Механизм формирования расслоенных плутонов

Результаты кристаллизационной дифференциации толеитовой базальтовой магмы можно наглядно наблюдать в расслоенных плу-тонах, образованных габбро, анортозитами, норитами, пироксе-нитами, перидотитами, дунитами. Такие плутоны, известные во многих провинциях, имеют различную форму и размеры. Часть из них представлена лополитами, другие имеют воронкообразную форму, третьи слагают дайкообразные тела, четвертые обнажены в виде пластообразных интрузивных залежей. Некоторые докемб-рийские плутоны имеют очень крупные размеры. Например, Буш-вельдский лополит в Южной Африке (возраст 2 млрд лет) достига­ет 400 км в поперечнике, а его объем составляет около 10⁵ км³; массив Стиллуотер в Скалистых горах на западе США (возраст 3.2 млрд лет) прослежен на расстоянии более 50 км, его объем оце­нивается в 10⁴ км³; верхняя треть массива размыта. Великая дайка Зимбабве в Африке (возраст 2.5 млрд лет) протягивается на 530 км при ширине от 5—6 до 12 км; дайка Биннеринджи в Западной Авст­ралии имеет размеры 320 х 3 км, дайка Джимберлана в том же ре­гионе —180 х 2.5 км. Имеются и расслоенные плутоны меньших раз­меров. Так, эоценовый массив Скергаард в Восточной Гренландии, который является одним из наиболее изученных, обнажен на пло­щади 60 км². Вертикальная протяженность крупных расслоенных плутонов измеряется километрами. Например, видимая мощность Бушвельдского лополита и массива Стиллуотер составляет около 8 км, массива Скергаард — 2.7 км. Имеется множество мелких сил-лов мощностью в десятки-первые сотни метров, в которых также видна внутренняя расслоенность.

Огромные расслоенные плутоны архейского и протерозойско­го возраста подчеркивают высокую активность магматических про­цессов, протекавших в докембрии. Появление столь крупных масс основной магмы связывают не только с интенсивным нагревом мантии Земли под влиянием эндогенных тепловых источников, но и с падением крупных метеоритов. Импактное происхождение

Рис. 6.8. Расслоенные плутоны а — принципиальная схема строения (разрез): /-— ультрамафиты, 2 — габбро и нориты, 3— феррогаббро и ферроди-ориты; б— изменение состава минера-лов по вертикали: 01 — оливин, Орх -ортопироксен (испытавший распад пижонит), Срх — клинопироксен, Р1 — плагиоклаз

предполагается, например, для лополита Садбери в Канаде и Буш-вельдского лополита в Южной Африке.

Характерной особенностью расслоенных плутонов является не­однородное внутреннее строение. Вдоль контактов прослежива­ются краевые зоны мощностью от нескольких десятков до 200—300 м (рис. 6.8, а), сложенные мелкозернистыми габбро или норитами, ко­торые образовались при быстром затвердевании исходного магма­тического расплава. Внутренняя часть плутонов занята расслоен­ным комплексом. Различают три главных элемента расслоенности: 1) общую стратификацию; 2) ритмичную слоистость; 3) скрытую асслоенность.

Общая стратификациявыражается в наличии зон разного соста­ва, последовательно сменяющих друг друга по вертикали. В ни­жней части плутонов залегают дуниты, перидотиты, пироксениты. Вверх по разрезу они сменяются норитами и габбро, а вблизи кров­ли появляются ферродиориты. Мощность отдельных зон варьиру­ет от сотен метров до нескольких километров.

Ритмичная слоистость выражена в чередовании параллельных или почти параллельных слоев мощностью от долей сантиметра до 1-2 м, которые отличаются количественными соотношениями по­родообразующих минералов: оливина, орто- и клинопироксена, плагиоклаза. Тяжелые минералы — оливин и пироксен — скапли­ваются в нижних частях слоев, а более легкий плагиоклаз — в верх­ней части слоя. Возникает градационная слоистость, напоминаю­щая строение ритмических осадочных толщ, например, флиша⁶. Это сходство подчеркивается наличием внутри расслоенных плуто­нов участков с косой слоистостью, а также текстур оползания, ло­кального размыва и т.п. Пачки магматических пород с ритмичной слоистостью достигают мощности во многие сотни метров. В боль­шинстве расслоенных плутонов слои залегают почти горизонталь­но и дискордантны по отношению к крутым боковым контактам и краевым зонам закалки. Однако в дайке Биннеринджи (Западная Австралия) описан расслоенный комплекс с почти вертикальным первичным залеганием слоев (Дж.Мак-Колл, 1971 г.).

Скрытая расслоенность выражается в закономерном измене­нии состава одних и тех же минералов по вертикали. В нижних ча­стях расслоенных плутонов сконцентрированы наиболее магнези­альные оливины и пироксены, а также самые кальциевые плагиоклазы. Вверх по разрезу оливины и пироксены становятся все более железистыми, а плагиоклаз — все более натровым (см. рис, 6.8 б). При этом доля пород, обогащенных оливином и пи­роксеном, уменьшается, а доля пород с преобладанием плагиокла­за, наоборот, возрастает.

Так, в самой нижней части массива Скергаард, доступной для наблюдения, обнажены одивиновые габбро, содержащие оливин Fo₆₆ и плагиоклаз Аn₆₁, а вблизи кровли плутона, расположенной на 2.5 км выше, залегают кварцевые ферродиориты, содержащие оли­вин Fo₄ (фаялит) и плагиоклаз Аn₃₀ [Л.Уэйджер и Г.Браун, 1970].

⁶ Во флише слои отличаются размером обломочных зерен, а в расслоенных плутонах — составом минералов.

Су по составу мелкозернистого габбро из закаленной краевой зоны, железистость исходного расплава, заполнившего камеру Скергаард-ского плутона, составляла Fe/Mg = 0.55. При K_D = 0.3, железистость оливина, равновесного по отношению к такому расплаву, равна 0.165, что соответствует Fo₈₆. Следовательно, в нижней, не обнажен­ной части Скергаадского расслоенного плутона можно ожидать значительно более магнезиальный оливин, чем Fo₆₆.

Внутреннее строение расслоенных плутонов не оставляет сомне­ния в том, что их гетерогенность связана с кристаллизационной дифференциацией базальтовой магмы. Ранние простейшие моде­ли предполагали, что при затвердевании магматических камер, за­полненных базальтовым расплавом, сверху вниз твердые кристал­лические фазы, будучи более тяжелыми, чем жидкая фаза, погружаются на дно камеры в виде кумулатов и испытывают при этом сортировку под влиянием силы тяжести, а скрытая расслоен-ность отражает изменение состава кумулатов и остаточного рас­плава в ходе кристаллизации. По мере осаждения кристаллических фаз, богатых магнием и кальцием, жидкая фаза становится все бо­лее железистой и обогащается натрием, что приводит к закономер­ному изменению состава цветных минералов и плагиоклаза.

Последующие детальные исследования привели к более слож­ным моделям. Было установлено, что центростремительная крис­таллизация магматических камер от краев вовнутрь ограничена лишь узкой краевой зоной, примыкающей к холодным боковым по­родам. Основной объем расслоенных плутонов кристаллизовался снизу вверх, поскольку исходные магмы практически не содержа­ли воды, и температуры их ликвидуса и солидуса возрастали с глу­биной. В каждый момент времени у дна камеры существовала за­стойная зона мощностью в несколько метров, где и происходила кристаллизация. Ее верхняя кромка (фронт начала затвердева­ния) соответствовал изотерме ликвидуса главного объема распла­ва. Здесь происходило выделение ликвидусных фаз, составляющих 70-75% объема зоны кристаллизации. Нижняя кромка этой зоны (фронт конца кристаллизации) соответствовал изотерме солидуса остаточной межзерновой жидкости. Соответственно, в интрузивных породах, образовавшихся после прохождения зоны кристаллизации, наблюдаются две группы зерен: минералы кумулуса, представлен­ные относительно идиоморфными ликвидусными фазами, и распо­ложенные между ними ксеноморфные зерна интеркумулуса — ми­нералы солидуса. По мере охлаждения главного объема расплава

Внизу вверх, и лишь верхняя краевая зо­на кристаллизуется в противоположном направлении, то самые низкотемпературные остаточные расплавы скапливаются под этой зоной и затвердевают последними. Если появляется относительно тяжелый сульфидный расплав, который не смешивается с сили­катной магмой, то он погружается в придонную часть магматичес­кой камеры. В некоторых случаях возможна флотация плагиокла­за и его скопление в виде анортозитовой зоны в верхней части плутонов.

Общая стратификация расслоенных плутонов отражает после­довательность выделения кристаллических фаз из магмы. Дуниты, перидотиты, пироксениты, залегающие вблизи подошвы интру­зивных тел, представляют собой ранние кумулаты, состоящие из кристаллов оливина и ортопироксена. Выше оливин исчезает и сме­няется пижонитом — низкокальциевым пироксеном, возникшим в результате реакции оливина с остаточным расплавом. Начало кристаллизации плагиоклаза определяет переход к габброидам.

зона кристаллизации перемещалась снизу вверх, погребая под собой ранее выделившиеся кристаллы, а остаточный расплав оттеснялся в еще не затвердевшую магму, ко­торая перемешивалась в процессе конвекции, обеспечивавшей ее од­нородность (рис. 6.9). Постоянное удаление из магмы наиболее высо­котемпературных фаз и ее обогаще­ние остаточным расплавом приво­дило к изменению состава магмы и последовательной смене выделяю­щихся ассоциаций твердых фаз (ми­нералов кумулуса), каждая из кото­рых отвечала соответствующей котектике. В итоге формировались слои кумулатов разного состава, за­кономерно сменявшие друг друга по вертикали, обеспечивая расслоен-ность плутона.

Рис. 6.9. Схема кристаллизации расслоенного плутона 1 — главный объем расплава; 2 — зона кристаллизации; 3 — затвер­девшие части интрузива; 4 — зона закалки; 5 — остаточный расплав; 6 — жильные породы; 7 — вмеща­ющие породы; 8 — конвекционные токи; прямыми стрелками показа­но направление движения фронта затвердевания

Еще выше появляются феррогаббро и ферродиориты, в состав ко­торых входят железистые оливины и пироксены.

Среди ранних оливин-пироксеновых кумулатов залегают слои, богатые хромитом, а среди поздних габброидов — слои титаномаг-нетитовых руд. В некоторых расслоенных плутонах имеются гори­зонты с высокими содержаниями элементов платиновой группы (ЭПГ). Примером может служить знаменитый риф Меренского в Бушвельдском плутоне — слой кумулятивных норитов мощнос­тью 1—5 м, богатых ЭПГ.

При одноактном заполнении камеры расплавом состав минера­лов меняется по вертикали монотонно от подошвы интрузива до ос­нования верхней краевой зоны, как это установлено для Скерга-ардского плутона. Если же в ка­меру многократно поступали новые порции магмы, то скры­тая расслоенность кумулатов приобретает ритмический ха­рактер, который отчетливо про­явлен, например, в Бушвельд­ском плутоне (рис. 6.10).

Рис. 6.10. Вариации составов мине­ралов по вертикали в Бушвельдском плутоне, по А.Филпоттсу, 1990 г. 01 — оливин, Орх — ортопироксен, Срх — клинопироксен, Р1 — плагиоклаз

Существенное значение имеют процессы плавления си-алического корового материала на контакте с базитовыми рас­слоенными плутонами и его растворение в мантийной маг­ме. Особенно широко эти про­цессы проявлены вблизи кров­ли расслоенных плутонов. Кислые породы, залегающие в верхних частях таких плуто­нов, являются не столько про­дуктами дифференциации ба­зальтовой магмы, сколько результатом частичного плавле­ния вмещающих пород земной коры.

Современные петрологиче­ские модели пытаются учесть комплекс причин, вызывающих расслоенность. Все большее разви­тие получает не только прямое физическое, но и математическое мо­делирование процесса дифференциации с применением компью­теров. Получаемые результаты часто оказываются иными, чем это^: представлялось первым исследователям расслоенных плутонов. Однако при всех сложностях сохраняет силу основной вывод — со­став твердых фаз и их соотношения контролируются кристаллиза­ционной дифференциацией. Особенно ярко эта закономерность проявлена в общей стратификации и в скрытой расслоенности. В то же время эффектная ритмичная слоистость далеко не всегда яв­ляется результатом одной лишь гравитационной дифференциации. Разработаны модели ритмичной кристаллизации, объясняющие закономерное чередование слоев разного состава диффузионными эффектами на границе кристалл—расплав. Например, быстрый рост кристаллов оливина может привести к появлению на фронте кри­сталлизации диффузионной зоны, обогащенной Al, Ca, Na. В этой зоне начинают расти кристаллы плагиоклаза. На фронте кристал­лизации плагиоклаза, в свою очередь, возрастают концентрации Fe и Mg, что приводит к образованию оливина и т.д. Так, вероятно, затвердевают дайки с вертикально ориентированной ритмичной слоистостью.

2) Механизмы складкообразования и геологические обстановки формирования складок и складчатых областей.

Опыт, накопленный при геологических исследованиях, свидетель­ствует о многообразии процессов складчатости, которые не явля­ются следствием какой-либо одной причины, а отражают различ­ные стороны развития земной коры и протекают с различной ин­тенсивностью как во времени, так и в пространстве, в полной за­висимости от физических свойств горных пород и условий окру­жающей среды. Ниже рассмотрены две генетические классификации складок. Первая из них основана на различиях в динамических условиях пластических деформаций; вторая — отражает геологиче­скую обстановку, в которой развиваются складки.

Динамические условия образования складок

Изгиб слоев в складки представляет собой упруго-вязкую деформацию. Если деформация не сопровождается пластиче­ским смещением вещества, происходит разрушение породы и об­разование разрывов. В породах с низкой вязкостью (соли, гипсы и др.) при воздействии достаточной нагрузки и различиях в дав­лении окружающей среды изгиб сопровождается течением вещест­ва. Последнее может возникнуть и в любых других породах в ре­зультате снижения вязкости по мере возрастания температуры.

Различия в динамической обстановке позволяют разделить складки на две крупные группы: складки изгиба и складки тече­ния.

Складки изгиба развиваются при продольном сжатии, попе­речном изгибе и воздействии пары сил.

Продольный изгиб вызывается силами, ориентированными обычно горизонтально и действующими вдоль слоистости (рис. 121, а). При однородном составе слоистых толщ скольжение рассредоточивается по всей массе пород: если слои имеют различ­ные свойства, оно концентрируется в наиболее мягких пластичных слоях (например, в прослоях аргиллитов, заключенных среди пес­чаников). Малопластичные слои при этом нередко разрываются и перемещаются в виде отдельных блоков. При скольжении ве­щество перераспределяется в пределах одной складки. Оно пере­мещается к изгибам с большим радиусом кривизны от изгибов с относительно меньшим радиусом. Подобные складки легко вос­произвести, сминая стопку листов бумаги.

Скольжение происходит на фоне общего перемещения вещества в направлении, перпендикулярном к действию сжимающих уси­лий, в участки с относительно меньшим давлением. Таким обра­зом, при образовании складок продольного изгиба происходит об­щее сжатие пород в направлении, нормальном к осевым поверх­ностям складок, и удлинение вдоль осевой поверхности. В прямых складках ось максимального сокращения (с) располагается гори­зонтально и перпендикулярно к простиранию складок, ось макси­мального удлинения (а) будет вертикальной, а средняя ось дефор­мации (Ь) вытянется по направлению складки (рис. 122).

Ширина и высота складок продольного изгиба возрастает с увеличением мощности слоев и вязкости пород. В маломощных слоях складки обычно невелики по размерам.

По отношению к сжимающим усилиям оси складок продольно­го изгиба ориентируются в поперечном направлении. Однако в вертикальных сечениях они могут иметь различное положение.

При однообразном составе и двухстороннем сжатии образуют­ся симметричные складки, нарушения концентричности или подо бия в которых могут быть вызваны различиями в физических свой­ствах отдельных слоев (рис. 123). При резких литологических раз­личиях в слоях могут возникнуть более сложные складки с разры­вами хрупких пород, сводовыми отслаиваниями и другими нарушениями.

Рис. 121.Различные типы складок.

О, б — продольного изгиба; в, г — поперечного изгиба; б —течения; / — направления дейст­вующих сил; 2 — направления перемещения по­род; 3 — участки растяжения; 4 — участки сжа­тия

Рис. 122.Расположение осей деформации в складке

При одностороннем действии сжимающих усилий возникают наклонные или опрокинутые складки. Если в нижних частях сжи­маемой толщи преобладают более хрупкие слои, а в верхних — мягкие, то наклон складок будет соответствовать направлению действующих сил. При обратном соотношении пород наклон скла­док будет направлен в сторону, противоположную действующим силам (см. рис. 121, б)

При поперечном равномерном изгибе силовое воздействие ори­ентировано перпендикулярно к плоскости. Образованию складок на начальных стадиях и в этом случае способствует скольжение слоев, но направленное иначе, чем в складках продольного изгиба (см. рис. 121, г). Вещество станет перемещаться в стороны от уча­стков с максимальным радиусом изгиба в большей степени, чем на участках с меньшим радиусом. Таким образом, при поперечном равномерном изгибе повсеместно будет наблюдаться неодинако­вое по интенсивности растяжение пород.

При значительном поперечном изгибе в породах перпендикуляр­но к слоистости начинают возникать трещины, а затем и крупные разрывы. Нередко центральные части таких складок отрываются от своих крыльев и опускаются вниз под воздействием силы тяже­сти.

Если силы, вызывающие образование складок поперечного из­гиба, сосредоточены вдоль определенных линий, возникают особен­но сложные деформации, повторяющие в общих чертах те линей­ные направления, от которых передаются усилия (см. рис. 121, в). Участки с интенсивным растяжением в таких складках могут ло­кализоваться в виде узких полос, создавая флексуры.

В складках поперечного изгиба ось минимального сокращения пород обычно расположена перпендикулярно к слоистости, а ось максимального удлинения — вдоль слоев. Если кривизна складки неодинакова, то и сокращение и удлинение на ее отдельных участ­ках будут различны. В вытянутых овальных складках растяжение и удлинение максимальны в направлении, поперечном к простира­нию складки, а минимальные — вдоль ее простирания. В округлых куполах сжатие в вертикальном направлении сопровождается рас­тяжением по всем радиусам (ось максимального удлинения совпа­дает со средней осью эллипсоида деформации).

Складки, образующиеся при действии пары сил (сдвиговых де­формациях), имеют ряд отличительных черт. Очень важно устано­вить, в какой плоскости действует пара сил: в горизонтальной или вертикальной.

В первом случае оси складок обычно располагаются кулисообразно под углом 40—50° к активной паре сил, занимая все прост­ранство в интервале между действующими силами.

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

Во втором случае при расположении пары сил в вертикальной плоскости, т. е. друг над другом, и их действии в горизонтальном или почти горизонтальном направлении образуются наклонные или опрокинутые складки, часто осложненные разрывами, оси которых перпендикулярны к действующим силам. При активном действии верхнего вектора наклон и опрокидывание складок и действие век­тора направлены в одну и ту же сторону. Если актив­ным является нижний вектор, наклон и опрокидывание складок происходят в сторону, противоположную действию вектора.

Складки течения возникают при вязко-пластическом состоянии вещества и очень большом значении фактора времени. Для направленного течения необходима достаточная разность давлений в окружающей среде, способная вызвать перемещение из участков с высоким давлением к участкам, в которых давление относитель­но ниже.

В верхних слоях земной коры, в условиях относительно невы­соких температур и давления, течение свойственно только горным породам, обладающим малой вязкостью: солям, гипсам, углям, из­вестнякам, глинам, насыщенным водой. При достаточно высоких температурах и давлениях высокую пластичность приобретают да­же самые крепкие породы, такие как кварциты, аплиты, гнейсы .и др. При этом одновременно может происходить и перекристал­лизация вещества.

При однородности физических свойств отдельных слоев тече­ние вещества происходит рассредоточение в направлении слоисто­сти; при разнородных слоях оно сосредоточивается в наиболее пластичных в данных условиях слоях. Несмотря на значительные перемещения вещества при образовании складок течения, заме­тить поверхности скольжения почти никогда не удается из-за про­исходящей одновременно с течением перекристаллизации пород.

Складки течения обладают особенно неправильными формами с многочисленными раздувами, утонениями и пережимами слоев (см. рис. 121, д). Наиболее обычны условия, при которых возни­кают складки течения, связанные с общим горизонтальным сжа­тием пород. При этом происходит относительно свободный рост антиклиналей вверх, а породы с малой вязкостью перемещаются из крыльев на участки с меньшим давлением в ядра складок, где они образуют структуры течения, нередко дисгармоничные к об­щему строению основной складки.

Складки течения, развитые в метаморфических толщах, отли­чаются небольшими размерами и образуются под воздействием стресса в условиях повышения температуры до сотен градусов и длительного воздействия нагрузок.

В более резкой форме, хотя и на ограниченных по площади районах, складки течения появляются в породах с малой вяз­костью и пониженной плотностью (соли, гипсы).

Будучи перекрыты отложениями с большой плотностью, они начинают перемещаться вверх, протыкая последние и образуя при этом сложные сочетания складок (диапировые складки, см. ниже).

Из сказанного выше следует, что в каждом из типов складок обязательно присутствуют явления, свойственные и двум другим типам. Иногда образование двух или даже трех типов складок может происходить одновременно. Например, в пластичном ядре диапировой складки могут возникнуть складки про­дольного изгиба и складки течения, а вмещающие породы в это время будут испытывать поперечный изгиб, выгибаясь вверх. Тем не менее каждому из видов складок присущ определенный преоб­ладающий характер перемещения вещества, что вместе с отмечен­ными выше морфологическими особенностями позволяет легко раз­личать отдельные разновидности складок в естественных условиях.

Геологические условия образования складок

Геологическая обстановка, в которой происходит обра­зование складок, весьма различна. Наиболее широко распростра­нены складки, связанные с эндогенными процессами. В этом слу­чае возникает эндогенная складчатость, или складчатость тектони­ческого происхождения. Значительно реже, главным образом в самой верхней части земной коры, возникают складки, обусловлен­ные экзогенными процессами, В таких условиях образуется экзо­генная складчатость, или складчатость нетектонического генезиса.

Эндогенная складчатость

В эндогенной складчатости выделяются две подгруппы: конседиментационная складчатость, или складчатость, возникающая параллельно с накоплением осадков, и постседиментационная, или наложенная складчатость, развивающаяся позже обра­зования пород. Коренное различие обеих подгрупп складок заклю­чается в том, что конседиментационная складчатость создается теми же тектоническими движениями, которыми обусловливается, в конечном счете, и осадконакопление, т. е. вертикальными движениями земной коры. В противоположность этому постседиментационная складчатость образуется тектоническими движениями различного типа, при этом вертикальные перемещения не всегда играют ведущую роль. Значительно большее значение при формировании наложенной складчатости имеют общие горизонтальные пе­ремещения земной коры, ограниченные вертикальными и крутона­клонными или горизонтальными и слабонаклонными поверхно­стями.

Другое, существенное отличие конседиментационной складча­тости от наложенной, выражается в разных формах воздействия процессов складкообразования на породу. Параллельно с консе­диментационной складчатостью происходит преобразование осад­ков в горную породу, которая даже может оказаться подвергнутой метаморфизму, не выходящему за пределы начальной стадии. На­ложенная складчатость большей частью развивается в отложе­ниях, уже деформированных конседиментационной складчатостью. Вовлеченные в постседиментационную складчатость породы неред­ко претерпевают сильный метаморфизм, вплоть до изменения их первичного состава и полной перекристаллизации с образованием кристаллических сланцев, гнейсов и иных продуктов метамор­физма.

В конседиментационных складках очень часто наблюдаются из­менения мощностей и фаций при переходе от их крыльев к зам­кам, имеющие первичный характер и возникающие при отложении осадков; в наложенных складках этого не наблюдается, а отмеча­емые иногда сокращения мощностей в крыльях и увеличение в замках вызываются пластическими деформациями.

(Чего-то не хватает…)

Изуче­ние условий образования новых минералов и их расположения в складках указывает на то, что они возникают и развиваются глав­ным образом в процессе складкообразования, т. е. перекристалли­зация пород и складчатость происходили одновременно и явля­ются следствием одних и тех же причин. При этом необходимо подчеркнуть, что степень перекристаллизации пород не зависит от интенсивности складчатости. Нередко породы, смятые в самые сложные складки, почти не изменены, в то же время толщи, сло­женные лишь в плавные пологие складки, превращены в гнейсы и кристаллические сланцы. Следует, по-видимому, предположить, что степень перекристаллизации пород в процессе складкообразования зависит не от интенсивности складчатости, а от условий, при ко­торых происходит развитие складок.

Образование таких обычных минералов метаморфических по­род, как гранат, биотит, мусковит, полевой шпат и ряд других, составляющих основную массу гнейсов и кристаллических сланцев, возможно только в условиях достаточно высокого давления и тем­пературы. Такая обстановка может возникнуть в земной коре на глубине не менее чем в несколько километров, поэтому складки, сложенные породами, образовавшимися при перекристаллизации первоначального их состава в процессе складчатости, следует на­зывать глубинными. Складки, развивающиеся в верхних зонах земной коры, при образовании которых не происходит существен­ных изменений в первоначальном составе пород, называются по­верхностными.

Процессы формирования поверхностной складчатости изучены относительно полно. В зависимости от условий образования этой категории складчатости выделяются следующие типы складок: складки регионального смятия, облекания, гравитационного сколь­жения, приразрывные, складки, связанные с перемещением магмы в земной коре, и диапировые.

Складки регионального смятия (общего смятия, по В. В. Белоусову) образуются при продольном изгибе деформирующихся толщ под влиянием сил, действующих на огромных терри­ториях параллельно поверхности Земли. Природа этих сил не вполне ясна. Возможно, что их появление в верхней зоне коры обус­ловливается движениями по наклонным разломам глубокого зало­жения, достигающим глубины в сотни километров и протягиваю­щимся на сотни и тысячи километров. Эти разломы устанавлива­ются по концентрации в их пределах очагов землетрясений, разры­вов, приуроченности интенсивной вулканической и интрузивной Деятельности, анализом мощностей и фаций осадочных толщ и Другим признакам. Один из таких современных разломов выявлен на территории Охотского моря и Курильских островов (рис. 129). Распределение очагов землетрясений показывает, что разлом на­клонен под углом 35—55° к поверхности Земли. При движении земной коры по поверхности разлома возникает горизонтальная составляющая, которая может вызывать в верхней зоне земной ко­ры образование поясов линейных складок, вытянутых параллель­но направлению разлома (рис. 130, а, б).

Рис. 129. Разрез через восточную окраину Азии.

1— осадочный слой; 2 — гранитный слой; 3 — базальтовый слой; 4 — зона Бенъофа — Заварицкого; 5—6 — эпицентры землетрясений (5 — приповерхностных и глубоких, 6 — сверхглубоких)

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

Для складок регионального смятия характерны линейные сим­метричные и асимметричные формы с общей ориентировкой осей. Примерами могут служить палеозойские складчатые пояса Урала и Тянь-Шаня, складчатость в мезозойских толщах альпийского галса и др.

Складки облекания (отраженные складки, по В. Е. Хаи-су; 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 (см. рис. 130, в, г),

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

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.

Рис. 130. Схемы образования поверхностной складчатости

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 (см. рис. 130,5) 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 (см. рис. 130, е).

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 (приразрыв-ные 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 образуются 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 (см. рис. 130, ж).

Приразрывные складки могут развиваться и на опущенных крыльях сбросов, там, где крылья при опусканиях испытывают из­гибы и коробления (см. рис. 130, з).

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 которых ориенти­рованы согласно контурам интрузивных массивов. В плане эти складки обычно обтекаютвнешние 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