Складки. Элементы складок. Классификация складок.

Лекция №4

Складки и их элементы.

Складки. Элементы складок. Классификация складок. Флексуры. Полузамкнутые структурные формы. Складкообразование и складчатость. Значение складок в нефтегазовой геологии.

 

Рис. Деление складок ло форме замка в разрезе. а - крутые; 6 — пологие; a — коробчатые (сундучные)

Рис. Деление складок в разрезах по соотношению мощностей на сводах и на крыльях. 1 - подобные; 2 — концентрические; 3 — с утоняющимися слоями в своде; 4 — с повышенными мощностями пород в замках

 

Размеры складок характеризуются длиной, шириной и высотой. Длина складки — это расстояние вдоль осевой линии между смежными перегибами шарнира (а). Ширина складки (или горизонтальный размах) составляется из расстояния между осевыми линиями двух соседних антиклиналей и 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 (в).

 

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

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

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.

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

 

лежачие складки с горизонтальным положением осевых поверхностей;

ныряющие, или перевернутые, складки с осевой поверхностью, изогнутой до обратного падения.

2. По соотношению между крыльями складок выделяются:

обычные, или нормальные, складки с падением крыльев в различные стороны;

изоклинальные складки с параллельным расположением крыльев. При вертикальном расположении крыльев изоклинальные складки называются прямыми, при наклонных крыльях — опрокинутыми;

веерообразные складки с веерообразным расположением слоев. Ядра веерообразных складок нередко оказываются пережатыми, т. е. отделенными от остальных их частей.

3. По форме замка различаются:

1) острые складки, с углом складки меньше 90⁰

 

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

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

4. 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;

2. концентрические складки с одинаковой мощностью слоев в своде и на крыльях. С глубиной радиус кривизны свода таких складок изменяется и антиклинали становятся более резки ми, а синклинали расплываются. 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;

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

3) антиклинальные складки с утоненными замками. В складках этого вида мощности пород в сводах меньше, чем на крыльях, вследствие чего для них характерно увеличение угла падения на крыльях с глубиной. Синклинальные складки подобной формы не встречаются;

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

Рис. Деление складок в плане по соотношению длины (а) и ширины (б). 1 — линейные а/б>3; 2 — брахиформные а/б<3; 3 — куполовидные а/б = l

 

5. По отношению длинной оси складки (длины) к ее короткой оси (ширине) различают: линейные, брахиформные (брахис (лат.) — короткий) 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 брахисинклииалями). В случае приблизительно одинаковых поперечных размеров складки называются куполовидными, а синклинальные складки этого вида — чашевидными или мульдами.

6. 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. Периклинальные погружения антиклинальной складки (с); центриклинальное погружение синклинальной складки (б); складки с вертикальными шарнирами (в). Сплошные утолщенные лилии — оси складок; стрелки — направления погружения шарнира

Слои на таких участках падают в стороны от ядра складки. В синклинальных складках части складок, обладающих наклонным шарниром, называются ц ентриклинальным замыканием. 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 равны 90°.

Рис. Различные типы складок, а, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; д.— течения; 1 — направления действующих сил; 2 — направления перемещения пород; 3 — участки растяжения; 4 — участки сжатия

 

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.

При1.2.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. 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. 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).

1.3. 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.

1. 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.

2. 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.

Рис. Дисгармоничное смятие пластических пород в ядре антиклинали, крылья которой сложены более жесткими породами во Флишевых Карпатах, по Свидзинскому. 1 — песчаник; 2 — пестрые сланцы; 3 -- известковистый песчаник; 4 — олигиценовые менинлитовые сланцы; 5—7 — слои свиты кросно; 8 — сланцы

2. 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.

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

В верхних слоях земной коры, в условиях относительно невысоких температур и явления, 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.

Рис. Схема расположения складок, сопровождающих крупный сдвиг.

Рис. Схема строения флексуры

 

Флексуры, распространенные в породах с наклонным залеганием, могут быть согласными и несогласными. В согласных флексурах верхнее, нижнее и смыкающее крылья направлены в одну и ту же сторону, в несогласных —верхнее и нижнее крылья наклонены в одну сторону, а смыкающее крыло — в противоположную. Если коленообразный изгиб пород наблюдается в горизонтальной плоскости, такая флексура носит название горизонтальной.

 

Рис. Согласная (а) и несогласная (б) флексуры

 

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 осадконакопления. 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. Схема строения флексуры, развивавшейся одновременно с осадконакоплением. Характерны различия в мощностях и фациях на крыльях; смыкающее крыло, осложнено разрывами; а — песчанистые известняки, а' — известняки; б — песчаники; б' — алевролиты; в и б^/ — 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. 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.

 

Складкообразование и складчатость. Значение складок в нефтегазовой геологии.

 

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.): 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 у 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 конседи ментационной 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 мощные толщи осадков как насыщенных водой, 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.

Классификация складчатости

Рис. Разрез через восточную окраину Азии. 1 — осадочный слой; 2 — гранитный сдой; 3 — базальтовый слой; 4 - зона Беньофа — Заварицкого; 5—6 — эпицентры землетрясений (5 — приповерхностных и глубоких, 6 — сверхглубоких)

 

Один из таких современных разломов выявлен на территории Охотского моря и Курильских островов. 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.

Есть основания полагать, что складчатость регионального смятия 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, а нередко и петлеобразные изгибы.

Схемы образования поверхностной складчатости

 

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. Хаину; 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.

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

Рис. Схема строения Каиндинской грабен-синклинали, по Ю.А. Зайцеву. 1 — известняки, доломиты, алевролиты и аргиллиты нижнего карбона и фаменского яруса; 2 — красноцветные песчаники и конгломераты верхнего — среднего девона; 3 — протерозойские сланцы и гнейсы; 4 — нижнепалеозойские гранитоиды; 5 — региональные несогласия; 6 — крупные разрывы; 7 — мелкие разрывы; 8 — направление и углы наклона слоев

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. 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. 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.

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 (приразрывные 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 образуют 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.

Приразрывные складки могут развиваться и на опущенных крыльях сбросов, там, где крылья при опусканиях испытывают изгибы и коробления.

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 которые ориентированы согласно контурам интрузивных массивов. В плане эти складки обычно облекают внешние 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. 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. 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.

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 вмещающих пород в зоне 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.

Рис. Схема строения диапировой складки. 1 — вмещающие породы; 2 — пластичные породы яруса; 3—соляная шляпа (кепрок); 4 — разрывы

В 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 (кепрок), представляющая собой в основном глинистую массу, вымытую из растворенных соленосных отложений и оставшуюся на месте. Мощность соляной шляпы нередко достигает нескольких десятков метров.

В 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.

Рис. Структурная схема и разрезы типичной диапировой складки Эмбенского района (масштаб разрезов в 5 раз крупнее масштаба схемы), по Н. В. Неволину и А. П. Чопрову

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. Районом развития линейных соляных складок является Оренбургское Приуралье. Складки здесь вытянуты в меридиональном направлении в соответствии общим простиранием пород. Ядра складок сложены каменной солью, гипсами и ангидритами раннепермского возраста; в плане они образуют цепочки, из которых составляются огромные кольца и овалы. Окружающие их породы собраны в плавные складки, представляющие собой чередование широких синклиналей и узких антиклиналей, сложенных карбонатно-терригенными отложениями верхней перми и триаса.

Соляные купола развиваются в течение длительного времени. Рост соляных куполов часто происходит параллельно с формированием пород, перекрывающих пластичные массы. Об этом свидетельствуют уменьшение мощностей вмещающих пород в сводовых частях куполов, выпадение отдельных свит из разрезов и появление местных размывов и несогласий. Нередко в сводовых частях куполов выше по­верхностей размыва встречаются конгломераты, прорванные породами, слагающими ядро, в гальке которых присутствуют те же породы ядра. Такие взаимоотношения свидетельствуют о непрерывном росте купола до и после перерыва в осадконакопле-нии.

Формирование диапировых складок, по данным Ю.А. Косыгина, происходит лишь там, где мощность пластичных пород составляет не менее 120 м, а глубина их залегания превышает 300 м. Для объяснения причин образования и роста диапировых складок выдвинуто много гипотез.

1. А.Д. Архангельский, Н.М. Страхов, Г. Штилле полагают, что образование диапировых складок связано с тангенциальным сжатием земной коры. Пластические породы, будучи вовлеченными в про­есс сжатия, вместе с окружающими их хрупкими породами выжимаются из крыльев.в ядро антиклиналей, где при благоприятных условиях они могут прорвать перекрывающие их породы и образовать диапировые складки.

2. Иной точки зрения придерживаются А.А. Богданов и другие исследователи. Изучая строение приуральских диапировых складок, А.А. Богданов обратил внимание на несовпадение их строения со структурой пород, подстилающих пластичные массы. Выяснилось, что диапировые складки располагаются не над антиклиналями в подстилающих породах, а над глубокими мульдами. По мнению А. А. Богданова, решающим в образовании диапировых складок является выжимание солей с бортов к центральным частям тех впадин, в которых происходило осадконакопление. Скопление пластичных пород в центральных частях впадин может приводить к прорыву перекрывающих их толщ и к образованию диапировых складок.

3. Ю.А. Косыгин, а также американские исследователи В. Бартон, Г. Нетльтон и другие рост соляных куполов объясняют различием в плотностях солей (2,15) и вмещающих пород (2,3—2,4). При вертикальной амплитуде складки, составляющей не менее 1 км, разница в давлении над сводом купола и над его крыльями может вызвать перемещение легких пластичных масс ядра складки вверх.