Конседиментационная складчатость.

Наибольшим распространением среди конседиментационных складок пользу ются складки погружений и складки, возникающие при неравномерных вертикальных движениях поверхности осадконакопления, представляющие собой складки поперечного изгиба.

1. 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.

2. 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. 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 глубокометаморфизованных пород. Вертикальные движения в таком жестком фундаменте имеют обычно глыбовый 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 постседиментационных складок прежде всего легко выявляется одна особенность их строения. В одних районахпороды, 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.

1. 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:

o складки регионального смятия,

o облекания,

o гравитационного скольжения,

o приразрывные,

o складки, связанные с перемещением магмы в земной коре,

o 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.

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.

4. Образование соляных куполов в Прикаспийской впадине в настоящее время связывается главным образом с инверсией плотностей солей и покрывающих их пород. Учитывается и тектоническая обстановка. Ведущим в этом процессе является различное давление на соль, величина которого зависит от мощности, температуры, состава солей, их влажности и присутствия примесей.

Касаясь оценки приведенных выше взглядов на образование соляных куполов, следует отметить, что каждый из рассмотренных процессов доминирует при благоприятной динамической обстановке. В Прикарпатье (Румыния) при образовании соляных куполов в зоне линейной складчатости главную роль играло, по-видимому, тангенциальное сжатие миоценовых толщ. В Прикаспийской и Днепровско-Донецкой впадинах решающее значение имели гравитационные силы. При достижении куполами определенной высоты в продвижении соляного ядра вверх большое значение начинает приобретать различие в плотностях солей и вмещающих пород.

Глиняные диапиры распространены в России и сопредельных государствах в плиоценовых отложениях на Керченском, Таманском, Апшеронском полуостровах и в других районах. На Керченском и Таманском полуостровах к ядрам многих глиняных диапиров приурочены действующие грязевые вулканы. И.М. Губкин указывает, что грязевые вулканы возникают там, где к наиболее поднятым и наиболее разрыхленным и смятым породам подходит подток воды, газа и затем нефти. Извержения грязевых вулканов достигают огромной силы и сопровождаются воспламенением газов с появлением высокого (до 300 м) огненного столба, а также мощными извержениями сопочных грязей, брекчий и глыб, создающих в море острова, а на суше высокие конусы.

Приведенные выше данные далеко не исчерпывают возможных условий, при которых происходит образование поверхностных складок. Из описанных выше ти­пов складки регионального смятия облекания и гравитационного скольжения по площади распространения в поверхностных зонах земной коры составляют основ­ную массу складчатых сооружений. Остальные типы складок распространены не так широко и имеют местное значение.

Значительно менее полно изучены процессы образования глубинной складчатости. Глубинные складки, имеющие широкое региональное распространение, развиты преимущественно в докембрийской и в меньшей степени в нижнепалеозойских толщах. В средне- и верхнепалеозойских, а также в мезозойских породах глубинные складки развиваются лишь в том случае, если породы были погружены на достаточно большую глубину.

Основную роль при перекристаллизации пород на больших глубинах, кроме огромного всестороннего давления, играет, по-видимому, стресс, вызывающий перемещение вещества. Сложные складки в таких породах, как гнейсы, особенно хорошо заметные по смятию заключенных в них жильных образований, позволяют рассматривать глубинную складчатость как складчатость течения, развивающуюся под влиянием стресса в условиях пластично го состояния горных пород при высокой температуре и высоком всестороннем давлении. При этом перемещение пород происходит в виде вязко-пластичного течения и одновременно охватывает всю массу пород. Наблюдения показывают, что оси деформации, вдоль которых происходит увеличение высоты и сокращение ширины складки, располагаются в плоскости, перпендикулярной к осевой линии складки, а промежуточная ось параллельна оси складки и существенных деформаций вдоль нее не происходит.

При разнородном составе пород слои с низкой вязкостью могут образовывать раздувы в замках антиклинальных складок, а при очень больших различиях в вязкости с окружающими слоями де формации могут принять хаотический характер или образован мелкую плойчатость и в конечном счете привести к дисгармоничной складчатости.

На образование складок течения большое влияние оказывает время действия нагрузок. Длительные нагрузки позволяют превысить предел длительной прочности и вызвать непрекращающуюся ползучесть.

Рис. Тектоническая схема Криворожского бассейна, но Я. Белевцеву. 1 — саксаганские плагиограниты; 2 — амфиболиты; 3 — нижняя свита криворожской серии; 4 — тальк-карбонатный горизонт; 5 — железорудные горизонты средней свиты; 6 — сланцевые горизонты средней свиты; 7 — верхняя свита; 8 — криворожские микроклин-плагиоклазовые граниты; 9—тектонические разрывы. I — Таранако-Лихмановская антиклиналь; II — Западно-Генгулецкая мульда; III — Восточно-Генгулецкая мульда; IV — Саксаганская антиклиналь; V — Саксаганская синклиналь; VI — Лихмановская синклиналь; VII — Советская антиклиналь

 

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 не равномерное 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. Складчатые структуры, характеризующие экзогенную складчатость, перечислены в табл., и немногие из них нуждаются в детальных пояснениях.

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 гляциодислокации 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, слабоуплотнённых 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.

Дисгармоничная складчатость образуется в условиях тектонической обособленности отдельных слоев или комплексов, отражающейся в различных формах их перемещения, а нередко и полного разобщения по отношению к прилегающим слоям или толщам.

До недавнего времени существовало распространенное мнение о постепенном усложнении складчатости с глубиной. Накопленные за последние годы материалы и особенно данные глубокого бурения показывают несостоятельность этих представлений. При дисгармоничной складчатости породы, смятые в самые сложные складки, нередко подстилаются толщами, в которых развиты лишь плавные, пологие изгибы.

Рис. Дисгармоничная складчатость в верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложениях северо-западной части Центрального Каратау, по В.В. Эзу.