Глава 11

СКЛАДЧАТЫЕ ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ

Складками называют волнообразные изгибы в слоистых толщах осадочных вулканогенных и метаморфических пород, обра­зующиеся при пластических деформациях. Совокупность складок составляет складчатость (рис. 100). Изгибы, имеющие форму складок, могут возникнуть и в процессе образования пород, наприт мер структуры облегания неровностей поверхностей несогласия (см. с. 110), или при движении застывающих лав.

Смятые в складки породы имеют самый различный возраст и распространены чрезвычайно широко. Они обнажены на поверх­ности в Средней Азии, Казахстане, на Востоке нашей страны, нэ Украине, Кавказе и в других областях. Но и там, где распростра­нены горизонтально или наклонно залегающие толщи, их ложем, или фундаментом, являются породы, смятые в складки. .

Таким образом, складчатые формы залегания в континенталь­ной, земной коре распространены почти повсеместно.

Складчатость является результатом пластических деформаций горных пород и развивается только в слоистых толщах. В поро­дах ..с массивным сложением (например, интрузивных) складки не образуются, и пластические деформации реализуются в других формах.

-Пластические деформации, вызывающие изгибы слоев в. склад­ки, отражают напряжения в земной коре, обусловленные гл"|вщ?Ш образом эндогенными процессами, важнейшими среди которых яв­ляются тектонические движения. Сам процесс образования скла­док также невозможен без перемещения пород. Этому способст­вуют поверхности наслоения, позволяющие слоям смещаться при изгибе и создавать упорядоченное расположение складок с чере­дованием изгибов, обращенных в противоположные стороны.

Рис. 100. Складки в нижнемеловых и нижнеюрских отложениях на побережье Удской губы, фото А. К. Левитана

Складки и их элементы

Среди складок выделяются две основные разновидно­сти — антиклинальные и синклинальные. Антиклинальными складками (антиклиналями) называются изгибы, в централь­ных частях которых располагаются наиболее древние породы от­носительно их краевых, периферических частей - (рис. 101, а). В синклинальных складках (синклиналях) центральные части сложены породами, более молодыми по сравнению с поро­дами, слагающими их краевые части (рис. 101, б). _;В сильно деформированных толщах, (главным образом .мета­морфических) стратиграфический критерий определения антикли­нальных и синклинальных складок может быть неприменим и тог­да пользуются нейтральными терминами (рис. 102): складки, обра­щенные выпуклостью- вверх, называют .антиформой, а обращен­ные выпуклостью ВНИЗ,— синформой

В складке выделяются следующие элементы (рис. 103). Часть складки в месте перегиба слоев называется замком или сво­дом (1—2; 3—4; 5—6\ 7—8). При характеристике пород, слагаю­щих центральные части складки, употребляется термин «ядро». При описании формы перегиба слоев употребляются термины

Рис. 102. Антиформы (а) и синфор- мы (s) в пересечении с эрозионной поверхностью РР

Рис. 101. Антиклинальная (а) и синклинальная (б) складки

«свод» или «замок». Части складок, примыкающие к своду (зам­ку), называются крыльями (2—3; 4—5\ 6—7). У смежных антиклинали и синклинали одно крыло является общим. Угол, об­разованный линиями, являющимися продолжением крыльев склад­ки, называется у г л о м складки (а).

Рис. 103. Элементы складки

Рис. 104. Осевая поверхность склад­ки в разрезе (а), осевая линия в плане (б). Условные знаки для изо­бражения на картах: осевых линий антиклинальных (_е) и синклиналь­ных (г) складок

Осевой поверхностью складки называется поверхность, проходящая через точки перегиба слоев, составляющих складку (рис. 104, а).

Осевой линией или осью складки называется ли­ния пересечения осевой поверхности с поверхностью рельефа (рис. 104, б). Осевая линия характеризует ориентировку складки в плане. Ее положение определяется азимутом простирания. На карте осевая линия складки находится путем соединения точек, расположенных в местах перегиба слоев (в замке складки).

Шарнир складки — линия пересечения осевой поверхно­сти с поверхностью одного из слоев (кровлей или подошвой), со­ставляющих складку (рис. 105). Шарнир расположен в складке на поверхности слоя в месте его перегиба. Он характеризует строение складки вдоль ее осевой поверхности (рис. 106, а, б). По­ложение шарнира определяется азимутом его погружения (или воздымания) и углом погружения (или воздымания). •

Рис. 105. Положение осевой линии (Л5) и шарнира (ВГ и В'Г') в складке; « и Р — углы погружения шарнира

Рис. 106. Положение шарнира в синклинальной складке в плане (а) и в разрезе (б). Условные знаки для изображения на картах: шарниров синклинальных (в) и антиклинальных (г, д) складок; направление погружения шарниров указано стрелками (о, б, в, д) и утолщениями (г); цифры —углы погружения шарниров

При изображении на картах положение шарнира не всегда совпадает с осью складки. Лишь в том случае, когда осевая повер> кность складки вертикальна, изображения шарнира и оси сов­местятся на карте в одну линию (рис. 106, в, г, д). В складках о наклонной осевой поверхностью положение шарнира на карте может сильно отличаться от положения оси.

Учитывая степень уменьшения естественных размеров складок при изображении их на картах, для подавляющего большинства складок, исключая складки с сильно наклонным и горизонтальным положением осевой поверхности, шарнир совмещается с осевой линией, а направление и угол погружения могут быть указаны пря­мо на осевой линии. Для определения наклона шарнира следует сравнить возраст слоев в месте пересечения их осевой линией складки. Шарнир погружается в сторону расположения более молодых пород.

Гребневой поверхностью называется поверхность, соединяющая самые высокие точки расположения слоев, образующих складку. Гребень складки представляет собой линию пересечения гребневой поверхности с кровлей или подошвой любого из слоев складки (рис. 107). Определение гребневой линии в складках бывает важно при изучении наклонных и опрокинутых складок, содержащих жидкие и газообразные полезные ископаемые. Последние часто сосредоточиваются в наиболее высоких частях антиклинальных складок вблизи гребневой поверхности.

Размеры складок характеризуются длиной, шириной и высо­той (рис. 108). Длина складки —это расстояние вдоль осе­вой линии между смежными перегибами шарнира (а). Ширина складки (или горизонтальный размах) составляется

Рис. 107. Положение осевой (АБ) и гребневой (ВГ) поверхности в верти­кальном поперечном разрезе складки

Рис. 108. Размеры складок (а, б, в) в плане и на разрезе АБ

' r.v;,: ,

из расстояния между осевыми линиями двух соседних антиклина­лей или синклиналей (б). Высотой складки (или верти­кальным размахом) называется расстояние по вертикали -между замком антиклинали и замком смежной с ней синклинали, измеренное по одному и тому же слою (&).

Морфологическая классификация складок

Классификации складок строятся на различных принци­пах. В основу классификации может быть положена форма скла­док или их происхождение. Классификация, в которой складки разделены по форме, называется морфологической; классифика­ция, отражающая условия образования складок, носит название генетической. Морфологическая и генетическая классификации учитывают различные свойства складок и поэтому отнюдь не иск­лючают, а дополняют друг друга.

В морфологической классификации складки делятся по ряду признаков.

I. По положению осевой поверхности выделяют. А. Симметричные складки с вертикальной осевой по­верхностью и одинаковыми углами наклона крыльев (рис. 109, 1\.

Рис. 109. Деление складок по положению осевой поверхности.

1 — симметричные; 2 — асимметричные; 3 — наклонные; 4—6 — опрокинутые (4 — в вертикаль­ном разрезе, 5 — на блок-диаграмме, 6 — в плане); 7 — лежачие; 8 — ныряющие; аа, а'а^г — осевые линии складок в плане; аб, а'б', а!'б" — осевые поверхности складок, в разрезах

Б. Асимметричные складки с наклонной или горизон­тальной осевой поверхностью и различными углами наклона крыльев (рис. 109, 2). В свою очередь, они могут быть разделены на четыре вида:

1. наклонные складки с падением крыльев в противополож­ные стороны, с различными углами и наклонной осевой поверх­ностью (рис. 109,3);

2. опрокинутые складки с крыльями, наклоненными в одну и ту же сторону, и наклонной осевой поверхностью (рис. 109, 4). В опрокинутых складках различаются нормальные и опрокину­тые (или подвернутые) крылья (рис. 109, 5, 6); в нормальном

Рис. 110. Деление складок по соотношению между крыльями в разрезах. а — простые; б — изоклинальные прямые; в — изоклинальные опрокинутые; г — веерообраз­ные; д — веерообразные с пережатым ядром

крыле породы залегают нормально, т. е. молодые отложения рас­полагаются выше древних; в опрокинутом, подвернутом крыле со­отношение между древними и молодыми породами ненормальное: древние породы залегают выше молодых;

3. лежачие складки с горизонтальным положением осевых поверхностей (рис. 109, 7);

4. ныряющие, или перевернутые, складки с осевой по­верхностью, изогнутой до обратного падения (рис. 109, 8).

   2. По соотношению между крыльями складок выделяются:

      1. обычные, или нормальные, складки с падением крыльев в различные стороны (рис. 110, а)\

      2. изоклинальные складки с параллельным расположе­нием крыльев. При вертикальном расположении крыльев изокли­нальные складки называются прямыми (рис. 110, б), при наклон­ных крыльях —опрокинутыми (рис. 110, в);

      3. веерообразные складки с веерообразным расположе­нием слоев (рис. 110, г). Ядра веерообразных складок нередко оказываются пережатыми, т. е. отделенными от остальных их час^ тей (рис. 110,(3).

   3. „По форме замка различаются:

1) острые складки, с углом складки меньше 90° (рис. 111, 112, а);

Рис. 111. Складки в отложениях таврической серии в Крыму

Рис. 112. Деление складок по форме замка в разрезе.

л — крутые; б — .пологие; в — коробчатые (сундучные)

Рис. 113. Деление складок в разрезах по соотношению мощностей на сводах на крыльях.

t — подобные; 2 — концентрические; 3-е утоняющимися слоями в своде; 4 — с повышенны- *ш мощностями пород в замках

2. тупые складки, с углом складки больше 90° (рис. 112, б);

3. сундучные (или коробчатые) складки с плоскими замками и крутыми крыльями (рис. 112,в).

Рис. 114. Формы складок.

а —прямые и наклонные складки; б — веерообразные складки в юрских горах, по А. Гейму; в — изоклинальные складки во Французских Альпах, по М. Люжону: 1 — лейасовые («блестя­щие» ) сланцы, 2 — лейасовый известняк, 3 — доломитизированный известняк, 4 — гипс, 5 — кварцит, 6 — каменноугольные породы

IV. По соотношению мощностей слоев на крыльях и в сводах складок выделяются:

1. подобные складки, у которых мощность слоев на крыльях меньше мощности в сводах, а форма замка не меняется с глубиной (рис. 113, /);

2. концентрические складки с одинаковой мощностью слоев в своде и на крыльях. С глубиной радиус кривизны свода таких складок изменяется и антиклинали становятся более резкими, а синклинали расплываются (рис. 113, 2). В природе развиты! преимущественно подобные складки. Однако различие в мощностях на своде и на крыльях подобных складок бывает обычно на­столько незначительным, что на разрезах чаще изображаются кон­центрические складки, так как изменения в мощностях на разре­зах не всегда могут быть отражены;

3) антиклинальные складки с утоненными замкам® (рис. 113,3). В складках этого вида мощности пород в сводах мень­ше, чем на крыльях, вследствие чего для них характерно увеличе-

ние угла падения на крыльях с глубиной. Синклинальные склад­ки подобной формы не встречаются;

4) синклинальные складки с повышенными мощностями пород в замках (рис. ИЗ, 4). Как и в антиклинальных складках с утоненными замками, в описываемом виде складок углы наклона- крыльев увеличиваются с глубиной.

На рис. 114 приведены некоторые формы складок, наблюдаю­щиеся в различных регионах.

По отношению длинной оси складки (длины) к ее короткой оси (ширине) различают (рис. 115): линейные, брахиформные¹ и куполовидные. Линейными называются складки, у которых отношение дли­ны к ширине больше трех. Складки овальных очертаний, у кото­рых это отношение меньше трех, называются брахиморфными (брахиантиклиналями и брахисинклиналями). В случае прибли­зительно одинаковых поперечных размеров складки называются

куполовидными, а синклинальные складки этого вида — чашевидными или мульдами.

На положение складок в земной коре большое влияние оказы­вают их шарниры. На поверхности Земли при горизонтальных шарнирах крылья складок параллельны осевой линии. Там, где шарнир погружается или воздымается, слои огибают осевую ли­нию. Участки антиклинальных складок, на которых шарнир накло­нен, носят название периклинального замыкания

;Рис. 116. Периклинальные погружения антиклинальной складки (а); центрикли- нальное погружение синклинальной складки (б); складки с вертикальными шар­нирами (в). Сплошные утолщенные линии —оси складок; стрелки — направления погружения шарнира

(рис. 116, а). Слои на таких участках падают в стороны от ядра «складки. В синклинальных складках части складок, обладающих наклонным шарниром, называются центриклинальным за­мыканием (рис. 116, б). В этом случае слои, огибая ось склад­ки, наклонены к ее ядру.

В породах, подвергшихся интенсивному региональному мета­морфизму и превращенных в сланцы и гнейсы, нередко наблюда­ются складки, шарниры которых имеют вертикальное положение. Углы наклона слоев на крыльях таких складок обычно крутые или нравны 90° (рис. 116,в).

Флексуры

Флексурами называются коленообразные изгибы в сло­истых толщах, выраженные наклонным положением слоев при об­ыщем горизонтальном залегании или более крутым падением на фо­не общего наклонного залегания. У флексур в вертикальных раз- срезах выделяются следующие элементы (рис. 117): верхнее, или поднятое, крыло (Л£); нижнее, или опущенное, крыло (ВГ); смы­кающее крыло (ВВ); угол наклона смыкающего крыла (а); вер­тикальная амплитуда смещающего крыла (а).

Флексуры, распространенные в породах с наклонным залега­нием, могут быть согласными и несогласными. В согласных флек- сурах (рис. 118, а) верхнее, нижнее и смыкающее крылья направ­лены в одну и ту же сторону, в несогласных (рис. 118,6) —верх­нее и нижнее крылья наклонены в одну сторону, а смыкаю,щее- крыло — в противоположную. Если коленообразный изгиб пород наблюдается в горизонтальной плоскости, такая флексура носит- название горизонтальной.

А

Флексуры имеют различные формы и размеры и распростране­ны чрезвычайно широко, главным образом на платформах в оса­дочном чехле, где они при незначительных углах наклона крыльев; прослеживаются в длину на десятки километров, а вертикальная, амплитуда их смыкающих крыльев составляет десятки и сотни метров. Флексуры осложняют строение крыльев синеклиз и осо­бенно широко развиты по окраинам платформ. В складчатых об­ластях флексуры возникают на крыльях складок и имеют меньшую протяженность, чем флексуры, развитые на платформах, но углы наклона их крыльев значительно круче.

Помимо флексур в условиях моноклинального залегания встре­чаются участки с менее крутым, даже горизонтальным залеганием слоев, называемые структурными террасами. Если такой участок: вытянут по направлению падения моноклинали, он называется структурным носом.

Флексуры можно разделить на две группы. К первой относятся флексуры, развивавшиеся позже процессов осадков накопления. Ко второй — флексуры, развивавшиеся на фоне процессов осадко- накопления. Строение каждой из групп флексур обладает рядом существенных отличий.

Флексуры, образовавшиеся позже осадконакопления, не имеют различий в мощностях и фациях на крыльях (если только фации не менялись под влиянием каких-либо общих причин в процессе осадконакопления). В этих случаях флексуры устанавливаются по чисто геометрическим признакам: увеличению угла падения на смыкающем крыле, изгибам в местах сочленения смыкающего крыла с опущенным и приподнятым крыльями. Углы наклона верхнего и нижнего крыльев флексуры могут быть одинаковыми, но могут быть и различными.

Такие флексуры широко развиты в складчатых областях и краевых прогибах. Реже они встречаются на платформах.

Рис. 119. Схема строения флексуры, развивавшейся одновременно с осадкона- коплением.

Характерны различия в мощностях и фациях на крыльях; смыкающее крыло, осложнено раз­рывами; а — песчанистые известняки, а' — известняки; б— песчаники; б'— алевролиты; в и •в' — аргиллиты; г и г' — мергели

Значительно сложнее строение флексур, образующихся одно­временно с накоплением осадков. Отличительные черты этих флек­сур выражаются в резком изменении мощностей и фаций на их крыльях (рис. 119). На нижних опущенных крыльях обычно от­мечаются наиболее полные стратиграфические разрезы пород с наибольшими мощностями и тонкообломочные глинистые или кар­бонатные фации. На смыкающихся крыльях мощности пород наи­меньшие, часто здесь появляются перерывы с выпадением отдель­ных членов стратиграфического разреза. Смыкающим крыльям свойственны грубообломочные фации и нередко рифогенные обра­зования. На верхних, приподнятых крыльях мощности пород зна­чительно меньше, чем на опущенном крыле. Слагающие их фации Обычно грубообломочные. На глубине смыкающие крылья описы­ваемых флексур нередко осложняются разрывами (рис. 120)

Генетическая классификация складок

Процесс возникновения и развития складок в земной ко­ре весьма сложен и разнообразен. В настоящее время выясне­ны далеко не все стороны этого процесса, и поэтому о механиз­ме образования складок во многом можно судить лишь предполо­жительно, привлекая для объяснения известные нам явления,

Рис. 120. Флексура в слоях юрского и палеогенового возраста, отражающая Движения по сбросу в кристаллическом фундаменте. Разрез через долину Рейна у Базеля, по А. Гейму.

/ — аллювиальные террасы; 2 — третичные; 3 — юра; 4 — верхний триас; 5 — средний триас; 6 — ангидрит и гипс; 7 — нижний триас; 8 — Пермь; 9 — породы кристаллического фунда­мента

связанные с деформациями горных пород, или опираясь на исто­рию формирования земной коры.

Следует отметить, что до недавнего времени многие исследова­тели в вопросах складкообразования стремились найти такое ре­шение, которое было бы универсальным и могло однозначно объ­яснить происхождение разнообразных форм складок. Даже в тех работах, в которых признавалась многопричинность образования складок, также указывалась одна основная причина складкообра­зования, а остальные считались второстепенными. Между тем опыт, накопленный при геологических исследованиях, свидетель­ствует о многообразии процессов складчатости, которые не явля­ются следствием какой-либо одной причины, а отражают различ­ные стороны развития земной коры и протекают с различной ин­тенсивностью как во времени, так и в пространстве, в полной за­висимости от физических свойств горных пород и условий окру­жающей среды. Ниже рассмотрены две генетические классификации складок. Первая из них основана на различиях в динамических условиях пластических деформаций; вторая — отражает геологиче* скую обстановку, в которой развиваются складки.

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 па[ры 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 уси- лий, 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 гори-» зонтально и перпендикулярно к простиранию складок, ось макси­мального удлинения (а) будет вертикальной, а средняя ось дефор­мации (b) 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.

Рис. 121. Различные типы складок.

G, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; д — течения; 1 — 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 однообразном составе и двухстороннем сжатии образуют­ся симметричные складки, нарушения концентричности или подо­бия 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.

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.

Рис. 123. Дисгармонич­ное смятие пластических пород в ядре антикли­нали, крылья которой сложены более жестки­ми породами во Флише- вых Карпатах, по Свид- зинскому.

1 — песчаник; 2 — пестрые сланцы; 3 — известковистый песчаник; 4 — олигоценовые менилитовые сланцы; 5—7 — слои свиты кросно; 8 — сланцы

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 (см. рис. 134).

Если силы, вызывающее образование складок поперечного из­гиба, сосредоточены вдоль определенных линий, возникают особен­но сложные деформации, повторяющие в общих чертах те линей­ные направления, от которых переедаются 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 слфв. 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 кулисооб- разно под углом 40—50° к активной паре сил, занимая все прост­ранство в интервале между действующими силами (рис. 124).

Рис. 124. Складки, развившие­ся в пластичном слое над сдвигами в жестком основании (эксперимент Г. В. Рязанова)

Рис. 125. Схема расположения складок, сопровождающих крупный сдвиг.

Двойная линия — поверхность сдви­га; пунктирные линии — оси скла­док (план) \

Если действие сил сосредоточено по разные стороны от линии раз­рыва, оси складок при приближении к нарушению дугообразно из­гибаются в направлении смещения крыльев разрыва (рис. 125).

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 в)ерхнего вектора наклон и опрокидывание складок и действие век­тора направлены в одну и ту же сторону (рис. 126). Если актив­ным является нижний вектор, наклон и опрокидывание складок происходят в сторону, противоположную действию вектора (рис. 127).

Складки течения возникают при вязко-пластическом состоянии вещества и очень большом значении фактора времени. Для на-

правленного 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 (см. рис. 123).

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 (см. ниже) 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 (табл. 4): конседиментационная складчатость, или складчатость, возникающая параллельно с накоплением осадков, и постседимента- ционная, 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 постседимен- тационная 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.

Конседиментационную складчатость не следует представлять себе как пластическую деформацию, возникающую только в слое осадка, подстилающего поверхность осадконакопления. Этот вид складкообразования может развиваться длительное время и охва­тывать относительно мощнее толщи осадков как насыщенных во-

ТАБЛИЦА 4

Классификация складчатости

Складчатость тектонического происхождения (эндогенная)
Конседимента-	Постседиментадионная (нало­женная)		Складчатость нетектонического происхождения (экзогенная)
ционная	поверхностная	глубинная
Складки погру­жения Складки, свя­занные с не­равномерными вертикальными движениями	Складки регио­нального смя­тия Складки обле- кания (глыбо­вые, отражен­ные) Складки грави­тационного скольжения Приразломные складки Складки, свя­занные с вне­дрением магмы Диапировые складки	Складки вер­тикального те­чения Складки гори­зонтального те­чения	Подводно-оползневые складки, образующиеся при оползании осадков на дне бассейна Наземно-оползневые складки, образующиеся при оползневых процессах Складки, обусловленные де­формациями при эпигенезе и диагенезе осадков (уплотнение, разбухание, дегидратация) Складки, вызываемые разгруз­кой от вышележащих толщ Складки обрушения, связанные с карстовыми явлениями, про­валами и т. д. Складки, вызываемые напором ледников (гляциодислокации) Первичные наклоны и изгибы, вызываемые неровностями по­верхности накопления осадков (структуры облекания) Первичные наклоны, и изгибы в покровах эффузивных пород Первичные наклоны, связанные с различной скоростью накоп­ления осадков или неравной мощностью пород

дой, так и находящихся в стадии эпигенеза и диагенеза, а также уже сформировавшихся горных пород.

Основные признаки, указывающие на принадлежность комплек­са конседиментационных складок к одному структурному плану, выражаются в отсутствии в деформированной толще слоев пере­рывов и несогласий и в близости палеотектонической и палеогеог­рафической обстановки времени накопления осадков.

Конседиментационная складчатость. Наи­большим распространением среди конседи­ментационных складок пользуются складки погружений и складки, возникающие при не­равномерных вертикальных движениях по­верхности осадконакопления, представляю­щие собой складки поперечного изгиба (см. табл. 4).

Складки погружений возникают при от­носительно равномерных опусканиях фунда­мента, на котором происходит накопление осадков. Они обладают обычно неправильны­ми контурами, повторяющими в общем виде границы бассейна, в котором откладываются осадки (рис. 128).

Второй тип конседиментационных складок связан с неравномерными вертикальными пе­ремещениями фундамента. Для него харак­терно распадение крупных форм на более мелкие, частные, что вызывается дифферен­циацией скорости, а нередко и различиями в знаке вертикальных движений отдельных участков дна бассейна.

Надежным признаком при выделении кон­седиментационных складок является увеличе­ние углов наклона на их крыльях с глубиной, а также близкое совпадение наблюдаемых уг­лов наклонов на крыльях складок со значе­ниями наклонов, которые можно вычислить исходя из мощности пород (см. рис. 128). По мере развития конседиментационных складок их строение в нижних стратиграфических го­ризонтах сильно усложняется. Особенно боль­шим разнообразием форм обладают складки погружения, формирующиеся в толщах, накап­ливающихся после длительного перерыва на эрозионной поверхности глубокометаморфизо- ванных пород. Вертикальные движения в та­ком жестком фундаменте имеют обычно глы- 0овый характер; значительную роль при этом играют разрывы. Нередко в таких условиях возникают крутые, сильно сжатые и опроки­нутые складки, а развитие конседиментацион­ной складчатости сливается с образованием наложенных глыбовых складок.

Постседиментационная (наложенная) складчатость. При изучении постседимента- ционных складок прежде всего легко выявля­ется одна особенность их строения. В одних

районах породы, слагающие складки, не обнаруживают сущест­венных изменений своего первоначального состава; развивающие­ся иногда в них новые минералы, чаще всего слюды, не играют заметной роли. В других же районах складки образованы пол­ностью перекристаллизованными породами, сложенными комплек­сом минералов, совершенно отличного от первоначального. 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).

Есть основания полагать, что складчатость регионального смя­тия вызывается также горизонтальными перемещениями крупных

Рис. 129. Разрез через восточную окраину Азии.

/ — осадочный слой; 2 — гранитный слой; 3 — базальтовый слой; 4 — зона Беньофа — Зава- рицкого; 5—6 — эпицентры землетрясений (5 — приповерхностных и глубоких, 6 — сверхглу^ бокйх)

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, а 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 пояса и др.

Складки облекания (отраженные складки, по В. Е. Хаи- ну; глыбовые складки, по В. В. Белоусову) представляют собой поперечные изгибы в верхнем структурном этаже (или осадочном

Рис. 130. Схемы образования поверхностной складчатости

чехле), образующиеся при глыбовых перемещениях нижнего струк­турного этажа-фундамента (см. рис. 130, в, г).

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

Рис. 131. Схема строения Каиндинской грабен-синклинали, по Ю. А. Зайцеву.