У природі спостерігається велика різноманітність складок не тільки за формою і розмірами, а й за способом їх походження (грец. Qenesis - походження, виникнення). Але тут потрібно відзначити, що між морфологічними і генетичними ознаками завжди існує прямий зв'язок: яке походження, така і форма, яка тектонічна сила, такий і розмір складки. Виходячи з цього твердження, можна вирішувати і зворотну задачу: за формою і розмірами складки можна визначити її походження.
Освіта складок різних типів можна продемонструвати і експериментально на моделях, подібних з природними об'єктами. Але ще потрібно вести постійно спостереження за сучасними геологічними процесами: діяльністю океанів, морів, річок, вулканів, землетрусів та ін. Ці спостереження потім можна використовувати для відтворення давно відбулися геологічних процесів на поверхні Землі й у земній корі. Такий підхід в геології називається методом актуалізму. Як науковий принцип він був сформульований в першій половині XIX столітті англійським геологом Чарльзом Лайєлем.
За генетичною ознакою виділяють дві великі групи складок і складчастості:
1. Складки тектонічного походження,
2. Складки нетектонічні походження.
У групі складок тектонічного походження розрізняються складки:
1.складкі поздовжнього вигину.
2.складкі поперечного вигину.
Складки загального смятия.
Тектонічне походження мають всі великі (понад 1 км в довжину і ширину) складки, з яких складається верхня частина земної кори. До них насамперед належать лінійні складки геосинклінальних систем, що називаються ще складками загального смятия. Прикладами їх можуть служити палеозойские складчасті пояса Уралу і Тянь-Шаню і складчастість в мезозойських товщах Кавказу. Такі складки утворюються при поздовжньому стисканні осадових товщ під дією тектонічних сил, що діють на величезних територіях. Ськладкообразованіє супроводжується впровадженням гранітних масивів, горотворенням, розривними порушеннями різних типів і рангів. В історії Землі, починаючи з кембрію виділяються три великих циклів тектогенеза: каледонский, герцинский, альпійський.
Складки, генетично пов'язані з впровадженням магми в літосферу.
Вогнища магми, виникнувши на деякій глибині (20-30км) спливають в верхню частину літосфери, в зону низьких температур і тисків. Впроваджуючи в шарувату товщу, магма розсовує її, деформує її в складчасті структури. Над гранітними батолітами утворюються антіклінаріі, над малими інтрузіями - антиклинали менших рангів.
Метаморфогенні складки. Утворюються на великих глибинах, в зоні високих температур і тисків. Тут гірські породи набувають пластичність і плинність. Перебіг речовини відбувається в напрямку зниження тиску. В результаті утворюються складки течії - безсистемні дисгармонійні складки неправильної форми з численними роздуваючи, стоншування і пережимами шарів. Під дією температури відбувається часткове плавлення і перекристалізація осадових порід, освіту метаморфічної гірської породи.
Складки, генетично пов'язані з розривними порушеннями. До них відносяться:
1. шовні антиклинали і синклинали,
2. Прирозломного складки в зоні похилих скидів, взбросов і насувів,
3.межразломние антиклинали і синклинали.
У зонах стиснення земної кори утворюються великі (глибинні) розломи, що представляють собою серію паралельних тріщин, через які відбуваються взаімоперемещенія тектонічних пластин відносно один одного. Ширина тектонічно порушеної зони тут досягає сотень метрів. У цій тектонічно напруженої шовного зоні шари стискаються в вузькі протяжні лінійні складки, орієнтовані вздовж по розлому, розірвані розломами різних типів і рангів. Такі складки називаються ще складками регіонального здавлювання.
Прирозломного складки утворюються в зоні надвигов і взбросов під тиском висячого блоку. Такі складки мають незначні розміри, гострі похилі, лежачі, перекинуті форми, орієнтовані вздовж по розлому, згасають у міру віддалення від лінії розлому. Прирозломного складки можуть розвиватися і на опущених крилах похилих скидів.
Межразломние складки. До них відносяться горст-антикліналі і грабен-синкліналі. Це - досить великі структури, крила яких зрізані вертикальними і круто похилими розломами скидного типу. Утворюються в зонах розтягування земної кори, на початкових стадіях формування платформних областей. Найбільші грабени досягають в довжину 100 км і більше. Жменю і грабени відносяться до типу тривало розвиваються конседіментаціонних структур: грабени повільно занурюються і заповнюються теригенними опадами або вулканогенними породами.
Діапіровие складки (від грец. Diapeiro - пробив його). Це куполовидні антиклінальні складки, що виникають при видавлюванні знизу високопластичних порід (сіль, глини), які при своєму підйомі розсовують шари, пронизують звід складки, утворюють ядро (шток) протиканія. Навколишні породи піддаються поперечному вигину. До структурам діапіроваго типу відносяться соляні куполи, магматичні і глиняні діапіри.
Соляні купола. Поперечні розміри соляних куполів в Прикаспійської низовини досягають до 5 10км в плані. Розрізняють два типи соляних куполів: закриті і відкриті. На закритих куполах соляної шток не виходить на денну поверхню, на відкритих - виходить. Відкриті соляні куполи виражені зниженнями в рельєфі, тому що кам'яна сіль, гіпс і ангідрити, з яких складається соляної шток, розчиняється поверхневими водами. Зверху соляної шток покритий соляної капелюхом (кепрока), що складається з глин, вимитих з солі. На закритих соляних куполах розміщені вище шари зігнуті в антиклінальну складку куполоподібної або валообразних форми, розбиті скидами з просіданнями окремих блоків. Усередині соляної шток має складне мікроскладчатое будова, ускладнений численними скидами. Що вміщують породи на контакті з соляним штоком роздроблені, зігнуті, зрізані тріщинами з дзеркалами ковзання. Соляні купола розвиваються повільно, протягом тривалого геологічного часу, зароджуються в ослаблених проникних зонах, якими є зони тріщинуватості і розривні порушення в верхніх гірських породах, витягуються уздовж їх у вигляді ланцюжків. Для освіти соляних куполів необхідна наявність соленосних товщ потужністю кілька сот метрів при глибині їх залягання не менше 500м.
Глиняні діапіри. Освіта глиняних диапиров відбувається за тими ж законами, що і соляних куполів: насичені водою і газами глини, будучи легше вміщають порід, спливають вгору по тріщинах і каналах. Процес відбувається більш бурхливо, ніж освіту соляних куполів, завершується протикає шарів і виверженням газів, води і бруду. Навколо глиняного діапіра шари згинаються у вигляді антиклинали куполоподібної форми. Виверження бруду досягає величезної сили, супроводжується вибухами, викидами уламків порід, займанням газів, освітою конусоподібних сопок (грязьових вулканів) на поверхні рельєфу. Як і соляні куполи, глиняні діапіри, витягуються у вигляді ланцюжків вздовж розривних порушень. Вони є одним з прямих привидів газоносності надр, на що вказав ще на початку XX століття академік И.М.Губкина: «діапірових структура, грязьовий вулкан і нафтове родовище - це триєдина сутність єдиного геологічного процесу». Широким поширенням користуються в крайових частинах альпійської складчастості: на Керченській, Таманському і Апшеронському півостровах. Тут зустрічаються як згаслі (грязьові сопки), так і діючі грязьові вулкани заввишки в декілька десятків метрів.
Складки поперечного вигину. Це - складки платформного типу. Утворюються під дією тектонічних сил, орієнтованих перпендикулярно по відношенню до поверхні шарів. Такі складки широко поширені в тектонічно стабільних областях, якими є платформні території. Тут тектонічні зрушення окремих блоків земної кори відносно один одного відбуваються в дуже повільному темпі, орієнтовані вертикально, по радіусу земної кулі. Одні блоки повільно піднімаються вгору, інші - повільно опускаються вниз. На місці піднімаються блоків утворюються позитивні структури (пологі антикліналі), на місці опускаються блоків - негативні структури (пологі синклинали).
Великі блоки складаються з дрібних блоків. Відповідно і утворюються над ними складки матимуть різні розміри. Найбільші складки платформних областей називаються антеклізамі і синеклізами (ріс.6-7). Антеклізи складаються з великих складок, які називаються склепіннями, мегавали, частинами синеклиз є западини і мегапрогіби. Структури нижче за рангом називаються куполовидними поднятиями, валами, мульдами, прогинами. До нижчого рангу відносяться локальні підняття (таблиця 8).
Класифікація платформних складок по їх формі і рангу.
Всі складки платформних областей відносяться до конседіментаціонному типу (від лат. Con - разом, sedimentation - осадження). Освіта їх відбувалося на загальному тлі занурення земної кори, одночасно з процесами накопичення опадів. Над блоками, котрі відчувають підняття щодо древніх блоків, накопичуються опади меншої товщини, ніж над блоками, котрі відчувають опускання вниз. Відмінною особливістю таких складок є поступове згасання вгору по розрізу. В.В.Белоусов (1961) назвав такі форми глибовими складками, пояснюючи їх утворення впливом піднімаються блоків фундаменту платформи на вище розташовані шари осадового покриву.
Складки облеканія. Є різновидом складок поперечного вигину. Утворюються в результаті облеканія виступів підводного рельєфу або рифових масивів шарами опадів. У міру вирівнювання дна підводного рельєфу складки виполажіваются і втрачають свої форми.
Складки нетектонічні походження. До них відносяться складки, в утворенні яких тектонічні сили не беруть активної участі, а в якості діючої сили є сила тяжіння. Вони мають невеликі розміри, локальне поширення. До них відносяться складки облеканія, ущільнення, розбухання, нагнітання, випирання, осідання, зсуву, роздавлювання під вагою верхніх гірських порід і ін. Деякі геологи (А.Е.Міхайлов, 1984) їх називають екзогенними складками (від грец. Exo - поза, зовні).
Складки нагнітання - це дрібні дисгармонійні складки течії в ядрах соляних куполів і в гранито-гнейсових куполах, куди високопластичний матеріал нагнітається під високим тиском.
Складки волочіння - різновид складок нагнітання, утворюється в шарах пластичних (глинистих) порід, затиснутих між шарами жорстких (піщаних) порід. При смятии цих шарів в антиклінальні і синклінальні складки в пластичному шарі починається перетікання матеріалу від крил до сводовой частини складки. Цей процес супроводжується утворенням дрібних складок течії похилого типу.