ВЗГЛЯДЫ ИЗ РЕАЛЬНОГО МИРА

существу, надо говорить не о повторном, вторичном, а о неодни
кратно повторявшемся рекуррентном орогенезе.

Подобным образом в Тянь-Шане по появлению крупнообло
мочных осадков отмечается частичный возврат орогенных уели
вий в средней юре и раннем мелу, предвосхищающий значительна
более ярко проявленный новейший орогенез в олигоцене — квар
тере. В целом феномен вторичного, внутриконтинентального, ори
генеза проявляется с начала палеозоя и особенно с дев»на, дог
тигнув наибольшего распространения в олигоцене — квартере.

На фоне общего тангенциального сжатия, испытывавшегосягн>
ясами этого орогенеза, в некоторых регионах могли происходим
и обратные явления — растяжение и рифтогенез. Примером i
современную эпоху могут служить Байкальская и отчасти Восточ
но-Африканская рифтовые системы, а для поздней юры — ранне
го мела полирифтовая система Западного Забайкалья.

ЧАСТЬ IV

ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

КОРОВЫЕ СКЛАДЧАТО-РАЗРЫВНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ: ИХПРОИСХОЖДЕНИЕ И РАЗВИТИЕ Складчатые и разрывные структуры развиты повсеместно в юмной коре, отражая… Основные процессы складкообразования связаны с напряжени- ями, вызываемыми эндогенными причинами; так формируется эн-…

Кинематические и динамические условия образования

Складок

•направлению стресс. При прочих равных условиях интенсивность складчатости .ч; висит от физических… •простая по строению складчатость. В мощных покровах лав и полнокристаллических породах складки встречаются относител:…

Геологические условия образования складок

Условия образования складчатости в земной коре весьма раз-
личны. Наиболее широко распространены складки, связанныесэн

I

догенными движениями земной коры. Значительно реже и глав-
ным образом в самой верхней части земной коры возникают склад-
ки, обусловленные экзогенными процессами.

Эндогенная складчатость

Другую группу составляют складки, развитые в метаморфиче- ских толщах, в той или иной степени, а иногда и полностью пере- кристаллизованных и… Покровная складчатость. Самым широким распространением среди покровной… Складки регионального сжатия характеризуются четко выра- женной линейностью, выдержанной ориентировкой осей, а также…

Tf

Инг. 15.2. Альпинотипная складчатость с южной вергентностью вэ Флишешж
»iiiir Большого Кавказа, профиль по р. Алазань. По В. Н. Шолпо и др. (1993)

тировка осей складок и выдержанная вергентность указывают п
региональное воздействие сжимающих сил в направлении, леригп
дикулярном к осям складок, и неизбежное при этом сокращени>
площади, занимавшейся осадочными породами до складкообра:ш
вания.

В отношении образования складчатости регионального сжатп
за последние 150 лет был выдвинут целый ряд механизмов. II
можно свести в две основные группы.

Представители первой группы связывали генезис рспюналь
ной складчатости с вертикальными движениями, развивающимися
внутри геосинклинали. Самые ранние высказывания такого род
относятся еще к 20-м годам XIX в. (Б. Штудер). Складчатостт
по этим представлениям, образуется в результате внедрения ма;
магических масс с соответствующими раздвигом и смятием слое
в складки. В недавнее время близкие представления на более сон
ременной основе развивались В. В. Белоусовым и его сотрудник;:
ми. Основная идея этой концепции, получившая название «глу
бинного диапиризма», заключается в том, что в процессе регио
налышго метаморфизма и гранитизации геосинклинальные отло
жения в осевых частях прогибов увеличиваются в объеме, умень
шают свою плотность и в связи с ограниченным на глубине прос-
транством сжимаются в складки и поднимаются вверх в направ-
лении наименьшего сопротивления, раздвигая и сминая породы
периферических частей геосинклинали.

Эта концепция наталкивается на следующие основные возраже-
ния. Во-первых, микроструктурный анализ указывает на горизон-
тальную, а не вертикальную ориентировку усилий при образова-
нии линейной складчатости. _Во_-вторых, не всегда складчатые со-
оружения имеют метаморфические ядра, в которых метаморфизм
достигает амфиболитовой фации, обеспечивающей разуплотнение
пород. И в-третьих, размеры этих ядер не соответствуют размеру
сокращения поперечника складчатой зоны на периферии ядра, ока-
зываясь заметно меньшими. В связи со вторым возражением было
выдвинуто дополнительное предположение о том, что процесс ра:
уплотнения может иметь место уже при катагенезе глинисты
толщ в связи с превращением монтмориллонита в гидрослюд¹
Оказалось, однако, что на Большом Кавказе, на материале кото
рого это было установлено, глинистые породы нижней — средней
юры, образующие ядро складчатого сооружения, имели не монт-
мориллонитовый, а иллитовый состав.

Таким образом, концепция глубинного диапиризма не дает
удовлетворительного объяснения происхождению альпинспипной
складчатости.

J3^yr_QJLjviexaHH3M, в котором приоритет также отдается вер-
тикальным движениям, это механизм гравитационной складчатос-
ти, предложенный еще в конце XIX в. швейцарскими исследовате-
лями Альп (Г. Шардт, М. Люжон). Он вступает в действие в ре-
зультате образования и роста горного сооружения, когда под вли-
янием силы тяжести слои начинают сползать с его свода вниз по

клонам, сминаясь в складки; срыв происходит по пластичным го-
ризонтам разреза. Этот механизм имеет, несомненно, реальное зна-
чение, и им объясняется образование, в частности, флишеных пок-
ровов во Французских Альпах (флиш особенно податлив к спол-
(анию благодаря тонкому переслаиванию глинистых и песчаных
прослоев).

Однако в качестве главного универсального механизма обра-
зования складчато-покровных систем гравитационный механизм
не подходит по ряду причин. Во-первых, х_отя для гравитационно-
го сползания достаточно уклона всего в первые градусы, такой
уклон образуется лишь на позднеорогенной стадии развития под-
вижных систем, в то время как наиболее интенсивная складча-
тость их внутренних зон возникает уже на раннеорогенной стадии.
Во-вторых, многие горные сооружения, например Карпаты, Кав-
каз, Урал, Гималаи, построены в основном моновергентно, т. е,
складки и надвиги на обоих склонах сооружения наклонены в
одну и ту же сторону, следовательно, на одном из склонов вверх,,
п не вниз по склону. В Карпатах лишь в самой нижней части
южного склона надвиги направлены вниз по склону, но располо-
жение слоев показывает, что это вторичное явление. Такое явле-
чие наблюдается на позднеорогенной стадии становления и дру-

их горных сооружений; в Альпах оно получило название рвтро-
ишрьяжа, т. е. обратного шарьяжа. В-третьих, если слои сползли
под влиянием силы тяжести со свода, на самом своде они должны
вторично отсутствовать, т. е. должна образоваться зона тектони-
ческой денудации, причем равновеликая зоне гравитационной

•кладчатости в распрямленном виде. В действительности такие
юны обычно не обнаруживаются. Так, па Большом Кавказе, в его
восточной осевой части, отложения нижней и средней юры не
только не отсутствуют, но смяты в узкие и крутые складки. В
Карпатах можно было бы предполагать существование зоны тек-
тонической денудации — возможной родины флишевых покровов

-- в их внутренней зоне, но здесь возрастные аналоги флиша при-
сутствуют и представлены более мелководными фациями.

Все эти причины заставляют признать гравитационный меха-
низм складчато-надвиговых деформаций хотя и реальным, но яв-
но второстепенным по отношению к главному фактору, вызываю-
щему эти деформации.

Представители второй группы концепций происхождения ре-
гиональной складчатости сжатия, в наиболее раннем толковании,
связывали ее с общим сжатием, контракцией нашей Земли. Пер-
воначально, до появления учения о геосинклиналях, они затрудня-
лись объяснить неравномерность проявления складчатости на по-
верхности Земли. Позднее эта трудность казалась преодоленной —
сжатию в процессе сокращения площади земной коры должны бы-
ли в первую очередь подвергаться не утратившие свою пластич-
ность мощные толщи геосинклинальных отложений, как бы раз-
давливаемые при этом сближающимися более жесткими плат-
форменными глыбами. Однако этому представлению противоре-

чит, как впервые указал австрийский геолог О. Ампферер (19()(>).
более раннее образование складок во внутренних зонах складч.ч
тых систем по сравнению с внешними, находящимися ближе или
даже в контакте с платформенной рамой, откуда исходит давлг
ние.

В связи с этим О. Ампферер, а затем Г. Штилле, Э. Краус и
другие выдвинули представление о поддвиге платформ под гс<>
синклинальное выполнение, о «всасывании» последнего в глубин
под влиянием нисходящих конвективных течений в мантии. Этл
точка зрения нашла некоторое подтверждение в опытах америкап
ского геофизика Д. Григгса. Ее дальнейшим развитием являются
представления о механизме складчато-надвиговых деформации,
принимаемые в современной тектонике плит.

Согласно этим представлениям, основными зонами таких де
формаций являются зоны конвергенции литосферных плит, т. о.
их субдукции или коллизии, где господствуют условия сжатия. При
этом обстановка протекания деформаций сжатия несколько раз
лична, с одной стороны, в зонах субдукции океанских плит пол
островодужные или континентальные плиты, с другой — в зонах
поддвига континентальных плит (платформ) под складчатые соо
ружения.

В зонах субдукции осадки, поступающие в глубоководный же-
лоб, если они не проскальзывают далее в глубину, то подвергают
ся смятию и наращивают снизу висячее крыло, т. е. континенталь-
ный или островодужный склон, формируя аккреционный клин. И
основании этого клина образуется базальная поверхность срыв;:,

а над ней слои сминают-
ся в складки с осевыми
поверхностями, полого
наклоненными парал-
лельно этой поверхности
(рис. 16.3). Затем эта по-
верхность срыва переме-
щается вверх, под Heii
начинают снова накапли-
ваться осадки, соскре-
баемые с пододвигаю-
щейся плиты, пока опять
не образуется базальная
поверхность срыва. Так
последовательно форми-
руются складчатые паке-
ты, ограниченные поверх-
ностями надвигов; при-
чем, как показало глубо-
ководное бурение, воз-
раст деформированных
отложений -и самих де-
формаций омолаживается

Рис. 15.3. Механизм формирования склад-
чато-надвиговой структуры при срыве оса-
дочных толщ с субдуцирующей океанской
коры и образовании аккреционного клина.
По Д. Сили и др., 1974

шшз по склону, т. е. соблюдается та самая закономерность, кото-
рая наблюдается в более древних складчатых системах, — омоло-
жение деформаций к периферии. Изоклинально-чешуйчатые фли-
шевые толщи южного склона Большого Кавказа, северного склона
Карпат, Иньяли-Дебинской зоны Верхояно-Колымской системы,
Восточного Сихотэ-Алиня — хорошие примеры таких древних ак-
креционных клиньев в висячих крыльях ВЗБ. На западном окон-
чании Большого Кавказа и в современную эпоху можно наблю-
дать, по данным сейсмопрофилирования на дне Черного моря,
продолжающийся поддвиг осадков под сооружение Большого
Кавказа и, следовательно, продолжающееся наращивание этого
сооружения.

Глубоководным бурением и детальным сейсмопрофилировани-
с'м к настоящему времени хорошо изучены подобные аккрецион-
ные клинья на ряде современных активных океанских окраин, в
частности .в островодужном склоне желоба Нанкай у берегов
Японии, на восточном окончании Алеутской дуги, у побережья
штата Орегон (США), также в Тихом океане, против о. Барбадос
г, Атлантическом океане, у о. Тимор в Индийском океане, у побе-
режья Макрана (Иран) также в Индийском океане. По мере раз-
пития аккреционного клина наряду с подошвенными срывами —
пологими надвигами образуются несколько более крутые, но так-
же наклоненные внутрь склона секущие надвиги, а затем и на-
правленные вниз по склону гравитационные сбросы.

Другая обстановка, предусматриваемая тектоникой плит, для
развития складчато-надвиговых деформаций — это обстановка
поддвига кристаллического фундамента платформ под осадочный
чехол бывшей пассивной континентальной окраины (отложения
шельфа и континентального склона) и молассовое выполнение
передовых прогибов. Ведущую роль в этом процессе играет плас-
ювый срыв чехла по поверхности фундамента и отдельных частей
разреза чехла и моласс по наиболее пластичным (глины, соли,
гипсы) или водонасыщенным горизонтам. Встречая при этом
v пор, слои сминаются в складки, в дальнейшем нагромождающиеся
»дни на другие, образуя так называемые дуплексы. Этот процесс
пыл хорошо изучен первоначально на примере Скалистых гор
Канады А. В. Балли и другими, а затем выявлен и на Северном и
I [риполярном Урале В. В. Юдиным и особенно К. О. Соборновым.
Он свойствен, очевидно, всем внешним зонам складчато-покровных
сооружений и внутренним крыльям передовых прогибов, хорошо
поспроизводится моделированием на ЭВМ (рис. 15.4) и графичес-
ким построением сбалансированных профилей, в которых соблю-
ьчется неизменность мощности и первоначальной длины слоев. На
позднеорогенной стадии развития складчато-покровного сооруже-
ния, когда уже сформировался заметный горный рельеф, к усили-
ем общего сжатия добавляется сила тяжести, т. е. вступает и
юйствие гравитационный фактор. Общее перемещение слоев по
горизонтали вкрест простирания складчатой системы может дос-
шгнуть многих десятков и даже более 100 км. Именно таким

24—1991 369

ВАРАНДИЙСК.Я АНТИКЛИНАЛЬ

_СЕВЕРНЫЙ КАВКДЗ

154 Схема формирования чешуйчатой антиклинали (по П. Джонсу, 1982)
^С е.о. К,»»

образом объясняется образование складчато-падвнговой гряды
Чернышева по другую сторону передового прогиба Приполярного
Урала (В. В. Юдин) или складчатой'зоны Юрских гор также с
ипешней стороны Предальпийского прогиба (Г. Лаубшер). В пер-
иом случае имел место срыв по соленосному горизонту верхов
прдовика, во втором — также по соленосному верхнему триасу
(кайперу). В процессе коллизии континентальных плит с оконча-
нием поглощения океанской коры субдукция типа Б переходит в
губдукцию типа А. Субдукция типа А имеет место, очевидно, и в
пнтракратонных моногеосинклиналях, выражаясь в поддвиге оке-
.1 некой или переходной коры последних под нормальную конти-
нентальную кору их ограничения. То же могло иметь место в зе-
. к'нокаменных поясах архея.

Складчатость регионального сжатия на платформах. Проис-
хождение платформенной складчатости долго оставалось неясным.
Многие считали, что платформенные складки обязаны своим воз-
никновением блоковым подвижкам фундамента, т. е. его верти-
кальным движениям. Это породило представление о подавляющей
массе локальных поднятий как об отраженных, глыбовых складках.
11о вопрос о причинах поднятия самих блоков фундамента оста-
нллся по существу, без ответа — высказывались лишь самые ту-
манные соображения о разуплотнении пород фундамента под
1ыиянием каких-то процессов их преобразования. Этим предполо-
жениям противоречит, однако, характер гравитационных анома-
лии над такими блоками — положительных, а не отрицательных.
К тому же основная часть платформенных складок относится к
ищу бескорневых — они не выражены на поверхности фундамен-
ia и даже в низах чехла.

Указывая на эти и другие особенности платформенных скла-
док — их группировку в платформенные валы, параллельные пе-
риферическим складчатым системам, асимметрию с более круты-
ми крыльями, внешними по отношению к последним, М. А. Кама-
.мгтдинов, Ю. В. и Т. Т. Казанцевы пришли к заключению, что
платформенная складчатость также образуется вследствие регио-
нального сжатия, направленного от складчатых орогенов. При-
нтом сжатие передается вдоль компетентных, преимущественно
карбонатных пачек, которые отслаиваются от нижележащих па-
чек и от фундамента вдоль некомпетентных пластичных глинис-
тых пачек, испытывающих нагнетание в своды растущих антикли-
нпльных изгибов. В разрезе Русской плиты (Волго-Уральская об-
.'КН'ть) выделяется несколько таких пачек, с которыми может быть
гня.члпо образование ее локальных поднятий.

Одним из убедительных доказательств большой роли танген-
циальных напряжений сжатия в деформациях платформенного
чг.х..'|.'1 является развитие в нем надвиговых структур. Классичес-
кий пример — Жигулевский надвиг, описанный впервые А. П. Пан-
лоиим и подтвержденный бурением (рис. 15.5); предполагается
(.'упкчтнованис такого же надвига по северной периферии Орси-
0'|чг|«>п> нала, давно известны надвиги вдоль семерной окраины

Л" 371

-200

-400

-60

Рис. 15.5. Жигулевский надвиг по дан-
ным бурения. По В. Л. Лобову и др.
(1974)

q Донецкого кряжа. Все они па-
раллельны альпийскому
складчатому поясу, хотя от-
стоят от него на сотни кило-
метров. Но на та.кое же рас-
стояние распространяются ис-
ходившие от альпийского поя-
са деформации чехла в Запад-
ной Европе, включая вал
Вилд-Пэи-де-Брэй в районе
Ла-Манша и надвиг по север-
ной периферии Гарца и Куя-
во-Поморский складчатый вал .в Польше. Еще более яркий при-
мер — яньшанская складчатость чехла Южно-Китайской и Ки-
тайско-Корейской платформ, параллельная Тихоокеанскому под-
вижному поясу и явно с ним связанная. Время проявления этих
деформаций совпадает с аналогичными событиями в альпийском
поясе. Однако следует отметить, что локализация и ориентировка
складчатости в платформенных чехлах в определенной мере за-
висят от структуры поверхности фундамента. Так, платформенные
валы развиты в ограничении авлакогенов; если последние узкие,
то они тяготеют к их осевым зонам. Но авлакогены не обязатель-
но простираются параллельно периферическим складчатым систе-
мам; в этом случае, очевидно, происходит разложение сил.

Не все платформенные складки являются бескорневыми, под
некоторыми из них действительно выявлены поднятые блоки фун-
дамента, что особенно характерно для молодых платформ. Оче-
видно, в этом случае напряжения передавались через фундамент,
причем не всегда от периферии платформ; пример — Западно-Си-
бирская плита, не ограниченная активными орогенами. В подоб-
ной ситуации деформации могли порождаться внутриплитными
напряжениями. Как теперь установлено, такие напряжения раз-
виты повсеместно и отдаленно связаны либо с осями спрединга,
либо с зонами коллизии, например в Скандинавии со спредингом
Срединно-Атлантического хребта, а во Франции и Германии с
коллизионным Альпийско-Карпатским поясом. Кроме того, име-
ются основания выделять особый тип складчатости, связанной с
блоковыми деформациями фундамента.

Складки облекания (отраженная, штамповал складчатость)
представляют собой поперечные .изгибы в осадочном чехле, обра-
зующиеся при блоковых перемещениях фундамента. Этот тип скла-
док характерен для платформ, отчасти межгорных и передовых
(их внешние борта) прогибов.

В большинстве регионов складки облекания начинают форми-
роваться одновременно с осадконакоплением при перемещениях
блоков фундамента, разделенных разрывами. Это подтверждается
закономерным уменьшением мощностей в сводах антиклиналей и
их увеличением в синклиналях. Разрывы из фундамента могут
проникать и в породы осадочного чехла; таким путем возникают

чередующиеся антиклинали и синклинали, разделенные продоль-
ными разрывами (обычно сбросами или взбросами), с уплощенны-
ми или плоскими замками и сравнительно крутыми крыльями. Та-
кие складки получили название горст-антиклиналей и грабен-син-
клиналей. В ядрах горст-антиклиналей на поверхность нередко
оказываются выведенными породы фундамента.

Размеры складок облекания различны. Наиболее крупные из
них достигают 100 км и более. Форма складок изометричная, опаль-
ная или угловатая, коробчатая, реже линейная с асимметричным
профилем, иногда подвернутыми крыльями. В их расположении
часто (но не всегда) отсутствует общая ориентировка, а крылья
г кладок наследуют направления разрывов фундамента. Поэтому
нередко форма и ориентировка даже соседних складок, как и более
мелких структур, могут быть различными.

Происхождение отраженных складок, как уже указывалось,
нряд ли связано с разуплотнением блоков фундамента. Более ес-
к'ственно и, следовательно, более вероятно объяснение, предложен-
ное П. Е. Оффманом, — неравномерное опускание разбитого на
плоки фундамента при его общем погружении вследствие охлаж-
дения литосферы. Такое происхождение могут иметь пологие ма-
лоамплитудные (десятки метров) складки северной части Волго-
Уральской области, не параллельные Уралу (Е. Б. Риле). С этой
точки зрения понятно и увеличение высоты складок с возрастани-
ем размера погружения, и то, что эта высота на порядок меньше
мощности осадков, т. е. общего размера погружения. Но наиболее
резко выраженные складки могут быть связаны с региональным
сжатием фундамента.

Приразрывные складки образуются при перемещении крыльев
разрывов по наклонным сместителям. Чаще всего они развивают-
ся в верхних активных крыльях взбросов и надвигов. Если же
верхнее крыло сложено малопластичными, крепкими породами, в
частности породами фундамента, то Приразрывные складки могут
возникнуть и в нижнем крыле под воздействием напора верхнего
крыла.

Наиболее благоприятны в отношении образования приразрыв-
пых складок разрывы с наклоном сместителя от 40 до 60°. Вблизи
сместителя в таких случаях образуются наклоненные или опроки-
нутые складки, ориентированные параллельно простиранию раз-
рыва, частые вблизи сместителя и затухающие по мере удаления
от него. От этих условий зависит и ширина полосы, захваченной
приразрывной складчатостью. Обычно она невелика и складки
быстро затухают в сторону от поверхности разрыва.

Особое место среди приразломных складок принадлежит при-
1-()виговым складкам, развитым на крыльях крупных сдвигов, на-
пример сдвига Сан-Андреас (рис. 15.6). Оси их образуют острый
угол с линией сдвига, направленный обратно направлению смеще-
ния данного крыла. Аналогичное происхождение имеют складки
Ферганской впадины (Б. Б. Ситдиков) и, вероятно, также Тад-
жикской впадины.

Рис. 15.6. Присдвнговые складки волочения разлома Сан-Андреас в Калифорнии
и связанного с ним разлома Калаверас. И те и другие указывают на правосто-
роннее смещение. По Дж. Муди и М. Хиллу (1960)

Складки, связанные с перемещениями магмы в земной коре.
Вблизи контактов многих массивов интрузивных пород, возникаю-
щих как на значительных глубинах в форме батолитов, так и н
непосредственной близости от гипабиссальных тел, во вмещающих
породах развиваются складки продольного и реже поперечного
изгиба, оси которых ориентированы согласно с очертаниями мас-
сивов. В плане эти складки обычно обтекают внешние контуры
интрузивных тел, что нередко приводило к ложному заключению
об их возникновении позже интрузивных пород, которые как бы
раздавливали осадочные толщи в процессе складкообразования.
В действительности образование таких складок связано с давле-
нием магмы при ее продвижении в верхние части земной коры.
Ширина пород, подвергающихся при этом складкообразованию,
оказывается различной, зависит от площади массива и обычно не
превышает первых километров. Складки вблизи небольших гипа-
биссальных тел образуют полосы в десятки и сотни метров шири-
ной.

Диапировыс складки (складки нагнетания) впервые были ус-
тановлены румынским геологом Л. Мразеком в 1906 г. Они раз-
виваются в осадочном чехле нередко независимо от строения фун-
дамента и представляют собой антиклинальные структуры, обра-
зующиеся з слоистых толщах при внедрении в них пород, облада-
ющих низкой вязкостью или низкой плотностью. Это соли, ангид-
рит, гипс, угли, глины, насыщенные водой, способные пластично
деформироваться и течь в сторону меньшего давления или под
влиянием собственного веса.

Наиболее широко среди диапировых складок развиты соляные
купола и глиняные диапиры. В соляных куполах различают ядро,
сложенное пластичными породами, и окружающие ядро и прор-
пмпные им менее пластичные и более тяжелые толщи (рис. 15.7).
Внутренняя структура ядра характеризуется исключительно
сложным строением. Слагающие его пластичные породы смяты в
типичные складки течения, направленные к земной поверхности,
слои при этом растягиваются, образуют сложные изгибы, раздувы
и нередко разрываются. Вмещающие толщи у границ с ядром выг-
нуты вверх, сильно раздроблены, часто запрокинуты, нарушены
многочисленными разрывами и поверхностями скольжения, по ко-
торым отдельные пачки и пакеты слоев отрываются и перемеща-
ются вслед за ядром на значительные расстояния.

0-

0,2-

0,4-

0,6-
0,8
1 им

Рис. 15.7. Соляной купол в Клодове, Польша; в каменной соли, сла-
гающей ядро, — сложная дисгармоничная складчатость течения (по
М. Ксенжкевичу, Я. Самсоновичу, 1965). Внизу — радиальная и кон-
центрическая системы сбросов на структурной карте соляного купола
•Клей-Крик, побережье Мексиканского залива (по Л. Паркеру, А. Мак-
Доуеллу), а также схема образования соляного купола

Рис. 159. Морфологические типы микроскопических плоскостных
текстур: а — сланцеватость, б — межзерновой кливаж, в —
кливаж плойчатости, г — преломление доскладчатых плоскос-
тных текстур при изгибе слоев с разными механическими свой-
ствами. По В. Г. Талнцкому, В. А. Галкину, 1988

няются и характер этих изменений указывает па механизм дефор
мации внутри и на границах слоев и пачек.

Если слои или пачки испытывают однородный изгиб со сплю
щиванием, скольжением вдоль кливажа, но без смещения по грани
цам слоев, возникает веерообразный кливаж и обратный веерооч
разный кливаж. Если скольжение вдоль кливажа внутри слоп
сопровождается скольжением по границам слоев, возникают ра '.
личные типы преломляющегося кливажа (S- и Z-образный). Если
главными механизмами деформации становятся сплющивание п
скольжение по кливажу без существенного изгиба, формируете,:
параллельный (главный) кливаж разной степени совершенств;].

Некоторые авторы большое значение придают механизму рог
та складок за счет скольжения частей породы по секущему ело
истость кливажу. При этом осевые плоскости складок оказываю!
ся параллельными кливажу. Такие складки получили в отечествен
ной литературе название «складок скалывания», или «кливажны
складок». Как отдельные микролитоны, так и целые пакеты мш.
ролитонов («пакеты скольжения») скользят в таких складках i
направлении касательных напряжений, значительно изменяя h,i
чальную мощность пород в сторону ее уменьшения на крыльях i
увеличения в замках. Описанный механизм, несомненно, имес
место, однако он всегда сопровождается сплющиванием, а часто
небольшим, трудно определимым изгибом. Складки скалывани
поэтому не могут рассматриваться как структуры, стоящие обе
собленно в общем ряду складок регионального сжатия.

Кливаж развивается в той зоне земной коры, где деформаци
за счет растворения и переотложения вещества преобладает на
собственно метаморфическими изменениями минерального состаи,
пород. Если метаморфические изменения и перскристаллизацн:
преобладают, развиваются различные типы сланцеватости. Дл
сланцеватости характерна параллельная ориентировка различны
слюд или других уплощенных минералов и макроскопически он.
часто почти неотличима от кливажа. В некоторых типах пород мо
гут наблюдаться текстуры, имеющие признаки как кливажа, так
и сланцеватости.

Рис. 15.10. Синметаморфическая

складчатость течения в мигматитах,

по В. В. Эзу (1978)

Оценки термодинамичес-

пч условий образования кли-
' ;i>K;.i указывают на средине

.чуГшны 2—6 км и невысокие

роани дифференциальных
ми-ряжений — до первых де-

/ггков мегапаскалей.

Глубинная (синметамор- Фич^ская) складчатость. Этот

розоя. Складки данного типа — это складки течения, развив- шиеся под воздействием стресса при высокопластичном состоянии пород в условиях повышенных… Стресс, вызывающий образование глубинной складчатости, мо- .•кст действовать… Складчатость вертикального течения возникает под воздействи- ем горизонтальных или близких к ним усилий и очень широко…

ЮСм

в них наложенной 1
складчатости, т. е. повтор- ,—^₂
нос, неоднократное смятие
слоев в складки разных форм,
ориентировки и размеров. При
пом более ранние складки не
исчезают бесследно, а лишь
маскируются более поздними,
оказываются как бы включен-
ными в более позднюю склад-
чатую структуру (рис. 15.11).
Разработана специальная ме-
тодика, позволяющая расшиф-
ровать последовательность
фаз деформаций, образования
кливажа, сланцеватости, ли-
нейности и фаз метаморфиз-
ма и их соотношений во вре-
мени. В русской литературе
чта методика освещена в ру-
ководствах А. Н. Казако-
иа (1976) и В. В. Эза (1978).

Гранитогнейсовые купола
и калы. Особой и очень важ-
формой 'синметаморфи-
ческой складчатости являют-
1ся гранитогнейсовые купола и

налы. Они .представляют собой обычно довольно крупные
(десятки и нередко более сотни километров в поперечнике) и в
общем пологие поднятия, образованные гранитогнейсами
(рис. 15.112). В их ядре залегают граниты анатектичеокого проис-
хождения, а по периферии куполов и валов развиты метаморфи-
ческие сланцы убывающей степени метаморфизма. Комплекс та-
ких сланцев во многих случаях отделен от гранитогнейсового яд-
ра поверхностью первичного несогласия. Такие купола, впервые
описанные в северо-западном Приладожье финским геологом
II. Эскола (автором понятия о метаморфических фациях), получи-
ли название окаймленных, куполов¹. На контакте их оболочки и
ядра может наблюдаться явление, называемое «эффектом Седер-
юльма» — по имени другого крупного финского геолога, занимав-
шегося изучением докембрия. Оно заключается в том, что базаль-
IIый конгломерат оболочки содержит гальку гранитогнейсов и гра-
нитов, тождественных породам ядра, а вместе с тем эти гранитои-
1Ы могут прорывать образования оболочки, оказываясь, таким
ооразом, одновременно и древнее и моложе последних. Объясня-

Рис. 15.11. Наложение складчатости в
метаморфических толщах архея (бело-
морский комплекс, Северная Карелия),

по Б. И. Кузнецову, 1969, упрощено:
/ — гнейсы; 2 — амфиболиты; 3—i —
осевые поверхности складок (3 — ран-
них, 4 ~ наложенных); 5 — направле-
ние погружения шарнира, черточка обо-
значает наклон осевой поверхности

¹ Особой разновидностью таких куполов являются купола, оболочка кото>
ih.ix первично залегала на гнейсовом фундаменте в виде аллохтона. Аналогич-
ные структуры описаны в Восточной Финляндии, и к ним, вероятно, относятся
купола Восточно-Уральской зоны поднятий.

ется это тем, что породы ядра
первично представляли собой
фундамент (а оболочка — че-
хол), но затем подверглись ре-
мобилизации, т. е. повторному
разогреву с переходом в плас-
тичное и даже расплавленное
(граниты) состояние.

Само образование куполов
и валов обязано тому же яв-
лению инверсии плотностей,
что и образование соляных
куполов, — слагающие их яд-
ра гранитогнейсы и граниты
легче вмещающих их метамор-
фических пород и поэтому
всплывают из-под них, когда
низы метаморфизуемой толщи
достигают амфиболитовой сту-
пени метаморфизма и подвер-

Рис. 15.12. Гранитогнейсовые купо- гаются гранитизации. В то
ла Родезийского массива, архей (по время ,К31К породы ядер купо-
А. М. Макгрегору, 1951). Внизу — лов и валов залегают полого,
форма гранитогнейсовых куполов в _метаморфичсские образования

Балтийский '^ ¹

их крыльев оказываются см я

тыми в мелкие сжатые оклад
ки, как правило, с вергент-
ностью, направленной к ядру
купола. При этом материал
оболочки куполов как бы вы
жимается из межкупольных пространств и набегает на их своды.
Гранитогнейсовые купола чрезвычайно широко распространены
в раннедокембрийском фундаменте платформ. Они нередко ветре
чаются и среди чехла раннепротерозойских протоплатформ (Ал-
данский щит, Западная Австралия), где представляют выступы их
ремобилизованного архейского фундамента; то же наблюдается и
среди рифейских чехлов. Нередки купола и валы и в осевых зо-
нах позднедокембрийских и палеозойских складчатых сооружений
(например, восточного склона Урала и Аппалачей), но в мезокай
нозойских системах встречаются уже как исключение (Забай-
калье, Канадские Кордильеры). Большая редкость этих структур
в молодых сооружениях объясняется двумя факторами: меньшей
эродированностью последних (Гранитогнейсовые купола образу-
ются на глубине порядка 10 км) и убыванием теплового потока
со временем (в раннем докембрии он был в 3—4 раза выше со-
временного).
384

вертикальном сечении,

щит, нижний протерозой (по Н. Эдель-

ману, 1960).

1 — чехол молодых отложений; 2 —
граниты; 3 — кристаллические слан-
цы; 4 — гнейсы; 5 — мигматитовые
граниты

15.2.2. Экзогенная складчатость

К экзогенной складчатости относятся складки, образующиеся
вблизи земной поверхности под воздействием различных экзоген-
ных процессов. Они широко распространены в природе и их не-
редко путают с эндогенными складками. К некоторым из экзоген-

х складок приурочены залежи нефти и газа.

Подводно-оползнввые складки возникают при оползании осад-
ков на дне бассейна и имеют вид разнообразных смятий, спираль-
но закрученных линз и комьев, мелких опрокинутых и лежачих
складочек, языковидных и беспорядочно перепутанных натеков,
Ьередко разорванных и смещенных. Эти явления вызываются под-
юодными оползнями, развивающимися при накоплении осадков на
наклонных участках дна водоемов. Насыщенный водой илистый
или песчаный осадок может течь даже при уклоне поверхности в
3°. На более крутых участках дна, например на континентальных
склонах морей и океанов, осадки могут быть сорваны со своего
основания и перемещены на многие десятки километров, что те-
перь установлено на ряде участков подводных окраин Атлантики.
Способствуют этому процессу землетрясения.

Изменения, которые могут возникать в толщах, затронутых
подводными оползнями (например, флишевых), выражаются в
увеличении мощности осадков в более глубоких частях дна и ее
уменьшении на тех участках бассейна, откуда сползают осадки,
п перекрытии более молодых осадков ранее отложившимися, сме-
щении фаций, в результате которого более мелководные отложе-
i лия оказываются среди глубоководных, появлении местных не-
;огласий и в других явлениях. Такие же складки, но в меньшем
асштабе возникают при оползневых процессах и в наземных ус-
ловиях.

Складки осадочного облекания. Изгибы слоев, имеющие все
внешние признаки складок, но не связанные с деформацией горных
пород, т. е. фактически псевдоскладки, образуются в результате
отложения осадков на неровном ложе дна водоемов с первичным
наклоном слоев от выступов рельефа к смежным понижениям. Осо-
бенно часто подобные складки возникают в отложениях, перекры-
вающих рифовые массивы. Такие складки широко распростране-
ны в палеозойских отложениях Волго-Уральской области Русской
плиты и вмещают здесь залежи нефти. Следует также отметить
первичные наклоны и изгибы, развивающиеся в подошве лав и в
чругих вулканогенных образованиях, накапливающихся на скло-
нах наземных и подводных вулканов. Первичные наклоны в этих
породах существуют всегда и нередко достигают 20—30°, но обыч-
но не превышают 3—5°.

Складки уплотнения образуются в стадию диагенеза (и ката-
сиеза) вследствие неравномерного уплотнения пластичных пород,
i основном глин, над выступами погребенного рельефа, рифовыми
массивами, линзами песков (например, ископаемыми барами).

;:>—1991