Механизмы складкообразования и классификации складчатости » Ремонт Строительство Интерьер

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Механизмы складкообразования и классификации складчатости

30.04.2021

Чаще всего мы не можем с уверенностью сказать, каким образом образовались те или иные особенно крупные складки и вынуждены пользоваться различными моделями, основанными на теоретических построениях. Поэтому одна и та же складка может быть названа по-разному, в зависимости от представлении автора о ее образовании. При рассмотрении механизмов складкообразования важно различать процессы и движения, происходящие внутри слоя, как в обособленном геологическом теле, со слоем, и во внешней к слою среде. Так, например, внутри слоя пластические деформации могут реализовываться перетоком материала из одних мест в другие (гравитационные складки, складки волочения, диапировые, гребневидные и др.), а также перекристаллизацией и разворотом минеральных зерен, образующих слои. Слой как геологическое тело может изогнуться или разломиться на многочисленные блоки, перемещающиеся относительно друг друга (складки скалывания). В слоистой толще слои могут изгибаться, проскальзывая относительно друг друга (складки изгиба), или же одни слои (компетентные) разламываются и смещаются, а промежутки между трещинами заполняет материал пластичных слоев. Конседиментационная складчатость образуется прогибанием или относительным воздыманием площади, на которой откладываются слои (синклинальные складки с увеличенными мощностями и антиклинальные - с уменьшенными мощностями в ядрах).

Кинематическая классификация складок (механические условия образования складок). Если расматривать складки с точки зрения ориентировки приложенных сил по отношению к слою, их можно разделить на складки продольного изгиба и складки поперечного изгиба.

Складки продольного изгиба вызываются силами, действующими вдоль слоистости. При этом происходит как проскальзывание отдельных слоев друг относительно друга, так и перемещение вещества, направленное параллельно поверхности наслоения. При однородном составе слоистых толщ скольжение рассредотачивается по всей массе пород, если же слои имеют различную пластичность (компетентность) оно концентрируется в наиболее пластичных породах. Малопластичные слои при этом разрываются и перемещаются в виде отдельных блоков. При скольжении вещество перераспределяется в пределах одной складки. Оно перемещается из областей повышенного давления в области пониженного давления, формируя дополнительные складки течения. Обычно складки продольного изгиба образуют симметричную линейную складчатость с ориентировкой оси наибольшего сжатия перпендикулярно длинным осям складок, ось наибольшего растяжения бывает ориентирована по амплитуде складок, а промежуточная ось - параллельно длине складок (рис. 8.29а). В тех случаях, когда усилия направлены не строго по одной линии, образуются наклонные и опрокинутые складки (рис. 8.29б).

Опыты по моделированию показали, что размеры складок продольного изгиба увеличиваются с увеличением мощности слоев и вязкости пород (рис. 8.30). Эксперименты по изучению влияния силы тяжести на складкообразование в однослойных и многослойных средах продемонстрировали, что этим влиянием можно пренебречь, когда длина волны менее 100 м. При большей длине волны сила тяжести препятствует росту складок, а антиклинальные складки с длиной волны более 30 км вообще не могут формироваться, потому что сила тяжести раздавливает их.

Складки, возникающие при сдвиге, под воздействием противоположно направленных сил обычно наклонены в сторону действия активных сил. В плане они имеют кулисообразное строение, подходя к поверхности сдвига под углом, близким к 45° (рис. 8.31).
Механизмы складкообразования и классификации складчатости

В общем, действующие силы в складчатости продольного изгиба - сжатие, а деформации, испытываемые телом - деформации сжатия, и каждый слой в отдельных частях испытывает в одних частях деформации растяжения, а в других - сжатия (рис. 8.32). Складки, образованные таким способом нередко называют складками коробления (buckling folds) или складками продольного укорочения. Они характеризуются сплошным заполнением пространства и линейной вытянутостью, параллельностью осевых поверхностей, сходными формами и размерами сопряженных синклиналей и антиклиналей и относительным постоянством мощностей вдоль всего слоя. Такие складки преобладают в складчатых областях и в районах развития метаморфических комплексов.

Складки поперечного изгиба. Поперечный изгиб характеризуется приложением усилий в направлении, перпендикулярном слоистости. Породы при этом испытывают большее или меньшее растяжение. Если силы, вызывающие образование складок поперечного изгиба сосредоточены вдоль определенных линий или точек, то участки с интенсивным растяжением локализуются вдоль них (рис. 8.33а). Если же они распределены на значительной площади, то и растяжение рассредоточено на значительной площади (рис. 8.33б). В складках поперечного изгиба ось наибольшего сжатия ориентирована, как правило, перпендикулярно слоистости, а ось наибольшего растяжения вдоль слоев. В вытянутых овальных складках растяжения максимальны в направлении вкрест простирания складки, а минимальны - вдоль оси ее простирания. В изометричных куполах и мульдах сжатие в вертикальном направлении сопровождается растяжением по всем радиусам. Складки поперечного изгиба часто имеют сундучную и куполовидную форму или форму мульд.

Геологическая классификация складок (геологические условия образования складок). Геологические обстановки, в которых происходит образование складок, весьма разнообразны. При попытках классификаций различные авторы обращали внимание на различные стороны геологических условий складкообразования, исходили из различных теоретических концепций, в результате чего под различными наименованиями зачастую выступают одни и те же складки. Основные типы складчатости представлены в табл. 8.5.


По геологическим условиям образования складчатость, прежде всего, разделяется на эндогенную (тектоническую), образованную в результате собственно тектонических движений, и экзогенную или нетектоническую, образованную под действием гравитации и других процессов в земной коре и на земной поверхности, не связанных с тектоническими силами. Это разделение в большой степени условно.

Эндогенная (тектоническая) складчатость.

Среди эндогенной складчатости прежде всего выделяются конседиментационные и постседиментационные структуры. Как мы уже не раз говорили, как правило, конседиментационные складки образуются в результате тех же тектонических движений, которые создают условия для осадконакопления - то есть преимущественно вертикальными движениями земной коры. При образовании конседиментационной складчатости одновременно происходит накопление осадков, преобразование их в горную породу и деформация (смятие в складки). Поэтому в конседиментационных складках нередко наблюдаются изменения мощностей и фаций при переходе от крыльев к замкам, от грубообломочных к мелкообломочным и глинистым, увеличение углов падения слоев вниз по разрезу.

Среди конседиментационных складок выделяются складки погружений, которые возникают при относительно равномерных погружениях области осадконакопления. Они обладают неправильными очертаниями в плане, повторяющими контуры бассейна осадконакопления. Размеры их достигают сотен километров, и они представляют собой результат тектонических движений, относящихся к геологическим объектам рангом большие, чем сами складки. Как правило, при полевых наблюдениях такие складки непосредственно не наблюдаются, а могут быть выявлены только при мелкомасштабных структурно-геологических, тектонических, картографических работах. Складки погружения могут быть только синклинальными.

Складки, связанные с неравномерными вертикальными движениями земной коры бассейна осадконакопления, выявляются при более детальных исследованиях. Они характерны для ингрессивной стадии осадконакопления, а также возникают при различных скоростях и (или) знаков вертикальных движений отдельных участков дна бассейна. Следовательно, складки этого типа представляют собой структуры, осложняющие складки предыдущего типа, то есть являются структурами более высокого порядка. Их размеры обычно составляют десятки километров и километры. Как и в предыдущем случае, при полевых наблюдениях они не фиксируются, а могут быть выявлены только при среднемасштабных и крупномасштабных структурно-геологических, тектонических, картографических работах. Складки этого класса по морфологии отвечают синклиналям с увеличенными мощностями в замках и антиклиналям с уменьшенными мощностями в замках. Чаще всего на складчатость этого типа накладывается постседиментационная складчатость, осложняющая их первичное залегание.

Постседиментационная складчатость разделяется на два больших класса - поверхностную и глубинную. Поверхностная складчатость, в основном, развивается в осадочных горных породах в верхних частях земной коры и ее формирование не сопровождается сколько-нибудь значительным метаморфизмом и перекристаллизацией исходных пород. Среди поверхностных складок выделяются следующие виды:

— Складки регионального сдавливания (общего смятия, полная, голоморфная складчатость). По кинематике - это складчатость продольного изгиба. Ее морфология хорошо изучена как полевыми исследованиями, так и экспериментально. Для складок регионального сдавливания характерны линейные, реже брахиморфные симметричные и асимметричные структуры с одинаковой ориентировкой длинных осей, которая, однако, может иметь дугообразные повороты и петлеобразные изгибы. Примерами складок такого типа могут служить складчатые пояса Урала, Тянь-Шаня и др. Они имеют размеры от первых метров и собираются в сложные структуры до десятков и сотен километров длиной (рис. 8.34).

— Складки облекания (отраженные, прерывистые, глыбовые) - по кинематике представляют собой складки поперечного изгиба. Как правило, они возникают в осадочном чехле платформ под влиянием блоковых движений фундамента. Размеры их весьма различны и могут достигать в длину 100 км. Складки облекания различны в складчатых областях и на платформах. В складчатых областях они, обычно, изометричные или брахиморфные, часто коробчатые. Гораздо реже такие складки бывают линейными, асимметричными, изредка - с подвернутыми крыльями (рис. 8.35). Обычно эти складки изолированы друг от друга и расположены на площади довольно беспорядочно.

В платформенном чехле складки облекания характеризуются плавными очертаниями. Это тупые складки, с небольшими углами наклона (5-10°) на крыльях, часто увеличивающимися с глубиной. Нередко плановые очертания таких складок различаются на разных стратиграфических уровнях. Высота складок - десятки метров, ширина - километры. По выраженности в различных горизонтах чехла среди складок облекания выделяются различные типы, характеристика которых приведена в табл. 8.6.

Именно с такими складками чаще всего связаны залежи нефти и газа, поэтому для прогноза нефтегазоносности их морфологию необходимо изучать по всему разрезу.

Складки гравитационного скольжения образуются на склонах поднятий под действием силы тяжести. Такое название несколько условно, так как, во-первых, в образовании других складок также участвует сила тяжести, а во-вторых, потому что эти складки отнесены к классу тектонических, хотя главные действующие силы в их образовании - гравитационные. Особенно благоприятные условия для развития таких складок возникают в условиях контрастного рельефа бассейна осадконакопления. Максимальные амплитуды перемещений при их образовании достигают первых десятков километров. Гравитационному скольжению благоприятствуют слои пластичных пород (глин, солей). Складки гравитационного скольжения распространены в складчатых областях и предгорных прогибах. По кинематической характеристике - это складки продольного изгиба и складки течения. По морфологии - наклонные, лежачие, опрокинутые часто дисгармоничные складки, осложненные надвигами и сдвигами, при этом ориентировка длинных осей складок обычно параллельна оси прогнутой части бассейна (рис. 8.36).

Приразрывные складки образуются в части разреза, прилежащей к разрывам (рис. 8.37). Чаще всего они бывают развиты в лежачем крыле пологих взбросов. Площадь распространения таких складок достигает всего лишь первых сотен метров. Такую складку, например, можно наблюдать на южном борту долины реки Кичмалка на Северном Кавказе, где на фоне полого залегающей моноклинали (7-10°) вдруг наблюдается полоса пород, залегающих вертикально, а затем выполаживающаяся. По кинематике они являются складками продольного изгиба, а по морфологии - линейными, часто наклоненными или опрокинутыми. Бывает, что таким образом формируются и флексуры. Иногда со складками такого типа бывают связаны месторождения нефти и газа.

Складки, связанные с внедрением магмы, размещаются вблизи контактов внедряющихся магматических тел и имеют обычно линейный или брахиморфный облик с длинными осями, ориентированными согласно контурам внедряющихся массивов. По кинематике - это складки продольного, реже - поперечного изгиба. Площадь, затронутая складкообразованием такого рода, зависит от площади массива и не превышает нескольких километров. Примером складок такого типа являются структуры, развивающиеся вокруг малых интрузий в районе Кавказских Минеральных Вод. Они представляют собой антиклинали. Синклинали - мульды возникают над вулканами, которые образуются в результате погружения (обрушения) вулканического аппарата в полости, прежде занятые магмой.

Примерно такого же рода техногенные синклинали иногда возникают над территориями, в недрах которых происходит отбор полезного ископаемого - над месторождениями нефти и газа (примером может служить Самотлорское месторождение), шахтными разработками угля (Донбасс), откачкой воды (Москва).

Диапировая складчатость, или складчатость протыкания, представляет собой антиклинальные структуры, образующиеся над внедряющимся (аналогично внедрению интрузий) пластичными породами (глины, каменная соль, реже — ангидрит, гипс) в менее пластичные. В соответствии с составом внедряющихся пород выделяют глиняные и соляные диапиры. По аналогии с ними иногда говорят также о гранитных и мантийных диапирах. Такое перемещение происходит в результате нагнетания (выдавливания) и инверсии плотностей.

Нагнетание чаще всего обуславливается неравномерностью нагрузки на пластический слой. Такая неравномерность нагрузки может вызываться разрывами в вышележащей толще. Каждый разрыв представляет собой зону нарушения сплошности пород той или иной ширины. Плотность разрушенных пород меньше плотности тех же пород в цельном состоянии, поэтому нагрузка на пластичный слой под зоной разрыва меньше, чем в стороне от нее. Это и вызывает перемещение пластичного материала из-под более нагруженных участков в сторону менее нагруженных зон. Пластичный материал внедряется на некоторую высоту в зону разрыва. В плане такие структуры имеют форму гребневидных антиклиналей, вытянутых вдоль разрывов. Отнесение диапиров к простым складкам условно, так как это - сложные структуры, образованные сочетанием эндогенных и экзогенных факторов (рис. 8.38).

Другой вариант нагнетания связан с перекрытием пластической толщи слоями, имеющими различный удельный вес по латерали.

Инверсия плотностей - это явление залегания пород большой плотности на породах малой плотности. В этих условиях под влиянием объемной силы тяжести более плотные породы стремятся утонуть, выжимая из-под себя и заставляя отодвигаться в стороны и подниматься, в конце концов вверх, более легкие породы. Структурные формы, образующиеся в результате инверсии плотностей, строго говоря, не должны относиться к тектонической складчатости, потому что складкообразование тут вызывается не внешними по отношению к сминаемым слоям тектоническими силами, а внутренней энергией пласта. Может быть, из классификационных соображений целесообразно выделять активные, связанные с внутренней энергией деформирующегося тела, и пассивные, связанные с внешними по отношению к деформируемого телу причинами.

Инверсия плотностей может иметь различное происхождение. Рассмотрим наиболее распространенные: седиментационное, магматическое, метаморфическое, органогенно-метаморфическое, тектоническое.

1. Седиментационное происхождение. Возникает тогда, когда более тяжелый осадок ложится поверх легкого. Так возникает инверсия плотностей в областях развития каменной соли (плотность 2,2*10в3 кг/м3), перекрытой уплотненными песчаниками, глинами, известняками (средняя плотность на глубине - около 1 километра 2,5*10в3 кг/м3). Она ведет к образованию диапировых структур с соляными ядрами.

2. Магматическое. Подъем магмы среди других пород происходит потому, что расплавленная магма легче вмещающей среды. Наиболее благоприятны для инверсии плотностей зоны гранитизации, что приводит к широкому распростанению в земной коре гранитных и гранитогнейсовых куполов диапирового происхождения.

3. Метаморфическое. На начальных стадиях метаморфизма, когда порода разогревается, из минералов выделяются вода и газы, и средняя плотность породы, состоящей их твердых, жидких и газообразных включений, уменьшается, а объем увеличивается. Если в результате этого плотность метаморфизуемой породы становится меньше плотности покрывающих пород, метаморфизуемый массив может всплыть из-под покрывающх пород, а те — опуститься на его место. По мере того, как вода и газы из метаморфизуемых пород уходят, плотность массива возрастает, процесс всплывания замедляется и, в конце концов, прекращается, а, иногда может смениться обратным процессом погружения.

4. Органогенно-метаморфическое. Выделено в специальное подразделение, потому что с ним связаны очень интересные и важные для нефтегазовой геологии структуры - грязевые вулканы. Строению грязевых вулканов большое внимание уделял И.М. Губкин. Он считал, что грязевые вулканы возникают там, где к наиболее поднятым, раздробленным и измятым породам подходит подток воды, газа и затем - нефти. В мощных толщах глин, насыщенных водой и органогенным илом, органическое вещество при быстром погружении начинает разлагаться. При этом в них образуются значительные количества метана, сероводорода, двуокиси углерода, азота и др. В результате плотность этих слоев резко уменьшается, в них возникают аномально высокие пластовые давления (АВПД) газа и не успевшей отжаться воды. Если они прорываются к поверхности, то выходят в виде грязево-газово-жидких вулканов. Если происходит воспламенение горючих газов, создается впечатление настоящего вулкана с огненным столбом, достигающими иногда высоты 300 м. Размер таких структур достигает нескольких сотен метров, и они широко распространены на нефтегазоносных Апшеронском, Керченском и Таманском полуостровах.

5. Тектоническое. Инверсия плотностей может быть следствием деформаций. Например, более тяжелые породы могут быть надвинуты на более легкие по пологому разрыву и тогда нижележащие толщи будут выжиматься из-под верхних пород, используя трещины в теле последних.

Механизм образования диапиров. В целом инверсия плотностей вызывает перемещение материала в земной коре снизу вверх, напоминая конвекцию. Такая единичная, одноцикловая конвекция называется адвекцией. Конвекция и адвекция давно и подробно изучаются теоретически и экспериментально, так как играют значительную роль в жизни Земли (циркуляция водных и воздушных масс). Система, состоящая из менее плотного вещества внизу и плотного наверху, неустойчива. Достаточно малейшей неровности на границе между двумя средами, малейшего возмущения, чтобы такая система пришла в движение. Локализация зарождающегося купола бывает связана с неровностью рельефа в подстилающих породах, неравномерностью нагрузки в вышележащих толщах, разломами, отзвуками землетрясений в соседних регионах и т.д. Там, где на этой границе образуется выпуклость, давление среды в нижнем слое, вызванное весом столба вышележащей среды, оказывается меньше, чем на смежных участках на том же горизонтальном уровне. Вещество нижнего слоя начинает двигаться в сторону пониженного давления. При этом амплитуда выпуклости растет, что еще больше увеличивает разность давлений и рост выпуклости идет лавинообразно (рис. 8.39) d1 и d2 плотности верхнего и нижнего слоев, H - мощность верхнего слоя в ненарушенной части, h1 - мощность того же слоя над зоной внедрения материала нижнего слоя, h2 - высота внедрившейся в верхний слой части слоя. Если d1 > d2, то h1d1 + h2d2 < h1d1 + h2d1. Поэтому из точек А и А, материал нижнего слоя устремляется к точке В и внедряется в верхний слой.

Если инверсия плотностей охватывает площадь значительно большую, чем толщина слоя, в нем образуется некоторое число центров (зон) всплывания, которые могут иметь либо форму удлиненных валов, расположенных параллельно друг другу, на которых растут купола, либо шестигранную форму, причем всплывающие и опускающиеся зоны могут быть как на периферии, так и в центре такой шестигранной призмы. Размеры валов, ячеек и расстояния между ними зависят от толщины слоя и колеблются от двух до четырехкратной толщины слоя (рис. 8.40).

Формирование диапировых складок происходит лишь там, где толщина пластичных слоев достигает величины не менее 120 м, а глубина их залегания превышает 300 м. Наиболее благоприятные условия для соляного диапиризма устанавливаются на глубине 5—6 км. Однако, по мере того как они поднимаются, соль, приближаясь к поверхности земли, охлаждается, вязкость ее падает, разница с плотностью вмещающих пород уменьшается и даже вообще исчезает, и подъемная сила купола уменьшается до нуля. Некоторое время глубокие части ядра продолжают еще давить снизу на верхушку диапирового ядра, которая, потеряв собственную подъемную силу, растекается между слоями в стороны. Ядро приобретает грибообразную форму. Наконец, весь процесс останавливается, заторможенный ростом вязкости и падением подъемной силы.

Соляные купола развиваются в течение веков, реже - эпох, часто одновременно с накоплением перекрывающих толщ, поэтому в них обнаруживаются черты конседиментационных складок.

Морфология диапировых структур. Если диапиры остановились в своем росте и не вышли на дневную поверхность, они называются скрытыми, закрытыми, или криптодиапирами. Если они выходят на дневную поверхность, их называют открытыми, или собственно диапирами. Часто при описании диапира употребляют названия, характеризующие его форму - матрац, подушка, вал, купол, шток (палка), игла, гриб и т.д. Строение слоев, составляющих купола, чрезвычайно сложное и незакономерное - они смяты в разнообразные, разбитые разломами незакономерные складки, отражающие турбулентное перемещение слагающих складки пластов. Верхняя часть открытых диапиров зачастую содержит обломки тех древних пород, которые прорывал диапир в своем пути наверх. Кроме того, попадая в поверхностные части земной коры, породы верхней части диапира размываются, при этом в первую очередь растворяются каменные соли. В результате верхняя часть диапира обогащается глинами, песком и малорастворимыми солями. Так образуется над солью каменная шапка - (cap rock, кап-рок), мощность которой может достигать нескольких десятков метров (рис. 8.41). Между диапирами питающий пластичный слой утоняется, а иногда полностью пережимается.

Вмещающие диапир толщи также деформируются. Они приподнимаются в виде антиклиналей над криптодиапирами, задираются при протыкании, как в складках, связанных с внедрением магмы, образуя ловушки для нефти и газа. Нередко в придиапировых частях вмещающие породы имеют крутое залегание, часто стоят на головах или запрокинуты. В них наблюдаются разрывы и поверхности скольжения, по которым отдельные пачки отрываются и увлекаются вслед за диапиром. В целом вмещающая диапир структура представляет собой складку поперечного изгиба. В удлиненных диапирах эта скдадка принимает облик горст-антиклинали.

На поверхности земли размытая верхняя часть ядра соляной структуры часто сопровождается низинами, сильно заболоченными и закарстованными соляными озерами. Над криптодиапирами вмещающие породы часто интенсивно раздроблены, а сеть разрывов имеет в плане довольно сложные очертания, напоминающие битую тарелку или панцирь черепахи.

Соляные купола и формируемые ими дислокации очень важны для нефтяной геологии, так как с ними часто связаны залежи нефти и газа. Кроме того, сами соляные купола нередко используются как емкости для захоронения в их полостях техногенных загрязнений.

Глубинная складчатость - складчатость, которая образуется в глубинных условиях. Такие складки встречаются преимущественно в докембрийских и нижнепалеозойских метаморфических толщах.

Складки вертикального течения характеризуются резко выраженной линейностью, острыми замками, крутыми крыльями, примерно горизонтальным положением шарниров. Такие складки формируются при горизонтальной ориентировке оси наибольшего сжатия и, возможно, на самом деле имеют форму «сосулек», описанную ранее.

Складки горизонтального течения наиболее характерны для гранито-гнейсовых куполов. Им свойственны плавные, изометричные очертания в плане, крутонаклоненные и вертикальные шарниры, крутые падения на крыльях. Складки горизонтального течения формируются при вертикальной ориентировке оси наибольшего сжатия. На геологических картах глубинные складки резко выделяются по мозаично-изогнутому фестончатому рисунку складок: волнистости и закрученности осей, зубчатости геологических границ между слоями, смятием в складки интрузивных пород, рассланцеванию пород вдоль осей складок.

Экзогенная (нетектоническая) складчатость возникает на поверхности земли. Главную роль в образовании экзогенной складчатости играет сила тяжести, которая проявляется наиболее эффективно при контрастном расчлененном рельефе. Этот вид складок частично уже обсуждался в разделе о нетектонических дислокациях.

Подволнооползневые складки возникают в результате оползания слоев на склонах. Эти складки имеют облик складок течения. Нередко в них присутствуют отдельные отломившиеся блоки пород, закатанные в мелкодисперсную массу.

Наземнооползневые складки возникают в нижних частях сложных оползней под напором вышележащих блоков (рис. 8.42).

Диагенетические складки - разнообразная группа складок, образующихся в результате неравномерного уплотнения осадков или изменения объема пород в результате других физико-химических переходов. Эти нарушения выражаются небольшими короблениями, а в галогенных породах - складками течения, обусловленными нагнетанием или оттоком вещества.

Складки разгрузки - возникают в днищах долин рек или на крутых склонах. Они выражаются выгибами слоев в сторону открытого пространства, а на крутых склонах долин в пластичных породах возникают складки течения. Складки обрушений (проседания) представляют собой, как правило, небольшие синклинальные складки над карстовыми провалами. Гляциодислокации - складки, образуемые давлением ледников на подстилающие ледник породы. Гляциодислокации развиты на территориях, подвергшихся материковому оледенению. В России они захватывают среднюю и северную части. Гляциодислокации представляют собой мелкие сложные опрокинутые в сторону движения ледника и разорванные складки в рыхлых породах, быстро затухающие на глубине. Наиболее распространены они в пластичных породах на возвышенностях рельефа. Вертикальная амплитуда складок достигает первых десятков метров. По кинематике гляциодислокации представляют собой своеобразные складки поперечного изгиба, причем ось наибольшего сжатия ориентирована в направлении движения ледника.

Структуры облекания и первичные наклоны, связанные с неровностями рельефа осадконакопления в осадочных толщах, иногда относятся к экзогенным складкам, хотя правильнее было бы их отнести к первично негоризонтальному залеганию. Выделяются структуры облекания двух типов. В первом случае вверх по разрезу неровности начального рельефа сглаживаются. Такая ситуация возникает в терригенных породах, когда береговыми течениями осадки перемещаются по дну, заполняя впадины подводного рельефа. Во втором случае хемогенные и органогенные осадки осаждаются в спокойной обстановке, без перемещения карбонатных илов, повторяя неровности рельефа с неизменной мощностью. Таким образом, структуры облекания это псевдоскладки, так как в их формировании не участвуют пластические деформации. Как уже отмечалось во введении, отличить их от собственно складок можно анализируя ориентировку плоских минералов, которые в этом случае ориентированы параллельно палеогоризонту. В складках такая ориентировка привязана к подошве слоя.

Другие виды складок.

Кроме того, в литературе встречаются различные наименования складок, отражающие всевозможные их характеристики.

Складки течения (нагнетания) возникают при неравномерном перемещении вещества из области относительно высоких давлений в области низких давлений. В верхних зонах земной коры в условиях сравнительно невысоких температур и давления течение свойственно только высокопластичным горным породам - каменной соли, гипсам, насыщенным водой глинам, углям, известнякам. При достаточно высоких температурах и давлениях большую пластичность приобретают и такие породы, как кварциты, гнейсы и другие. При формировании складок течения в этих породах происходит также перекристаллизация вещества. Вероятно, упоминаемые ранее «сосульковидные» складки и диапировые складки являются такими складками течения.

Кроме того, складками течения называют довольно мелкие складки с непараллельными шарнирами, с быстрой изменчивостью формы складок. В. Эз считает, что термин «складки течения» больше всего подошел бы к складкам, образующимся в лавовом потоке, который течет под уклон по некоторой неподвижной и недеформируемой поверхности там, где на пути потока встречаются препятствия, что приводит к скоплению в одном месте материала, собирающегося с большой площади. По кинематике эти складки являются складками продольного сжатия.

Складки течения имеют совершенно неправильную форму, и вся неправильность, неупорядоченность строения складок свидетельствует не об их принципиально ином происхождении, а о большой неоднородности протекания процесса складкообразования, связанного и с большой неоднородностью строения сминаемой толщи и с неоднородностью деформирующих воздействий.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: