Эндогенные геологические процессы 1 страница

Диагенез осадков

Перечисленные выше экзогенные процессы ведут к образова­нию отложений, которые можно- разделить на две большие группы — морские и континентальные. Рыхлые осадки под дей­ствием физико-химических и биохимических факторов в течение длительного времени видоизменяются и постепенно превращаются в осадочные породы. Этот процесс носит название диагенеза.

Образование осадочной породы происходит в результате вза­имодействия составных частей осадка между собой и с окружа­ющей средой. При взаимодействии составных частей осадка могут происходить их перекристаллизация, образование конкреций и более устойчивых минералов за счет менее устойчивых, хими­ческие превращения. Взаимодействие осадков с окружающей средой заключается в их уплотнении, растворении и удалении неустойчивых частей, образовании новых минералов, химических изменений, дегидратации и цементации осадков.

Процессы перекристаллизации и растворения нередко при­водят к образованию в песках и кавернозных известняках кон­креций и различных кристаллических сростков. При химическом 36

взаимодействии составных частей осадков происходит восстановле­ние окисных соединений в присутствии органических веществ. Образование доломита связано с химическим замещением кальция в первичном известняке магнием под воздействием морской воды. Содержащиеся в окружающей среде углекислый газ и сероводо­род способствуют переходу окисных соединений в закисные. Восстановление окиси железа в закись обусловливают особые бактерии, потребляющие кислород и выделяющие углекислый газ.

Пески и алевриты при уплотнении и цементировании превра­щаются в песчаники и алевролиты.

С процессом диагенеза, по всей видимости, связано возникно­вение нефти и горючего газа из органического вещества, содер­жащегося в породах. Последовательное превращение остатков растений без доступа воздуха в торф, бурый уголь и антрацит также происходит в результате процессов диагенеза.

В настоящее время основная роль в эндогенных процессах отводится радиогенному теплу, выделяющемуся при распаде неустойчивых элементов, и потенциальной энергии силы тяжести, возникающей при гравитационных уплотнениях вещества Земли. К эндогенным процессам относятся тектонические, магматические и метаморфические.

/ Основные формы, тектонических движений

Тектонические движения ведут к перемещению вещества и вы­зывают образование тектонических структур литосферы и изме­нение формы залегания горных пород.

До настоящего времени нет единой точки зрения на природу, причины и классификацию тектонических движений. В свете современных представлений они подразделяются на два основных типа: вертикальные и горизонтальные. В каждом из этих типов в зависимости от глубины зарождения В. П. Гаврилов выделяет три наиболее крупных класса тектонических движений: глубин­ные, коровые и поверхностные.

Глубинные движения зарождаются в мантии (ниже астено-сферы) или ядре и могут быть вызваны процессами дифференци­ации вещества или изменением объема планеты. Вертикальные глубинные движения обусловливают планетарные трансгрессии и регрессии океана, поднятие и опускание крупных сегментов континентального и океанического масштабов. По порядку им соответствуют горизонтальные, приводящие в движение целые континенты.

Коровые движения, как вертикальные, так и горизонтальные, могут быть вызваны фазовыми превращениями вещества астено-сферы и литосферы ротационными силами. Они приводят к обра-

зованию геосинклиналей и платформ, обусловливают процессы орогенеза.

Поверхностные тектонические движения проявляются в оса­дочном чехле земной коры и вызываются пластичным течением солей и глин, гравитационным соскальзыванием и т. п.

Изложенная классификация является условной в силу много-причинности тектонических движений, которые характеризуются сложностью, соподчиненностью и взаимосвязанностью.

Тектонические движения — процесс непрерывно-прерывистый с периодическим возрастанием интенсивности, ве^д,у1[Ц1Ш_к_£лубо-ким качественным изменениям и_ перестройкам структуры земной коры. Периоды медленных опусканий и подъемов отдельных участков сменяются периодами возрастания тектонической актив­ности. Такие периоды продолжительностью до нескольких мил­лионов лет получили название тектоно-магматических фаз (фаз складчатости). Более длительные периоды — до 10—20 млн. лет, сопровождающиеся общим повышением интенсивности, получили название тектоно-магматических эпох (эпох складчатости). В эти эпохи происходит образование горно-складчатых сооружений. Об интенсивности, знаке и направлении тектонических движе­ний, а также о процессах, вызванных ими, судят по изменению мощности горных пород, откладывавшихся в определенные про­межутки геологического времени, их литологии, последователь­ности осадконакопления, наличию несогласий в осадочном чехле и разломов в земной коре, проявлению магматизма, перемещению крупных участков земной коры и т. п.

Тектонические движения приводят к изменению очертаний океанов, морей и континентов. При опускании земной коры в рай­онах, сопредельных с морем, происходит наступление моря на сушу,, называемое трансгрессией. "Смена ~ опускания поднятием ведет к отступлению моря, называемому регрес­сией.

Трансгрессия моря сопровождается отложением морских осад­ков в определенной последовательности. В большинстве случаев абразия выравнивает неровности "эрозионного рельефа, образуя поверхность несогласия, на которую отклады­ваются молодые осадки. Нижний, базальный пласт обычно сло­жен грубообломочным материалом, который по мере опускания земной коры и наступления моря сменяется в разрезе песчаными отложениями, характерными для мелководной зоны. С увеличе­нием глубин моря среди осадков начинают преобладать глины, на которые откладываются карбонатные осадки, характерные для более глубоководных участков морского дна. Такая последова­тельная смена в разрезе отложений типична для трансгрессивного залегания слоев, а сам комплекс этих пород называется транс­грессивным (рис. 13). При регрессии, отражающей восходящие движения земной коры, осадки откладываются в обратной после­довательности, образуя регрессивный комплекс пород. 38

При несогласном зале­
гании часть слоев и даже
целые комплексы могут
выпадать из разреза за
счет их размыва или^пере-
рыва ^в осадконакоплении
либо за счет совместного
влияния обоих факторов.
Если более молодые по­
роды залегают на размы­
той поверхности более
древних пород, имеющих
иной, чем они угол паде­
ния, то такое несогласие
называется угловым.
Угловые несогла­
сия представляют су­
щественный интерес для

геологов-нефтяников, поскольку с ними могут быть связаны так называемые стратиграфически экранированные залежи нефти и газа. Если же породы залегают параллельно друг другу выше и ниже поверхности несогласия, то такое несогласие называется параллельным (рис. 14).

Повышение интенсивности прогибания земной коры приводит к увеличению мощности одновозрастных осадков по сравнению с их мощностью на участках меньшего прогибания. Активные тектонические движения в определенные периоды времени вызы­вают разломы в земной коре, сопровождающиеся явлениями магматизма. Вместе с тем в других районах со спокойным текто­ническим режимом эти явления отсутствуют.

„ О горизонтальных тектонических движениях в далеком прош­лом судят по изменению магнитного поля Земли в связи с изме­нением положения магнитных полюсов, вызванным перемеще­ниями материков относительно друг друга. Установлено, что эффузивные горные породы сохраняют магнитную ориентировку в соответствии с силовыми линиями магнитного поля на момент образования этих пород. Кроме того, о горизонтальных движениях свидетельствуют и структуры типа надвигов, образовавшиеся в давние эпохи.

Вертикальные и горизонтальные движения различной интен­сивности проявляются и в настоящее время. Многократными измерениями установлено, что ряд территорий охвачен медлен­ными поднятиями — Исландия, Гренландия, Шотландия, Новая Земля, Эстония, Литва, Белоруссия. Опускаются участок тер­ритории между Москвой и Ленинградом, Азово-Кубанская и Тер­ская впадины и т. п. Северная Америка удаляется от Европы, расходятся берега Красного моря, Индия «наползает» на конти­нент. На юго-западе Японии происходит сжатие коры, а на се­веро-востоке — растяжение и т. п. Признаками современных восходящих тектонических движений являются коралловые рифы и острова, поднятые над уровнем моря «висячие» речные устья на берегах морей. К признакам опускания относятся барьерные рифы, затопленные устья рек, размытые дамбы и т. п. Проявление сейсмической активности и явления вулканизма также связы­ваются с тектонической активностью.

Основные тектонические структуры литосферы

В результате тектонических движений земной шар оказался разделенным на тектонические структуры, различные по глубине заложения, размерам, генезису и типу. В течение геологической эволюции Земли тектонические перестройки происходили и проис­ходят постоянно.

Наиболее крупными структурами Земли являются континенты и океаны. По глубине заложения — это структуры тектоносферы. Они различаются строением астеносферы, верхнего слоя мантии и земной коры.

В пределах континентов и океанов выделяют тектонические структуры литосферы, по степени тектонической активности раз­деляющиеся на неустойчивые (подвижные) и устойчивые (ста­бильные). К первым относят геосинклинальные области и оро-гены, ко вторым — платформы и срединные массивы. К тектони­ческим структурам того же порядка относят глубинные разломы.

Рассмотрим эти структуры (по В. П. Гаврилову, 1979 г.).

Геосинклинальные области — вытянутые уча­стки литосферы с аномально интенсивными вертикальными и го­ризонтальными движениями, повышенным магматизмом и мета­морфизмом.

В развитии геосинклинальных областей выделяют несколько этапов.

На этапе зарождения происходит растяжение земной коры, ее раскалывание и образование первичной геосинклинальной борозды типа раздвига. В его зоне на поверхность поступает ма­териал мантии ультраосновного и основного состава, формируя кору океанского типа. В собственно геосинклинальный этап отмечается интенсивное погружение ее блоков по ступенчатым разломам.

Вследствие частных инверсий и разноскоростного опускания блоков земной коры происходит раздробление геосинклинальных областей на ряд продольно вытянутых и чередующихся прогибов (геосинклиналей) и поднятий (геоантиклиналей). В этот период геосинклинальные области представляют собой моря островного типа, в которых откладываются мощные (до 15—20 км) толщи осадочных, преимущественно карбонатных пород, подвергаю­щихся под действием высоких давлений и температур глубокому метаморфизму. Обломочный материал поступает со стороны древ­них платформ, краевые части которых втягиваются в опускания, а также за счет денудации геосинклиналей. Так как тектониче­ские процессы сопровождаются проявлениями вулканизма, оса­дочные слои чередуются с гранитными интрузиями, наиболее интенсивными в конце собственно геосинклинального этапа. Именно в этот период происходит смена знака (инверсия) верти­кальных движений под влиянием начавшегося горизонтального сжатия.

Начало орогенного этапа отличается сокращением области аккумуляции осадков вследствие разрастания поднятий, умень­шением глубины моря и сменой карбонатных пород терригенными, соленосными и угленосными. Одновременно продолжают про­являться гранитные интрузии. С этим периодом связано начало формирования передовых прогибов и межгорных впадин. Продол­жающееся сжатие ведет к складкообразованию. Постепенно море отступает. В заключительный период орогенеза геосинклинальная область испытывает общее поднятие, превышающее скорость де­нудации. В результате образуется горно-складчатая область, представленная горными хребтами разделенными межгорными впадинами (например, Урал). Иногда по активизированным раз­ломам отмечается образование вулканов (Казбек, Эльбрус) с на­земным извержением базальтовых лав, а в межгорных впадинах может проявляться магматизм с извержением базальтовых и андезитовых лав.

Подобным образом происходило формирование Альп, Кавказа, Памира и других горных сооружений.

После завершения горообразования интенсивность тектониче­ских движений постепенно снижается. Под действием длительных экзогенных процессов горные хребты разрушаются и ороген превращается в платформу, на которой отлагаются осадочные породы. В ""результате возникает новая земная кора континен­тального типа.

Ороген ы — сооружения литосферы, характеризующиеся относительно высокой тектонической активностью и сильнорасчле­ненным рельефом. Следует различать орогены континентальные и океанические.

Формирование континентальных орогенов горно-складчатой области происходит"^ одну^из'тектоно-магматических эпох, чем и определяется их возраст (например, альпийская складчатость).

В зависимости от области формирования орогены делят на эпи(по-сле)геосинклинальные и эпи(после)платформенные. Образова­ние эпигеосинклинальных орогенов было описано выше. Эпиплат-форменные орогены образуются в одну из тектоно-магматических эпох в результате интенсивных вертикальных восходящих движе­ний по расколам в фундаменте на месте бывших складчатых обла­стей, которые долгое время претерпевали платформенный этап развития. Поэтому они имеют глыбовый характер строения коры. Для глыбовых гор присущи сильнорасчлененный горный рельеф, повышенная сейсмическая активность и иногда вулканизм, что сближает их с эпигеосинклинальными орогенами. Примерами эпип-латформенных орогенов являются Тянь-Шань, Тибет, Алтай,Саяны. Океанические орогены обычно приурочены к центральным районам океанов, поэтому их называют срединно-океаническими хребтами. Они характеризуются высокой сейсмической актив­ностью, вулканизмом и резко расчлененным рельефом, осложнен­ным горными пиками, гребнями, рифтовыми долинами. Наиболее высокие горы (до нескольких километров) могут выступать на по­верхности океана в виде островов (Азорские, Пасхи и др.). В цен­тральной части срединно-океанических хребтов располагаются риф-товые долины. Это глобальные трещины земной коры и мантии глубиной до 5 км и шириной 5—10 км. В настоящее время уста­новлено, что океанская кора испытывает растяжение при обра* зовании трещин, параллельных рифтовой долине. Через трещины изливается магма, принимающая участие в формировании подвод­ных хребтов. Выяснено, что под рифтовой долиной верхняя ман­тия разуплотнена, а над ней в океанской воде фиксируется мощ­ный тепловой поток, создающий условия для жизнедеятельности специфических организмов. По данным А. С.Монина(1980г.)такая трещина тянется вдоль Красного моря, берега которого, имеющие почти зеркальные очертания, постепенно удаляются один от дру­гого.

Платформы — после завершения горообразования зем­ная кора, ставшая под действием глубокого метаморфизма доста­точно жесткой, больше не претерпевает интенсивных тектониче­ских движений. Процессами денудации горный рельеф сглажи­вается, горные хребты разрушаются и продуктами их разрушения заполняются межгорные впадины. На смену геосинклинальному приходит платформенный этап развития рассматриваемого участка литосферы. Последний испытывает преимущественно медленные вертикальные тектонические движения, выражающиеся в плавных опусканиях и подъемах разновеликих блоков земной коры по раз­ломам. В области опускания блоков на жесткий фундамент начи­нают откладываться осадки, формируя осадочный чехол. Толщина вновь образованной земной коры платформ изменяется от 35 до 55 м.

Таким образом, платформа имеет двухъярусное строение и является относительно устойчивым, консолидированным складча-42

тостью, метаморфизмом и интру­
зиями участком литосферы изо­
метрических очертаний (по
В. Е. Хаину).

Различают платформы континен­тальные и океанские.

Континентальные платформы разделяют на древние и молодые.

К древним относят платформы, время формирования фундамента которых связано с концом раннека-рельской тектоно-магматической эпо­хи. Поэтому их называют эпикарель-скими (ранний протерозой). Для них характерен кристаллический фунда­мент, сложенный интрузивными и глубокометаморфизованными порода­ми (гранитами, гнейсами, кварцита­ми, габбро и др.). Платформенный чехол залегает на фундаменте древних платформ с резким региональным несогласием.

Формирование осадочного чехла древних платформ связано с диф­ференцированными вертикальными движениями разновеликих блоков фундамента по разломам. В резуль­тате образуются крупнейшие (надпо-рядковые) структурные элементы платформы: щиты, антеклизы, авла-когены, синеклизы, перикратонные опускания, плиты. Характерно, что заложение этих структур на древних платформах не унаследовано, т. е. не согласуется с положением геосин­клинальных структурных элементов. Схема формирования надпорядковых структур представляется следующей (рис. 15).

Сначала происходит образование авлакогенов. Они имеют грабенообраз-ное строение, формируются в усло­виях проседания узких зон земной коры и первоначально заполняются континентальными отложениями. Авлакогены расчленяют жесткое ос­нование платформы на обширные изометричные участки — щиты.

В продолжающееся погружение авлакогенов втягиваются по разломам склоны щитов, в пределах которых формируются си-неклизы, характеризующиеся мощной толщей осадочных пород, что свидетельствует о преобладании нисходящих движений в про­цессе их развития. В общее погружение вовлекаются и отдельные щиты, однако из-за периодических инверсий и меньшей скорости прогибания мощность осадочного чехла и глубина залегания фундамента у таких сооружений — антеклиз — значительно меньше, чем у синеклиз. Область платформы, затронутая погру­жением, получила название плиты. Таким образом, платформа оказывается разделенной на щиты и плиты. В дальнейшем щиты, не затронутые погружением, испытывают преимущественно вос­ходящие вертикальные движения, в результате чего породы кристаллического фундамента выходят у них на поверхность. У плит, наоборот, преобладают дифференцированные нисходящие движения. Иногда в пределах щитов отдельные блоки опускаются по разломам, и тогда в зоне опускания формируется синеклиза.

В сторону геосинклинальной области глубина погружения фун­дамента и мощность осадочного чехла резко возрастают. Здесь выделяется полосообразная зона перикратонного опускания, пере­ходящего в передовой прогиб. Последний играет роль сочленения платформы с геосинклинальной областью или эпигеосинкли-нальным орогеном. В случае отсутствия краевого прогиба такое сочленение осуществляется посредством краевого шва, представ­ляющего собой зону глубинного разлома, ограничивающего платформу.

В передовых прогибах выделяют два склона — геосинклиналь­ный и платформенный. Первый наиболее погружен, сложен мощ­ной (до 15 км) толщей осадков, смятых в сопряженные линейные складки, параллельные простиранию прогиба и горным хребтам орогена. Платформенный склон значительно шире геосинклиналь­ного. Мощность осадков в нем постепенно уменьшается, линейная складчатость затухает, уступая место складкам, типичным для платформы.

Молодые платформы располагаются между древними на месте бывших геосинклинальных областей. Фундамент молодых плат­форм складчатый. Он сложен эффузивными, интрузивными и оса­дочными породами, незначительно метаморфизованными (сланцы, филлиты) и сильнодислоцированными.

Развитие надпорядковых структурных элементов молодых платформ носит унаследованный с геосинклинальными струк­турными элементами характер, определяющийся положением крупных разломов, которые активно проявляются и в платфор­менный период.

Формирование осадочного чехла молодых платформ также начинается с развития авлакогенов, но в связи с тем, что вся платформа тоже испытывает прогибание, осадочные породы, за­полняющие авлакогены, встречаются и вне авлакогенов. В про-

цессе развития осадочного чехла молодые платформы испытывают преимущественно прогибание, что обусловливает развитие в их пределах в основном плит. В районах наибольшего прогибания формируются синеклизы, а в районах, испытывающих частичные инверсии, — антеклизы.

Океанические платформы изучены крайне слабо. С ними свя­зывают абиссальные равнины дна океана с мощностью коры до 5—7 км.

Срединные массивы — это устойчивые области ли­тосферы за счет регионального метаморфизма и гранитизации. Они участвуют в строении горно-складчатых областей в виде меж­горных впадин, в геосинклинальных областях разграничивают смежные области. В пределах платформ срединные массивы обра­зуют наиболее древние блоки фундамента.

Глубинные разломы. Первым четко сформулиро­вал понятие «глубинные разломы» академик А. В. Пейве в 1945 г. Согласно его определению, для глубинных разломов характерны длительность развития и большая глубина заложений, превы­шающая мощность земной коры. По последним представлениям, глубинные разломы иногда уходят на глубину свыше 700 км. Длина таких разломов достигает нескольких тысяч километров. Они разбивают земную кору на громадные блоки, которые, пре­терпевая вертикальные движения относительно друг друга в те­чение длительного геологического времени, существенным обра­зом определяют развитие основных геологических структур тек-тоносферы и литосферы. В результате этих движений в одних местах создаются условия для накопления осадков, в других — для их интенсивного сноса.

Различают континентальные, океанические и транзитные глу­бинные разломы. Первые в пределах континентов рассекают кору континентального типа. Они подразделяются на краевые швы, трансконтинентальные, внутриплатформенные и внутригорно-складчатые глубинные разломы.

Среди океанических глубинных разломов выделяют периокеани-ческие, трансокеанические и трансформные. Периокеанические в виде глубоководных желобов отделяют океаны от континентов. Трансокеанические разломы проходят внутри срединно-океани-ческих массивов, образуя глобальную рифтовую систему, транс­формные пересекают срединно-океанические хребты и рифтовые долины.

Транзитные глубинные разломы пересекают и континенты, и океаны, образуя целый пояс разломов.

Глубинные разломы определяют появление и размещение ма­гматических пород и рудных месторождений. Молодые глубинные разломы характеризуются современной сейсмической активностью. С ними связаны современный вулканизм, выходы термальных вод в океанах и внутри континентов: на Урале, Тянь-Шане, вдоль Скалистых гор, на островах Японии и во многих других местах.

Основные формы залегания горных пород

Толща осадочных пород состоит из слоев и пластов горных пород. Пластом называют геологическое тело, сложенное преиму­щественно однородной осадочной породой, ограниченное сверху и снизу приблизительно параллельными поверхностями напласто­вания. Верхняя поверхность пласта называется кровлей, ниж­няя— подошвой. Положение пласта в пространстве определяется элементами его залегания: углом падения и простиранием (ази­мутом) (рис. 16).

Углом падения пласта называется угол, образованный линией падения плоскости пласта с ее проекцией на горизонтальную пло­скость. О простирании пласта судят по направлению горизон­талей, образующихся при пересечении кровли или подошвы пласта с горизонтальными плоскостями. Азимутом простирания пласта называется угол а между северным направлением географического меридиана и горизонталью. Следует учесть, что за простирание принимается такое направление, при котором падение пласта происходит вправо от простирания. Элементы залегания можно замерить на выходах пласта на поверхность Земли горным компа­сом. В замеры должна быть введена поправка на магнитное скло­нение.

Первоначальное горизонтальное залегание пластов называется ненарушенным. Отклонение от первоначального горизонтального залегания пластов называется нарушением или дислокацией. Нарушение может быть с разрывом сплошности пласта и без раз­рыва. Очень часто они встречаются совместно. Нарушение с раз­рывом сплошности пласта называется дизъюнктивной дислока­цией. Нарушения, происшедшие без разрыва сплошности пласта, называются пликативными дислокациями.

Основной формой нарушения без разрыва сплошности пласта является складка.

Образование складок в геосинклинальных и платформенных областях протекает по-разному.

Складки геосинклинальных областей. Простейшими видами складок являются антиклинали и синкли­нали. У антиклинали изгиб слоев обращен выпуклостью вверх, у синклинали — выпуклостью вниз.

В каждой складке различают ее элементы (рис. 17). Боковые поверхности складки называются крыльями (1—2, 3—4); зона, в которой .сходятся крылья, характеризующаяся максимальной криризной, — замком или сводом складки (2—3) биссекторная плоскость угла между крыльями складки — осевой плоскостью (5—10—8—7); линия пересечения осевой плоскости с замком— шарниром (6—9), а проекция шарнира на поверхность Земли — осью складки. Осевой поверхностью называется поверхность, проходящая через шарниры всех слоев, слагающих складку. Толща горных пород, лежащая в перегибе антиклинальной или синклинальной складки, является ядром складки (рис. 18).

В ядре антиклинали залегают наиболее древние породы, в ядре синклинали — наиболее молодые. Окончание антиклинальных складок называют периклиналью, а синклинальных — центри-клиналью.

Длиной складок считается расстояние между их перекли-нальными или центриклинальными окончаниями, шириной —

расстояние между осевыми поверхностями в поперечном сечении, ограничивающими складку.

Складки в складчатых областях расположены параллельными рядами, причем антиклинали чередуются с сопряженными с ними синклиналями, что соответствует полной складчатости. Этим складкам присущи значительная удлиненность и большая ампли­туда.

По морфологическим признакам выделяют: линейные складки с отношением длины к ширине более чем 10 : 1, брахиантикли-нальные и брахисинклинальные складки с тем же отношением от 10 : 1 до 2,5 : 1. На окраинах складчатой области длина скла­док уменьшается и они могут иметь почти округлую форму (купола). Высота складок измеряется многими сотнями метров и даже ки­лометрами.

По положению осевой плоскости крыльев в пространстве складки разделяются на прямые, или симметричные, с вертикаль­ной осевой плоскостью и симметрично расположенными относи­тельно нее крыльями (рис. 19, а); наклонные, с наклоненной осе­вой плоскостью и асимметрично расположенными относительно нее крыльями (рис. 19, б); опрокинутые, с наклоненной осевой плоскостью, крылья складки падают в одну сторону, однако в одном из крыльев пласты находятся в перевернутом залегании (рис. 19, б); лежачие, с горизонтальной осевой плоскостью (рис. 19, г); перевернутые, с осевой плоскостью, имеющей обрат­ный наклон (рис. 19, д).

Размеры складок в геосинклинальных областях изменяются в очень широких пределах. Различают структуры надпорядковые, первого,-второго и третьего порядков, или в зависимости от раз­меров складкам присваивают различные названия, свидетель­ствующие о порядке их размеров. Крупные поднятия и опускания, образовавшиеся в геосинклинальной области, называют меган-тиклинориями и мегасинклинориями. По отношению к мегасин-клинорию структурами второго порядка являются антиклинории и синклинории (рис. 20), ориентировка которых совпадает с об­щей направленностью складчатой области. Последние осложнены структурами третьего порядка — антиклиналями и синклиналями.

Складки платформенных областей. Обра­
зование большинства платформенных складок связано с верти­
кальными тектоническими, дифференцированными по скорости
и знаку движениями блоков фундамента по образовавшимся в нем
разломам. Эти движения охватывают не только фундамент, но
и покрывающий его осадочный чехол. Тектонические движения
служат причиной перерывов в осадконакоплении и размывов,
которые фиксируются в осадочном чехле платформенных складок
(рис. 21, а). Однако эти перерывы характеризуются очень малыми
углами несогласий, называемых платформенными несогласиями.
Каждое несогласие является отражением тектонической фазы
в формировании платформы. *

Наряду со складками тектонического происхождения в плат­форменных областях распространены поднятия, в формировании которых тектонический фактор практически не играет роли. Так, поднятие может образоваться в результате облекания более моло­дыми осадочными слоями неровностей эрозионного рельефа, ри­фовых массивов. Такие платформенные поднятия называются структурами облекания (рис. 21, б). Образование поднятий может быть связано с различным уплотнением разных видов горных по­род. Известно, что под действием горного давления глинистые породы уплотняются значительно сильнее, чем песчаные. В ре­зультате над песчаными линзами могут формироваться структуры уплотнения (рис. 21, б).