроки­нутые и разорванные складки, быстро затухающие на глубине, образующиеся в относительно пластичных породах — глинах, мер­гелях, известняках и т. п. Складки обычно возникают на возвы­шенных участках доледникового рельефа под напором перемещаю­щихся по ним ледяных масс. Вертикальная амплитуда складок может достигать 30 м, общее положение их осевых поверхностей перпендикулярно к направлению движения льда. Нередко такие деформации сопровождаются появлением глыб-отторженцев, отор­ванных от коренных пород и перенесенных льдом на значительные расстояния.

К экзогенным структурам относятся также разнообразные по форме первичные наклоны и изгибы поверхностей наслоения, вызы­ваемые неровностями эрозионного рельефа, на котором происхо­дит отложение осадков. Они имеют иногда внешние черты сходст­ва с настоящими складками (псевдоскладки, или ложные склад­ки). К этой же группе принадлежат также первичные наклоны, связанные с различной скоростью отложения осадков и неравной мощностью пород.

Первый вид псевдоскладок обычно носит название структур облекания. В. Д. Наливкин и Л. И. Розанов, изучавшие структуры облекания в Волго-Уральской нефтяной области, выделяют среди них два типа. В первом неровности эрозионного рельефа выполня­ются вышележащими осадками, сравнивающими их, и горизонты, удаленные от поверхности размыва, перестают быть зависимыми от формы рельефа этой поверхности. Во втором случае нижние слои повторяют форму размытой поверхности и образуют структу­ры облекания, прослеживающиеся в толще пород мощностью в сотни метров.

В структурах первого вида выше поверхности эрозионного рельефа залегают терригенные осадки, характеризующие относи­тельно мелководные условия. Вследствие движения воды осадки перемещаются по дну, заполняя впадины и сглаживая неровности эрозионного рельефа.

Во втором типе структур облекания развиты карбонатные осад­ки, образующиеся на относительно больших глубинах: при этом хемогенный и органогенный карбонатный материал оседает на неровную поверхность дна и отлагающиеся осадки повторяют ни­жележащий эрозионный рельеф, образуя структуры облекания.

Как следует из описания структур облекания и приведенной выше характеристики складок облекания, они имеют совершенно различное происхождение. Складки облекания образуются при пластических деформациях мягких, слабоуплотненных толщ, обус­ловленных неравномерными вертикальными движениями фунда­мента, на котором накапливаются осадки. Структуры облекания не являются настоящими складками, а представляют собой пер­вичные наклоны, возникающие в осадочных толщах в процессе накопления осадков без всякого участия пластических деформа­ций.

В заключение остановимся на взаимоотношениях выделенных генетических типов складок.

Развитие складок в большинстве случаев обычно начинается с конседиментационных форм. В дальнейшем при тектонических движениях конседиментационные складки преобразуются в тот или иной тип поверхностной складчатости; при погружении склад­чатых комплексов на значительные глубины в зоне интенсивного метаморфизма, имеющего в одних случаях региональное распрост­ранение, в других — связанного с активными магматическими про­цессами, из поверхностных складок развиваются глубинные.

Каждый из комплексов складок обычно образует самостоя­тельный структурный этаж, однако в реальной обстановке в зем­ной коре не все комплексы могут присутствовать в разрезах. При отсутствии благоприятных условий одни из них могут вообще не возникнуть, в других случаях складчатые комплексы могут быть уничтожены эрозией.

Дисгармоничная складчатость

Дисгармоничной складчатостью называется сочетание одновременных по возникновению, но различных по форме складок, развитых в разнородных по составу горных породах. Появле­ние дисгармоничной складчатости зависит от условий, в которых развиваются складки, и от состава слагающих их пород.