НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА В ЛОКАЛЬНОМ ПОЛЕ ТЕКТОНИЧЕСКИХ НАПРЯЖЕНИЙ НАД СДВИГОМ

СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О СТРОЕНИИ ЗОН ДИНАМИЧЕСКОГО ВЛИЯНИЯ СДВИГОВ

Распространение и условия формирования разломов сдвигового типа

На протяжении последних десятилетий в теоретической и региональной геологии выдвинут ряд принципиально важных положений, позволяющих по-новому подойти к проблеме генезиса многих структур осадочного чехла, ослабевающих вниз по его разрезу. Получили развитие тектонофизические методы изучения складок и разрывов, выявляющие связь между деформациями и особенностями напряженного состояния пород, участвующих в дислокациях. Непосредственными измерениями и с помощью сейсмических данных установлено, что в настоящее время верхние горизонты земной коры в большинстве районов, независимо от их структурного положения, находятся в обстановке латерального сжатия. В фундаменте платформ выявлены многочисленные нарушения, происхождение которых связано с латеральным сжатием (надвиги, тектонические покровы, сдвиги), некоторые из них прослеживаются и в осадочном чехле. Проблеме горизонтальных тектонических движений по разломам фундамента посвящено большое число работ. Синтезируя опубликованные материалы, А.И. Суворов отметил, что горизонтальные перемещения большей амплитуды установлены в самых различных регионах СССР - на докембрийских платформах и эпипалеозойских плитах, в областях палеозойской, мезозойской и кайнозойской складчатостей, в шельфовых зонах и во впадинах окраинных морей. Для территории СССР сейчас нельзя назвать, пожалуй, ни одной более или менее крупной структуры, где бы не было следов горизонтальных перемещений [Разломы…, 1977]. Указанный факт был использован для объяснения природы бескорневых дислокаций осадочного чехла. Так, во многих пунктах Волго-Уральской области, по данным бурения, установлены древние надвиги, активизированные в герцинскую и альпийскую эпохи тектогенеза. С горизонтальными движениями тектонических пластин, ограниченных снизу плоскостями надвигов или шарьяжей, ряд авторов связывает и формирование проявленной здесь мелкой складчатости. По мнению М.А. Камалетдинова, Ю.В. и Т.Т. Казанцевых, подобный механизм формирования складчатости является наиболее общим и широко распространенным. Вместе с тем широко распространено представление о том, что среди разломов, вдоль которых осуществляются латеральные тектонические движения, решительно преобладают крутые нарушения типа сдвигов (Д.Дж. Муди, М.Дж. Хилл, И.И. Чебаненко, В.Н. Огнев, В.П. Павлинов, С.И. Шерман, В. Мид, Н. Лавони, А. Шейдеггер, Ф. Венинг-Мейнец и др.). Так, Г.В. Уэлман [Уэлман, 1972; Gamond, 1983] отмечает, что «многие протяженные линеаменты земной коры являются сдвиговыми разрывами, но не обнаружено ни одного линеамента только с вертикальным смещением». По мнению Е. Хиллса, крупные сдвиги играют определяющую роль в формировании геологической структуры. Д. Муди и М. Хилл полагают, что плоскости разрывов, углы, падения которых превышают 70°, должны быть проверены с точки зрения возможности их отнесения к сдвиговому типу. Последнее связано с трудностями полевой диагностики сдвигов, которые нередко принимаются за взбросы или нормальные сбросы, тем более что практически всегда существует и вертикальная компонента перемещения крыльев. Методика выявления сдвигов изложена в работах ученых Геологического института АН СССР [Буртман и др., 1963] и других авторов.

Наряду с докембрийскими, палеозойскими и мезозойскими сдвигами описываются и кайнозойские нарушения этого типа. Е.К. Барыкиным, Б.В. Ермаковым, Ю.А. Ивановым и др. отмечается, что сдвиги особенно характерны для орогенных этапов и периодов тектонических активизаций, поэтому следует ожидать их широкое развитие в неотектоническую эпоху. И действительно, неотектонические движения по многочисленным сдвигам установлены на океанических площадях, в подвижных поясах Земли, в пределах выступов фундамента древних и молодых платформ, например, на Балтийском (В.И. Бабак, Ф.Г. Касаткин, Л.А. Сим) и Украинском (Р.Я. Самарский, М.В. Стовас, К.Ф. Тяпкин) щитах, а также в Рейнском массиве (В. Мейер, Г. Стрием) и др. В области развития достаточно мощного осадочного чехла платформ неотектонические движения фундамента по сдвигам фиксируются крайне редко, что, по-видимому, объясняется отсутствием соответствующей методики наблюдений.

С позиций новой глобальной тектоники многие сдвиги связываются с относительными горизонтальными перемещениями крупных участков земной коры (плит) на огромное (сотни и тысячи километров) расстояние. Однако, как справедливо указывает В.В. Белоусов [1975], данные, свидетельствующие о столь большой амплитуде сдвигания, всегда неоднозначны и поэтому реальность перемещений такого размаха нередко подвергается сомнению. Иногда возникновение правильной системы сдвигов связывают с горизонтальным сжатием, развивающимся при столкновении плит. Так, коллизией Индостанской и Евроазиатской плит объясняется образование Центрально-Азиатского подвижного пояса и рассекающих его сдвигов - правых северо-западного и левых северо-восточного простираний. Многие ученые предполагают существование в земной коре единой планетарной регматической сети, обусловленной ротационными силами и состоящей из четырех, шести либо восьми генеральных направлений.

Диагональные разломы этой сети представлены сдвигами с право- или левосторонним перемещением крыльев (для сместителей, простирание которых характеризуется соответственно северо-западными или северо-восточными румбами). Наиболее показательным примером первых считается сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии, вторых - разлом Грейт-Глен в Шотландии, в зоне которого расположено оз. Лох-Несс. Оба этих разлома сохраняют сейсмическую активность. Наконец, существуют представления о господстве (особенно в платформенных условиях) вертикальных тектонических движений, в соответствии с которыми амплитуда горизонтальных перемещений по сдвигам вряд ли может превышать первые километры [Белоусов, 1975].

Для рассматриваемой в настоящей работе проблемы принятие какой-либо геотектонической гипотезы не имеет существенного значения и автор воздерживается от этого. С тектонофизических позиций сдвиговые (в геологическом смысле) перемещения по разломам развиваются при наличии определенных соотношений между осями эллипсоида напряжений. Согласно принципу Андерсона, в поле силы тяжести этот эллипсоид (в областях с относительно спокойным рельефом) ориентирован по отношению к поверхности Земли так, что две его главные оси (σ_х и σ_у) располагаются в субгоризонтальной плоскости, а третья (σ_z) занимает близвертикальное положение. Если σ_х > σ_у > σ_z, в земной коре образуются надвиги при σ_х > σ_z > σ_у формируются сдвиги и, наконец, сбросы развиваются при σ_z > σ_х > σ_у. Таким образом, при наличии достаточных напряжений горизонтального тектонического сжатия в верхних горизонтах земной коры теоретически должны развиваться надвиги, глубже - сдвиги и на наиболее низких уровнях - сбросы. Подобная переориентировка осей главных нормальных напряжений при неизменном тектоническом давлении приводит к тому, что один и тот же разлом у поверхности может представлять собой надвиг или взброс, по мере увеличения глубины переходящий сначала в сдвиг, а затем в сброс [Стоянов, 1977; Шерман, 1981]. Чем больше горизонтальное тектоническое сжатие, тем ниже в земной коре опускается зона формирования надвигов и взбросов.

Для возникновения сдвигов помимо соблюдения принципа Андерсона необходимо, чтобы развивающиеся при горизонтальном сжатии касательные напряжения превышали прочность пород на скалывание. Наиболее легко это условие выполняется в ослабленных зонах, которые обычно совпадают с древними разломами и поясами трещиноватости. Поскольку эти зоны в общем случае ориентированы под некоторым углом к направлению действия главных нормальных напряжений, горизонтальная компонента перемещения крыльев должна быть характерна для большинства активизированных разломов. Именно по этой причине сбросо-сдвиги, сдвиги и даже взбросо-сдвиги распространены и в областях с преобладающим латеральным растяжением, например в Байкальской рифтовой зоне [Шерман, 1981] или в Рейнском грабене.

Вторичные разрывные нарушения, формирующиеся перед продольными окончаниями сдвига

В окрестностях разломов вызвавшие их тектонические напряжения существенно перераспределяются, снижаясь на одних участках и концентрируясь на других. Впервые это было установлено аналитическим путем, а затем подтверждено лабораторными исследованиями на модельных материалах [Гзовский, 1975; Осокина и Цветкова, 1979; Стоянов, 1977; Шерман и др., 1983; Gamond & Giraud, 1982; Gamond, 1983; Lowell, 1972; Tchalenko, 1970]. В локальном поле тектонических напряжений в том случае, если они превышают соответствующие прочностные характеристики пород: предел текучести (упругости) или предел прочности, развиваются разнообразные вторичные структуры - пликативные и дизъюнктивные. Отмечаются две зоны концентрации локальных напряжений, внутри которых они могут существенно превысить напряжения исходного поля: у продольного окончания и над верхней кромкой главного разлома. Аналитическое решение локальных полей деформаций и напряжений, возникающих у продольных окончаний вертикального прямоугольного сдвига, было выполнено в ряде работ М. Чиннери при следующих допущениях: величина горизонтального смещения вдоль сдвига постоянна по всей его длине, относительное вращение крыльев разлома по плоскости сместителя отсутствует, упругие константы Ламе λ и μ равны, что близко к действительности при обычных для земной коры значениях коэффициента Пуассона v (λ = μ при v = 0,25). Позднее М. Чиннери показал, что полученные выводы справедливы и при реальном распределении деформаций продольного горизонтального смещения, т.е. когда величина последнего затухает от центра сдвига к обоим его концам. Схема распределения вторичных сколовых разрывов, формирующихся в соответствии с анализом М. Чиннери [Chinneri, 1966] у продольных окончаний сдвигов, приведена на рис. 1, а.

Наиболее вероятными и часто встречающимися в природе являются сопряженные разрывы типа а и б [Разломы…, 1977]. Первые из них, синтетические (имеющие такой же знак смещения, как и главный разлом), отражают известную тенденцию разломов саморазрастаться по простиранию плоскости сместителя. Вторые, антитетические (противоположные по знаку), ввиду своего расположения, поперечного по отношению к направлению основного движения масс, рано теряют активность и могут искривляться в процессе продолжающейся пластической деформации, приобретая S-образную форму в плане. Появление сколов типа С, D, E и F, а также искривленных отрезков синтетических вторичных сдвигов типа А, сходящихся в конечной точке разлома, обусловлено тем, что оси главных нормальных напряжений регионального поля вблизи концов сдвига испытывают поворот в горизонтальной плоскости, так что их диагональная по отношению к линии простирания разлома ориентировка становится ортогональной. В секторах сжатия и растяжения траектории одноименных главных нормальных напряжений локального поля оказываются параллельными, а противоположных по знаку - перпендикулярными плоскости разлома.

Эта закономерность была установлена Е. Андерсеном и впоследствии подтверждена другими авторами, принимавшими различные модели деформируемой среды, разрыва и деформации вдоль линии его простирания. По мнению М. Чиннери, возникновение вторичных сдвигов типа C и D вполне возможно, тогда как образованию сколов типа Е и F препятствует высокое гидростатическое давление в секторах сжатия [Chinneri, 1966]. Эти выводы подтверждаются и материалами полевых наблюдений. Однако М. Чиннери исходил из того, что промежуточное по величине главное нормальное напряжение всегда вертикально, поэтому в его схеме вторичные разрывные нарушения в окрестностях главного сдвига являются только сдвигами. П. Поповым и С.С. Стояновым [Стоянов, 1977] и в наиболее общем виде Д.Н. Осокиной и Н.Ю. Цветковой [Осокина и Цветкова, 1979] было показано, что в процессе поворота в горизонтальной плоскости ось наибольшего сжатия (σ₃'= σ_x') или наибольшего растяжения (σ₁'= σ_y') локального поля тектонических напряжений может поменяться местами с субвертикальной осью промежуточных по величине напряжений (σ₂'=σ_z'). Так, если сдвиг развивается в обстановке одноосного сжатия (по-видимому, наиболее распространенной в земной коре), по мере роста его амплитуды возрастают опорные реакции окружающей среды, препятствующие растяжению материала в горизонтальном направлении, перпендикулярном простиранию разлома. Вблизи дневной поверхности они могут превысить по величине вертикальное давление, обусловленное весом вышележащих пород (т.е. σ₁' и σ₂' поменяются местами). В подобных условиях в лобовой части секторов сжатия развиваются взбросы и надвиги, перпендикулярные главному разлому, по мере удаления от него отклоняющиеся в диагональном направлении (рис. 1, б). При этом наибольшее распространение получают разрывы, у которых перемещение висячего бока продолжает латеральное движение пород вдоль главного сдвига. Надвиги и сбросы, развитые вблизи концов сдвига и ориентированные поперек или косо по отношению к его простиранию, неоднократно отмечались в процессе полевых наблюдений Луи де Ситтером, А.В. Лукьяновым, А.И. Суворовым, В.А. Леглером, И.В. Флоренским и др., а также наблюдались в опытах по тектоническому моделированию. Если величина наибольшего сжатия в локальном поле тектонических напряжений недостаточна для зарождения взбросов и надвигов, вместо них могут сформироваться складки продольного изгиба такой же ориентировки [Стоянов, 1977]. В тыльных частях секторов растяжения при достаточной величине напряжений σ₁' в соответствии с теорией прочности Мора возникают трещины отрыва, которые по мере своего развития становятся сбросами. Сбросы здесь могут образоваться и в тех случаях, когда местами поменяются оси, а σ₂' и σ₃', что маловероятно в приповерхностных условиях.

Обе рассмотренные выше схемы вторичных разрывных парагенезисов имеют много общего. Структуры сжатия (надвиги, взбросы) и растяжения (трещины отрыва, сбросы), приведенные на рис. 1, б, можно рассматривать как аналоги вторичных сколов групп С и Е, а также диагональных отрезков нарушений групп А₁ и А₂, расходящихся от концов главного разлома (см. рис. 1, а). Эти диагональные отрезки, как было показано А.В. Лукьяновым, характеризуются взбросовой (в секторах сжатия) или сбросовой (в секторах растяжения) компонентой перемещения крыльев, так что фактически они являются, соответственно, взбросо- и сбросо-сдвигами или даже сдвиго-взбросами и сдвиго-сбросами. Вообще, вторичные разрывы промежуточных кинематических типов наиболее характерны для продольных окончаний сдвигов.

Внутреннее строение и особенности развития сдвиговых зон

Наибольшую важность для рассматриваемой проблемы имеют, по-видимому, широко распространенные в геологической практике случаи, когда субвертикальный разлом сдвигового типа существует в породах жесткого основания, не затрагивая вышележащие менее литифицированные отложения, в которых упругая передача горизонтальных тектонических напряжений на сколько-нибудь существенное расстояние невозможна. Латеральное перемещение крыльев такого разлома вызывает появление в перекрывающих слабо литифицированных отложениях реактивных напряжений, обусловленных внутренними силами сцепления и структурных связей. Эти напряжения растут по мере увеличения амплитуды сдвига до тех пор, пока они не превысят соответствующие прочностные характеристики пассивно перемещающегося на жестком основании материала. В результате над верхней кромкой активного разлома обособляется линейная зона определенной ширины, внутри которой малопрочные породы чехла подвергаются существенной тектонической переработке. Развивающиеся в этих породах вторичные структуры постепенно достигают дневной поверхности, свидетельствуя о том, что разломы в разрезе геологического времени растут не только в длину, но и вверх, проникая в слабо литифицированные породы. С.С. Стоянов [1977] разработал обобщенный подход к проблеме образования структур 2-го порядка, считая, что и перед лобовым ребром разлома, и над его верхней кромкой деформации связаны с зонами концентрации напряжений, а вторичные структурные парагенезисы в обоих случаях развиваются по одной и той же схеме.

Полосы локализации вторичных структур обычно выделяют под названием зон дробления, смятия, рассланцевания и т.п. Вероятно, наиболее общим для них является термин «зоны скалывания» [Стоянов, 1977; Tchalenko, 1970]. Они могут формироваться в областях динамического влияния не только сдвигов, но и сбросов, взбросов, надвигов, а также разломов сложного кинематического типа (взбросо-сдвигов и т.п.), не встречаясь только в связи с раздвигами. Наиболее изучены зоны скалывания, обусловленные развитием разломов сдвигового (в геологическом смысле) типа (сдвиговые зоны). Им посвящено большое число экспериментов на модельных материалах, проведенных как без использования методов тектонического подобия, так и с применением этих методов [Гзовский, 1975; Стоянов, 1977; Шерман и др., 1983; Gamond & Giraud, 1982; Gamond, 1983; Lowell, 1972; Tchalenko, 1970]. С.И. Шерман [Шерман, 1981; Шерман и др., 1983] предложил называть области распространения вторичных структур над сдвигами в жестком субстрате зонами среза, считая характерным примером подобных образований трансформные разломы. Однако практически срезом можно считать любой разрыв, возникающий в относительно мягких слоях над разломом (сдвигом, сбросом, взбросом и т.п.) в подстилающих прочных породах, поскольку верхняя грань такого разлома является заданной линией, над которой развиваются максимальные касательные напряжения. Поэтому мы в дальнейшем изложении будем использовать более употребительный термин «сдвиговая зона», подчеркивающий генетическую связь вторичных структурных парагенезисов со сдвигами на глубине.

Общая схема структур, характерных для сдвиговых зон, формирующихся в условиях одноосного сжатия (простого сдвига), приведена на рис. 1, в. В соответствии с результатами тектонического моделирования их формирование можно разделить на несколько стадий, в течение которых касательные напряжения внутри сдвиговой зоны сначала нарастают, достигают максимума, затем уменьшаются и, наконец, становятся постоянными, не зависящими от амплитуды горизонтальных смещений по главному разлому [Tchalenko, 1970]. Самыми первыми на стадии пластической деформации появляются складки типа Fd, составляющие с осью сдвиговой зоны угол 135° или несколько больше и образующие, вытянутые вдоль нее кулисные ряды. С.С. Стоянов [1977] подчеркивает, что эти складки формируются в весьма узком диапазоне благоприятных для них условий, важнейшими из которых являются высокая степень расслоенности деформируемой среды и способность ее к пластическим деформациям. Угол между осью сдвиговой зоны и осями складок, а также амплитуда последних зависят от мощности деформируемого материала, его реологических свойств и скорости деформации [Шерман и др., 1983]. Несмотря на то, что известны геологические примеры подобных складок, они весьма слабо освещены в специальной литературе, а особенности распределения напряжений внутри этих своеобразных структур совершенно не изучены. Возможно, важным диагностическим признаком складок рассматриваемого типа, помимо закономерностей их пространственного распределения, является отчетливое погружение шарниров на периклиналях.

На протяжении последующих стадий развития сдвиговой зоны пластические деформации отступают на второй план, концентрируясь на локальных участках. Главная структурообразующая роль переходит к разрывным нарушениям. Непосредственно, перед тем как касательные напряжения в сдвиговой зоне достигнут максимума, начинает развиваться система сопряженных разрывных нарушений, названных сдвигами Риделя по имени одного из первых исследователей, воспроизведших эти разрывы методом тектонического моделирования (R и R' на рис. 1, в). Первые из них - диагональные (R) - составляют с осью зоны (по направлению сдвигания) острый угол α, изменяющийся в разных случаях от нескольких градусов до 20-30°, и являются синтетическими. Вторые - поперечные (R') и, соответственно, антитетические, образуют с осью сдвиговой зоны угол β, который может изменяться от 65-70° до 80°. По С.С. Стоянову [1977], сколы R и R' аналогичны соответственно разрывным нарушениям А и В схемы М. Чиннери (см. рис. 1, а), распространенным перед лобовыми ребрами главных разломов.

Первоначальная величина углов α и β обусловлена внутренним трением, возникающим в процессе деформации сдвигания. Она зависит от вязкости деформируемого материала и от давления, перпендикулярного оси зоны. По мере роста общей деформации сдвигания сдвиги Риделя испытывают некоторое вращение, так что углы α и в большей степени β увеличиваются. Антитетические сколы (R') из-за своей ориентировки, поперечной по отношению к общему перемещению масс, рано теряют активность и могут искривляться, приобретая в плане S-образную форму.

Поверхности сместителей имеют слабо выраженную пропеллерообразную форму: на пересечении с осью сдвиговой зоны они субвертикальны, далее по простиранию поперечные разрывные нарушения (R') круто (обычно более 70°) наклонены по направлению общего горизонтального смещения, а диагональные (R) - в сторону оси зоны [Шерман и др., 1983]. При простом сдвигании, обусловленном одноосным сжатием, горизонтальные движения вдоль сдвиговой зоны неизбежно сопровождаются вертикальными. Так, сколы группы R представляют собой сбросо-сдвиги или сдвиго-сбросы, между которыми могут обособляться грабены, наследующие кулисное расположение вторичных разрывов; сколы группы R' обычно сильно сжаты и чаще всего являются взбросо-сдвигами.

По мере нарастания деформации увеличивается густота сети вторичных разрывных нарушений, которые воспринимают все большую долю амплитуды общего горизонтального перемещения по главному сдвигу, в результате чего касательные напряжения в полосе сдвигания постепенно снижаются.

Дальнейшее развитие сдвиговой зоны может пойти по двум направлениям. В одних случаях из-за кинематической стесненности начинается постепенное отмирание не только поперечных (R'), но и диагональных (R) сколов, причем горизонтальное перемещение материала концентрируется около все меньшего числа наиболее длинных разрывов [Шерман и др., 1983], в других (если возможна дилатация сдвиговой зоны) - появляется новый класс вторичных разрывов, выделенный А. Скемптоном в группу «P». По отношению к оси сдвиговой зоны они примерно симметричны нарушениям группы R и имеют такой же знак смещения крыльев, т.е. являются синтетическими. Обычно эти сколы относятся к категории взбросо-сдвигов и соединяют концы активных сдвигов Риделя. Разрывы группы Р, сместители которых падают в противоположные стороны, являются сопряженными. К несколько иным выводам пришел Дж. Гамон [Gamond & Giraud, 1982; Gamond, 1983], проводивший эксперименты на ленточных глинах. По его данным, характер разрывных парагенезисов зависит не только от свойств деформируемых пород, но и от размеров главного разлома и амплитуды горизонтальных перемещений вдоль него. При незначительных смещениях чаще всего формируются диагональные сколы группы R, противоположные концы этих сколов соединяются вторичными разрывами группы Р. Поперечные сколы группы R' появляются лишь при существенных амплитудах горизонтальных движений по относительно крупным (изображаемым на геологических картах) разрывам.

В последнюю очередь начинают формироваться сколы группы L, параллельные главному разлому, заложенному в породах жесткого основания и нередко представляющие собой выходы на поверхность отдельных его участков. Эти сколы могут появиться как в центре зоны, так и у одного или обоих ее краев [Стоянов, 1977]. Между ними, а также разрывами типа Р и R обособляются удлиненные линзы существенно пассивного материала. И, наконец, все перемещение концентрируется вдоль единого общего извилистого разрыва, а касательные напряжения в сдвиговой зоне снижаются до величины остаточных и в процессе дальнейшего перемещения не меняются. Вторичные разрывы, не вошедшие в систему главного разлома, становятся оперяющими структурами. Эти структуры вместе с сопровождающими их складками можно считать бескорневыми, поскольку они не проникают в породы основания.

В природе широко распространены случаи, когда главный разлом относится к нарушениям сложного кинематического типа (сбросо- или взбросо-сдвигам, сдвиго-сбросам или сдвиго-взбросам). Вторичные структурные парагенезисы, развивающиеся в зонах скалывания подобного типа, изучены довольно слабо и редко воспроизводились с помощью тектонического моделирования [Гзовский, 1975; Сурков и Жеро, 1981; Lowell, 1972]. Согласно данным С.С. Стоянова [1977], в процессе формирования зоны скалывания над сдвиго-сбросом происходит сложная интерференция напряжений и структур. Тем не менее, внутри зоны можно выделить сопряженные пары вторичных разрывов, связанных как со сдвиговым полем тектонических напряжений, так и с поперечным растяжением. Первым соответствуют диагональные взбросо-сдвиги (R) и поперечные сбросо-сдвиги (R'), вторым - появляющиеся позднее синтетические и антитетические сдвиго-сбросы, имеющие диагональную ориентировку и смещенные ближе к поднятому крылу зоны скалывания. Можно предполагать, что подобная временная и пространственная обособленность характерна и для вторичных структурных парагенезисов, развивающихся над разломами других сложных кинематических типов.

Вторичные разрывы (R, R' и др.) могут продуцировать в качестве структурных парагенезисов третьего порядка еще более мелкие дизъюнктивные и пликативные нарушения, характерные для продольных окончаний разломов сдвигового типа, например, сбросы в секторах растяжения, чешуйчатые надвиги, взбросы и складки в секторах сжатия (рис. 1, б). Подобные сочетания структур 2-го и 3-го порядков отмечались в экспериментах С.С. Стоянова [1977]. По нашим наблюдениям, они широко распространены в самых верхних горизонтах осадочного чехла, что, вероятно, связано с чрезвычайно низкой прочностью развитых здесь отложений, обусловленной их слабой литификацией и ничтожным гравитационным давлением.

Согласно аналитическим разработкам М. Чиннери, горизонтальные перемещения крыльев сдвига всегда сопровождаются вертикальными движениями земной поверхности, величина и плановое распределение которых зависят от морфологии плоскости сместителя. Так, длинные и мелкие разломы (глубина составляет 0,05 длины и менее) характеризуются слабыми поднятиями и погружениями, причем первые приурочены к секторам растяжения, вторые - сжатия. Глубокие и короткие разломы (глубина равна длине или превышает ее) сопровождаются противоположным распределением поднятий и погружений, тогда как их амплитуда возрастает. Теоретические выводы подтверждены геодезическими измерениями результатов сильных землетрясений, связанных с некоторыми разломами сдвигового типа. Весьма существенные вертикальные движения, проявленные на поверхности в результате горизонтальных перемещений ромбовидных блоков жесткого основания по сдвигам, установлены в экспериментах В. Таннера. Этим исследователем было показано, что оси эллипсоида деформаций внутри сдвиговой зоны испытывают вращение по направлению перемещения крыльев главного сдвига, возрастающее от жесткого основания к поверхности чехла, где оно достигает первых десятков градусов. Подобный же факт был отмечен С.С. Стояновым [1977] и Ж. Гамоном [Gamond, 1983]. Из этих наблюдений следует, что если, например, сдвиговые (в геологическом смысле) перемещения пород жесткого основания вдоль главного разлома происходили в результате одноосного сжатия, то в верхних горизонтах осадочного чехла реактивное сжатие ориентируется по отношению к оси сдвиговой зоны под гораздо большим углом, величина которого, по-видимому, может достигать 90°. Такое несовпадение между осями напряжений и деформаций, вероятно, объясняется эффектом свободной дневной поверхности, в сторону которой происходит выжимание материала, тектонически скученного в результате его латеральных перемещений внутри линейной сдвиговой зоны. Особенно отчетливо это должно проявляться в тех случаях, когда движения по главному разлому осуществляются в условиях дополнительного поперечного сжатия и поэтому характеризуются взбросовой составляющей. В результате выжимания материала к поверхности в рельефе формируется валообразное поднятие, в целом параллельное главному разлому жесткого основания. Подобные поднятия были зафиксированы Дж. Лоуэллом в опытах по сложному сдвиганию с дополнительным сжатием [Lowell, 1972]. Многочисленные полевые примеры пологих валов, возникающих над сдвигами, испытывающими дополнительное сжатие, приведены А.В. Лукьяновым. И в экспериментах, и в природе по краям таких валов распространены надвиги, фронт которых параллелен общему простиранию зоны, а надвигание происходит со стороны внутренних частей зоны на ее крылья. Валообразные вздутия поверхности, обусловленные выжиманием наименее вязкого материала, были получены в экспериментах В. Таннера и отмечены над зонами реальных разломов сдвигового типа, например, В.К. Кучаем, Т.В. Гусевой, С.А. Улашиной, над Дарваз-Каракульским разломом. Наконец, еще одной причиной вздутия поверхности в пределах сдвиговой зоны может являться дилатация, связанная с существенным разрушением материала, заключенного в ее объеме. Подобное явление наблюдалось, например, в экспериментах А.В. Вихерта и Ж. Гамона [Gamond & Giraud, 1982; Gamond, 1983]. Дилатация в приповерхностных условиях может, по-видимому, сопровождаться и образованием линейных отрицательных форм рельефа (ложбины, рытвины, седловины и т.п.), связанных с наблюдаемым иногда раскрытием диагональных сдвигов Риделя [Gamond & Giraud, 1982; Gamond, 1983]. Гораздо чаще отрицательные формы рельефа над вторичными сдвигами возникают в тех случаях, когда движения их крыльев происходят в обстановке дополнительного растяжения, т.е. простирание разломов отклоняется по направлению увеличения угла с главным нормальным напряжением растяжения [Буртман и др., 1963]. Таким образом, геоморфологическая выраженность сдвиговой зоны обусловлена объемным характером возникающих внутри нее деформаций при наличии свободной дневной поверхности, в направлении к которой эти деформации распространяются наиболее легко. На поздних стадиях развития сдвиговая зона представляет собой линейный пояс смятия с большим числом разрывных нарушений разнообразного типа и различной, но вполне закономерной пространственной ориентировки. Ширина пояса на поверхности зависит от мощности пород, залегающих поверх жесткого основания, и в меньшей степени - от вязкости деформируемого материала, а также от скорости его деформирования. С увеличением всех этих показателей ширина сдвиговой зоны возрастает, в экспериментах она колеблется от одинарной до двойной мощности чехла и иногда даже превышает эту величину [Шерман и др., 1983]. По результатам полевых наблюдений ширина древних (палеозойских) сдвиговых зон может измеряться десятками километров. Столь значительные размеры этих зон указывают на то, что они сформировались не над единичным разломом, а над серией параллельных или эшелонированных разрывов. Значительная ширина сдвиговой зоны может возникнуть и в том случае, если она развивается над зоной рассредоточенного пластического сдвига пород жесткого основания. Существование тектонических разрывов свидетельствует о весьма высокой скорости деформирования этих пород, поскольку продолжительность не связанного с ползучестью деформационного процесса не может превышать время релаксации напряжений [Шерман, 1977], которое для новейших песчано-глинистых осадков измеряется минутами, часами или сутками [Горькова, 1975]. Последнее вытекает из чрезвычайно низкой вязкости этих отложений, изменяющейся обычно в пределах 10²-10¹⁰ Па х с [Зайонц, 1972], тогда как эффективная вязкость земной коры оценивается в 10²³-10²⁴ Па х с. По всей вероятности, сравнительно большая скорость деформаций рыхлых отложений внутри сдвиговой зоны связана с импульсным характером тектонических движений по главному разлому. Так, по мнению B.C. Буртмана, А.В. Пейве и С.В. Руженцева, жизнь сдвига заключается в огромном числе небольших смещений, с которыми связаны землетрясения. Проблема импульсных тектонических движений, являющихся результатом длительного накопления тектонических напряжений и кратковременной их разрядки, рассмотрена Д.А. Казимировым. По мнению этого исследователя, существуют импульсные движения, не вызывающие землетрясений, что особенно вероятно для платформенных областей. Кроме того, сам факт асейсмичности многих районов, строго говоря, не может распространяться даже на недавнее геологическое прошлое, поскольку не исключено, что он связан только с недостаточностью периода наблюдений.

Таким образом, возникновение горизонтальных напряжений в слабо литифицированных отложениях верхних горизонтов осадочного чехла легко объясняется реакцией этих пород на латеральные перемещения иногда глубоко погруженного жесткого основания. Реактивные напряжения локализуются в линейной надразломной области (сдвиговой зоне), а их величина чаще всего (особенно в платформенных областях) столь незначительна, что не улавливается непосредственными измерениями. Вместе с тем, она может быть достаточной для развития пластических деформаций и даже разрывов верхних слоев осадочного чехла ввиду их весьма низкой прочности. Так, исходя из критерия Кулона, сопротивление скалыванию вдоль вертикальной плоскости сдвига для песчано-глинистых пород при их плотности 2 х 10³ кг/м³ и статическом характере нагрузки с учетом взвешивания в воде составит: на глубине 200 м примерно 0,5 МПа, а на глубине 20 м - около 0,08 МПа (угол внутреннего трения принят равным 25°, сцепление 0,03 МПа, коэффициент Пуассона 0,33). При динамических (т.е. быстро нарастающих) напряжениях этот прочностной показатель должен быть еще меньшим. С глубиной прочность осадочных отложений возрастает из-за увеличения степени литификации и роста всестороннего сжатия, так что реактивные напряжения на определенных уровнях могут оказаться недостаточными для возникновения вторичных разрывных нарушений. Вместе с тем, результаты математического моделирования, по данным Ж.С. Ержанова, А.К. Егорова, А.И. Гарагаш и др., указывают на то, что амплитуда складок, связанных с продольным сжатием, достигает максимальной величины на поверхности и уменьшается до нуля на границе с жестким основанием, что подтверждается и полевыми наблюдениями. По этим причинам между верхней кромкой главного разлома, секущего породы жесткого основания, и горизонтом приповерхностных дислокаций осадочного чехла может обособляться значительный по мощности интервал разреза, внутри которого эти дислокации (особенно разрывные) как бы затухают. На самом деле пластические деформации присутствуют и здесь, но из-за их рассредоточенности они нередко (особенно в кернах скважин) остаются незамеченными.

ЗОНЫ ДИНАМИЧЕСКОГО ВЛИЯНИЯ СДВИГОВ НА ПРИМЕРЕ АНТИКЛИНОРИЯ КАМЧАТСКОГО МЫСА

Структурная позиция антиклинория Камчатского мыса (п-ов Камчатский) - в зоне перехода от континента к Тихому океану, на стыке между дугами Алеутских островов и Восточной Камчатки - предопределяет исключительную важность расшифровки особенностей его неотектонического развития. Однако в процессе проводившихся здесь геологических работ изучались в основном строение и тектоника меловых, палеогеновых и миоценовых пород, тогда как постгеосинклинальным формациям и особенно локальным  проявлениям новейшей тектоники не уделялось достаточного внимания.

Геологическое строение

П-ов Камчатский представляет собой сложнопостроенный горст-антиклинорий северо-западного простирания, ядро которого сложено меловыми породами, прорванными интрузиями ультраосновного и основного состава. М.С. Марков, Г.Е. Некрасов и М.Ю. Хотин относят эти магматические образования к геофизическому «базальтовому слою» земной коры - океаническому фундаменту меловой геосинклинали. Юго-западное крыло антиклинория косо обрезается береговой линией Камчатского залива, северо-восточное - сложено палеогеновыми и, в меньшей степени, миоценовыми породами, имеющими более широкое развитие на соседнем с юга Кроноцком полуострове. Наиболее молодым членом разреза складчатого основания является терригенный флиш ранне-среднемиоценовой тюшевской серии. Меловые, палеогеновые и миоценовые породы разбиты густой сетью разрывных нарушений, среди которых в процессе геологической съемки были выделены сбросы, взбросы, надвиги, сдвиги и взбросо-сдвиги.

К северо-западу от п-ова Камчатский протягивается вытянутый в северо-восточном направлении хр. Кумроч. Он является частью Восточно-Камчатского антиклинория, ядро и крылья которого так же, как и аналогичные структуры антиклинория Камчатского мыса, сложены соответственно меловыми и палеогеновыми породами, но относящимися к другой структурно-фациальной зоне.

Новейшие (плиоцен-четвертичные) отложения формируют верхний структурный этаж и выполняют крупную впадину, наложенную на разнородные блоки складчатого основания. В ее центральной части расположены крупные озера: Нерпичье, Култучное и Столбовое. В северном и южном направлениях эта отрицательная структура скрывается под воды Озерного и Камчатского заливов. В фундаменте впадины по геофизическим данным прослеживается глубинный разлом северо-восточного простирания, вдоль которого происходит торцовое сочленение структур горст-антиклинориев Камчатского мыса и Восточно-Камчатского.

В основании разреза новейших отложений залегает плиоценовая (по нашему мнению, раннеплиоценовая) ольховская свита. В некоторых случаях под ее базальными слоями на меловых габброидах или гипербазитах от размыва сохранились нижние горизонты реликтовой коры выветривания.

В вертикальном разрезе ольховской свиты можно выделить три пачки. Нижняя из них имеет локальное распространение, выполняя неглубокие палеодолины. Она представлена аллювиальными конгломерато-брекчиями мощностью около 20- 40 м , которые венчаются ленточно-слоистыми глинами или горизонтом ленточного переслаивания глин, алевритов и мелких песков мощностью 10- 20 м . Эти отложения обладают всеми признаками ваттовых фаций. В составе средней пачки преобладают мелкозернистые пески и песчаники, с прослоями более плотных алевритистых песчаников и слабо литифицированных алевролитов, содержащими редкую хорошо окатанную «плавающую» гальку. Мощность пачки изменяется от 100-120 до 200- 220 м , вне пределов палеодолин она залегает непосредственно на породах основания, при этом мощность мелкогалечного базального конгломерата крайне незначительна (от 0,2-0,3 до 1- 2 м ). Верхняя пачка почти нацело сложена слаболитифицированными алевролитами с редкой «плавающей» галькой. На свежем изломе эти породы имеют синевато-серую окраску и обычно описываются как «синие глины», хотя по гранулярному составу они изменяются от песчанистых до глинистых алевритов и только в верхней части разреза представляют собой алевритистые глины. Мощность пачки изменяется от 100 до 250 м , возрастая по мере удаления от выступов фундамента. Во всех литологических разностях верхней и средней пачек встречается морская фауна и характерная морская диатомовая флора.

По литолого-палеонтологической характеристике рассматриваемых отложений следует, что в процессе их формирования условия седиментации менялись от континентальных (нижняя пачка) до морских (средняя и верхняя пачки). Морское осадконакопление происходило на фоне медленного погружения, амплитуда которого нарастала по направлению к осевой части палеобассейна, и слабого поднятия областей его нынешнего горного обрамления. В зоне перехода между участками относительного поднятия и погружения, ширина которой зависит от величины градиента дифференцированных тектонических движений, в составе ольховской свиты отмечаются многочисленные признаки непостоянства седиментационного режима: частая смена литологического состава по вертикали, многочисленные маломощные прослои конгломератов, гравелитов или ленточных глин, горизонты внутриформационных размывов. На побережье Камчатского залива ширина такой зоны не превышает 1- 1,5 км , тогда как в бассейне озер Нерпичьего - Култучного она составляет не менее 9- 10 км . В разрезе ольховской свиты здесь встречаются горизонты плохо сортированных алевропесчаников с морской фауной и «плавающей» галькой, по внешнему облику близких мореноподобным образованиям.

Полная мощность свиты изменяется от 250-300 до 500- 700 м . Стратиграфически выше залегают рельефообразующие отложения, формирующие лестницу морских и сопряженных с ними аллювиальных террас. Морские террасы широким амфитеатром окаймляют депрессию озер Нерпичье, Култучное и Столбовое, тогда как вдоль современной береговой линии Камчатского мыса они сильно редуцированы. Наиболее высокий ярус рельефа межгорной или (на морском побережье) предгорной равнины отделен от горного обрамления крутыми уступами. Абсолютные отметки его поверхности изменяются от 200-250 до 300- 350 м , достигая на наиболее поднятых участках 400- 425 м . Опорные разрезы отложений, формирующих этот ярус рельефа, расположены в нижнем течении р. Мутной и на берегу Камчатского залива (гора Лахтак), где они иногда выделяются под названием лахтакской толщи или свиты. Лахтакская толща представлена послойно сортированными конгломератами, в верхней и нижней частях с преобладанием гравелитов. Участками породы обогащены раковинным детритом, цементом отдельных пластов служит белый карбонатный материал - продукт растворения огромного количества раковин, реликты которых кое-где можно различить. Мощность толщи 170- 180 м . Она с размывом, небольшим угловым и азимутальным несогласием налегает на выветрелую поверхность верхней пачки ольховской свиты. По мере удаления от гор к Камчатскому заливу значительную роль в составе рассматриваемых отложений начинает играть гравий, появляются горизонты песков и тонкие (1- 1,5 м ) прослои коричневых глин и алевритов с галькой. Последние содержат морскую диатомовую флору, близкую по составу диатомовой флоре ольховской свиты.

В депрессии озер Нерпичье - Култучное мощность лахтакской толщи, как и ольховской свиты, сокращена и обычно не превышает 40- 50 м . В ее разрезе здесь преобладают галечники, тогда как в верхней части толщи появляются переслаивающиеся с ними горизонты плохосортированных мореноподобных диамиктитов с большим количеством грубообломочного материала, принимаемые за ледниковые (М.Н. Шапиро) или ледниково-морские (В.Ф. Беспалый) образования. Эти породы содержат морскую диатомовую флору, такую же, как в ольховской свите, и изредка - раковины морских моллюсков. На примере аналогичных отложений Западной Камчатки нами было показано, что они представляют собой ледово-морские фации полуизолированных от открытого моря бассейнов [Крапивнер и др., 1980]. По направлению к горному обрамлению мореноподобные диамиктиты постепенно выклиниваются, и непосредственно у подножья гор вся лахтакская толща (20- 30 м ) сложена конгломератами и конгломерато-брекчиями. Возраст толщи предположительно позднеплиоценовый.

Плиоценовые отложения залегают в целом спокойно, имея пологое (от первых градусов до 20-30°) падение к осевым частям неотектонических депрессий. Их простирание повторяет контуры выступов складчатого или кристаллического основания. В некоторых случаях породы фундамента контактируют с ольховской свитой по крутым разломам с амплитудой вертикального смещения до 200 м .

На протяжении четвертичного времени формировалась система более низких морских террас, опоясывающих депрессию озер Нерпичьего - Култучного и обрывками встречающихся на берегах полуострова. Их разрезы изучены слабо и представлены в основном песками и галечниками. Аллювиальные аналоги этих террас образуют сходящийся к низовьям рек веер, причем в зонах его расхождения развиты многочисленные локальные террасы врезания. Мощность четвертичных террасовых отложений изменяется от нескольких метров до нескольких десятков метров. На всех более древних породах, включая лахтакскую толщу, они залегают субгоризонтально, с глубоким размывом и угловым несогласием.

Приведенные данные показывают, что в геолого-историческом аспекте, а также по составу и структурной позиции новейшие отложения района относятся к орогенным формациям. При этом, в соответствии с классификацией В.Е. Хаина, ольховскую свиту следует считать нижней, а лахтакскую толщу и четвертичные отложения - верхней молассой. Это подтверждается и значительной мощностью полого залегающих новейших отложений, в восточной части акватории Камчатского залива, достигающей по данным сейсмопрофилирования 1,5- 2,5 км . Таким образом, для рассматриваемого региона, как, по-видимому, и для других островодужных систем, неотектоническая эпоха совпадает с орогенным этапом развития. Последний пришел на смену сравнительно кратковременному периоду (конец миоцена) относительного тектонического покоя (формирование кор выветривания) и характеризовался мощными сводово-блоковыми движениями. Их суммарная амплитуда, оцениваемая по высоте горного обрамления Камчатского залива и мощности новейших отложений на его дне, достигает 4- 7 км . В четвертичное время на фоне продолжающихся дифференцированных вертикальных движений отчетливо проявились горизонтальные перемещения по крутым разломам, имеющим обычно диагональную или поперечную ориентировку по отношению к простиранию плиоценовых отложений.

Прибрежный разлом

Одна из выразительных разломных структур расположена на побережье Камчатского залива между нижним течением р. Мутной и районом устья р. Стремительной, протягиваясь в общем северо-западном (335°) направлении на 20 км . На значительном расстоянии ( 12 км ) в пределах этой структуры выделяется вытянутый в том же направлении крутой разлом, вдоль которого новейшие отложения контактируют с верхнемеловыми габброидами массива горы Оленьей. Он является и важной геоморфологической границей: отделяет узкую (2- 3 км ) предгорную равнину от денудационно-тектонического горного обрамления впадины Камчатского залива. В северо-западном направлении разлом скрывается под толщей новейших осадков, в юго-восточном - продолжается под воды залива, где по геофизическим данным прослеживается еще на 5 км .

На геологической карте (рис. 2) этот разлом, названный нами Прибрежным, выглядит как единая почти прямая линия, сопровождающаяся большим числом более мелких нарушений, ориентированных параллельно, косо и субнормально по отношению к главному разрыву. На рис. 2 показана только часть этих мелких нарушений, представляющая, однако, почти все их генетические разновидности. Из анализа на первый взгляд хаотических систем разрывов следует, что они группируются в закономерные парагенезисы вторичных структур, характерных для продольных окончаний сдвига или сдвиговых зон. Главный разлом при этом оказывается составленным из разновозрастных отрезков, рост которых начался от противоположных концов короткого (1,5- 2,0 км ) зачаточного разрыва, располагавшегося северо-западнее среднего течения р.Оленьей. Здесь, у подножья горы Оленьей, Прибрежный разлом отчленяет от основного габброидного массива вытянутую на северо-запад останцовую возвышенность шириной от 0,5 до 1,5 км и протяженностью 5 км . Вдоль ее юго-западных склонов обнажающаяся в цоколях плейстоценовых террас ольховская свита налегает на габброиды по литологическому контакту, имеющему падение от 12-15° до 30-35° сначала на запад, а затем на юго-запад в соответствии с границами габброидного массива. Между останцовой возвышенностью и склонами горы Оленьей обособляется прекрасно выраженная в современном рельефе узкая (150- 600 м ) и сравнительно глубокая (100- 150 м ) грабенообразная впадина, выполненная маломощным (примерно 20 м ) нижнечетвертичным аллювием, состоящим из неокатанных обломков местных габброидов с примесью гальки и валунов гипербазитов и кремнисто-вулканогенных меловых пород. В южной половине этой отрицательной структуры под нижнечетвертичным аллювием от размыва сохранились нижние горизонты ольховской свиты мощностью несколько десятков метров. Северо-восточный борт впадины, совпадающий с Прибрежным разломом, относительно прямолинеен и прорезан многочисленными ручьями, дренирующими ее днище. Сливаясь вместе, они образуют три более крупных ручья - Памятный, Безымянный и Мелкий. Их долины почти под прямым углом пересекают упомянутую выше останцовую возвышенность, расчленяя ее на три блока, размеры и высота которых в плане последовательно уменьшаются с северо-запада на юго-восток. Граница между грабенообразной впадиной и этой возвышенностью имеет фестончатые очертания, обусловленные наличием коротких (менее 0,7 км ) разрывных нарушений северо-восточного (35-40°) и северо-западного (295-300°) простираний. Их плоскости сместителей круто (70-75°) наклонены в сторону впадины. В приразломных зонах приведенные в тектонический контакт габброиды и новейшие отложения рассланцованы, причем последние простираются параллельно разрывам и имеют такое же крутое падение.

Особенности планового распределения разрывных структур на рассматриваемом участке хорошо объясняются, если допустить, что короткие разрывы северо-восточного и северо-западного направлений являются сопряженными вторичными сколами групп С и D схемы М. Чиннери (см. рис. 1, а, рис. 2), образовавшимися в секторе растяжения у продольного окончания Прибрежного разлома. Усредненная ориентировка траекторий локального поля тектонических напряжений (табл. 1), установленная по методике М.В. Гзовского [1975], указывает на то, что вторичные синтетические (С) и антитетические (D) разрывы являются соответственно лево- и правосторонними сбросо-сдвигами. Амплитуда вертикального смещения их крыльев достигает нескольких десятков метров, горизонтальную амплитуду оценить не удается.

Из принятого допущения следует, что Прибрежный разлом относится к категории левосторонних сдвигов (или сбросо-сдвигов) и что он практически одновременно с разрывами групп С и D разрастался по простиранию (в северо-западном направлении). Связанные с этим процессом вторичные разрывные парагенезисы можно наблюдать вплоть до долины р. Медвежьей. Непосредственно к северо-западу от нее они скрыты под мощной (около 700- 800 м ) толщей новейших отложений, вследствие чего здесь сформировалась широкая (4- 5 км ) сдвиговая зона с характерными для нее сочетаниями вторичных разрывных структур (рис. 3).

К юго-востоку от долины р. Медвежьей к сколам группы А относится осевой разрыв, расположенный на продолжении зачаточного разлома, а также системы сближенных плоскостей скольжения, имеющих азимут линии падения 245-255°, угол падения 60° и концентрирующихся в неширокие (первые метры) зоны рассланцевания.

Гораздо более отчетливо на этом отрезке Прибрежного разлома проявлены поперечные по отношению к нему вторичные сколы группы В. К ним приурочены долины ручьев, расчленяющих охарактеризованный выше тектонический останец габброидов на три блока, а также более мелких водотоков, стекающих в продольную грабенообразную впадину. По системе таких разрывов заложен отрезок среднего течения р. Медвежьей. Хорошо видно, что, как это и предусмотрено теорией, вторичные антитетические нарушения группы В несколько изогнуты в плане, в соответствии с левосторонним латеральным перемещением масс вдоль осевого разлома. Плоскости сместителей вторичных сколов сопровождаются зонами милонитизации габброидов мощностью 0,1- 0,2 м . В секторах сжатия и растяжения они наклонены в противоположные стороны - по направлению латерального перемещения соответствующих крыльев Прибрежного разлома, в первом случае - на северо-запад (310-315°) под углом 80-85°, во втором - на юго-восток (145-150°) под углом 60-80°. Поднятыми всегда оказываются юго-восточные крылья вторичных разрывов, так что в секторах сжатия они являются сбросо-, а в секторах растяжения - взбросо-сдвигами. В осевой части Прибрежного разлома оба типа рассматриваемых разрывных структур встречаются как в пределах северо-восточного, так и внутри юго-западного его крыльев. Причина этого явления будет рассмотрена ниже. Амплитуда вертикального смещения вдоль нарушений группы В незначительна и изменяется от первых дециметров до нескольких метров. Горизонтальная амплитуда оценивается по наблюдаемому иногда правостороннему смещению антитетическими сколами (В) синтетических разрывов (А) и может достигать 200- 250 м . В юго-западном крыле Прибрежного разлома плоскости сместителей сколов группы В вблизи дневной поверхности нередко быстро выполаживаются в сторону лежачего бока, что особенно характерно для участков выхода разрыва из более прочных пород в менее прочные вверх по разрезу (рис. 4).

Вероятно, с этим явлением связано наличие небольшого надвига габроидов. обнажающихся в цоколе голоценовой террасы левого берега р. Медвежьей, на противоположный склон современной долины этой реки, выработанный в нижнечетвертичном аллювии. Характерно, что грубообломочный древний аллювий в лежачем крыле надвига чрезвычайно уплотнен, а габброиды висячего крыла разбиты многочисленными тонкими пересекающимися трещинами. Разупрочнение габброидов в зоне их тектонического контакта с аллювием обусловлено тем, что плоскость надвига прорезана современным руслом р. Медвежьей, в результате чего лобовая часть аллохтона была отчленена от основного массива габброидов (см. рис.4).

Приблизительно по нормали к простиранию оси наибольшего растяжения (см. табл. 1) от продольного окончания Прибрежного разлома в секторе растяжения ответвляется узкий грабен, ограниченный сбросами амплитудой несколько десятков метров, развившимися, по-видимому, из трещин отрыва (см. рис. 1, б, рис. 2). Сбросы (вероятно, сдвиго-сбросы) простираются параллельно вторичным сколам группы С, что подтверждает приведенные в предыдущей главе доводы в пользу генетического родства нарушений этих типов.

К северо-западу от долины р. Медвежьей, как уже указывалось, Прибрежный разлом трассируется по разрывным парагенезисам, характерным сдвиговых зон. Значительная ширина такой зоны (4- 5 км ) на рассматриваемом участке не согласуется с мощностью слаболитифицированных новейших осадков (примерно 0,7- 0,8 км ) и, по-видимому, объясняется тем, что она сформировалась над серией рассекающих породы жесткого основания параллельных сколов группы А, фиксирующих рост Прибрежного разлома в северо-западном направлении (см. рис. 3). Подтверждается этот вывод и тем фактом, что вторичные разрывы, ориентировка которых совпадает с простиранием сдвиговой зоны, встречаются по всей ее ширине (см. рис. 2).

Наряду с продольными, в пределах сдвиговой зоны широко распространены диагональные (295-305°) и поперечные (50-55°) по отношению к ней сколы, вместе с которыми иногда встречаются широтные (265-275°) нарушения. Их природа наиболее достоверно устанавливается в разрезах по р. Мутной. В нижнем течении реки непосредственно западнее небольшого выхода обнажающихся в русле габброидов на протяжении примерно 350 м встречены диагональный и поперечный разрывы, а также два широтных, вместе с параллельными им системами сколовых трещин секущие Ольховскую свиту в цоколях низких позднечетвертичных террас. Оба широтных разлома имеют сходную морфологию. Плоскость сместителя представляет собой в разрезе плавно изгибающуюся трещину с плотной корочкой ожелезнения шириной несколько миллиметров, иногда сдвоенную или разветвляющуюся книзу. В последнем случае, как показывают элементы залегания разрывов, происходит, по-видимому, сопряжение широтного нарушения с поперечным или диагональным. Породы лежачего бока в зоне шириной 0,2- 0,3 м слабо уплотнены и слегка рассланцованы, в висячем боку уплотнения и рассланцевания не наблюдается. Широтные разломы наклонены друг к другу: один (северный) под углом 55°, другой 70°. Они смещают сходные в литологическом отношении породы ольховской свиты и не сопровождаются приразломными пластическими деформациями, поэтому их кинематический тип непосредственными наблюдениями установить не удается. Залегающие между этими нарушениями шоколадные ленточные глины рассечены двумя системами сопряженных трещин, каждая из которых параллельна одному из широтных разломов. Амплитуда смещений маркирующих горизонтов белых мучнистых туфов по этим трещинам изменяется от нескольких дециметров до 5 м , а характер смещений однозначно указывает на их сбросовую природу, что подтверждается и ориентировкой осей эллипсоида локальных тектонических напряжений (см. табл. 1).

По поперечному разлому на рассматриваемом участке шоколадные ленточные глины ( 20 м ) контактируют с залегающими стратиграфически ниже аллювиальными конгломератами (10- 15 м ), диагональное нарушение проходит внутри литологически однородной средней пачки ольховской свиты (песчаники с прослоями конгломератов). Разломы крутые (78-80°) и не сопровождаются пластическими деформациями (хрупкий разрыв), плоскости сместителей прямолинейны, уплотнение и рассланцевание пород отмечается по обе стороны от них. На плоскости сместителя диагонального нарушения видны борозды скольжения, образующие с направлением линии падения угол 40-45°.

Если рассматривать диагональный и поперечный разрывы как сопряженные нарушения, их, учитывая ориентировку осей усредненного тензора локальных тектонических напряжений (см. табл. 1), следует считать соответственно лево- и правосторонним сдвигами с небольшой компонентой вертикального (сбросового) перемещения крыльев. Таким образом, первые из них, составляющие с осью сдвиговой зоны угол 30°, являются синтетическими и относятся к вторичным сколам группы R (см. рис. 1, в, рис. 2), тогда как вторые, антитетические должны быть отнесены к поперечным разрывам группы R'. Тот факт, что они образуют с направлением сдвиговой зоны угол, больший 90° (~100°), вероятно, объясняется некоторым их вращением в процессе деформации сдвигания.

Ориентировка осей локальных напряжений, с которыми связано возникновение сдвигов Риделя (R и R'), хорошо согласуется с положением усилий, вызвавших образование широтных сбросов. Для обоих случаев характерно субмеридиональное направление и очень пологий (2-4°) наклон оси наибольшего растяжения (σ₁') при субширотном положении оси промежуточных по величине напряжений (σ₂'). Можно поэтому считать, что широтные сбросы представляют собой структуры 3-го порядка и возникли из трещин отрыва, располагавшихся у продольных окончаний сдвигов Риделя в тыловых частях обусловленных ими секторов растяжения (см. рис. 1 , б, рис. 2).

Диагональные, поперечные и широтные разрывные парагенезисы в бассейне р. Мутной имеют отчетливое геоморфологическое выражение, причем последние всегда располагаются у продольных окончаний первых двух. При сбросовом характере широтных нарушений это указывает на левостороннее сдвигание вдоль диагональных (R) и правостороннее - вдоль поперечных (R') разрывов, что полностью соответствует левостороннему латеральному перемещению крыльев всей сдвиговой зоны. Соответствует теории и ориентировка сместителей сдвигов Риделя: синтетические нарушения (R) наклонены в сторону оси сдвиговой зоны, а антитетические (R') - по направлению латерального перемещения масс.

Вторичные разрывные структуры, связанные с ростом Прибрежного разлома в юго-восточном направлении, распространены между районами среднего течения р. Оленьей и устья р. Стремительной. Плоскость основного разлома разветвляется по простиранию, причем вдоль расположенного на ее продолжении осевого разрыва новейшие отложения повсеместно контактируют с габброидами. Большинство продольных вторичных разрывных нарушений расположено в поле распространения новейших отложений, т.е. в секторе сжатия и, следовательно, относятся к группе А₂ схемы Чиннери (см. рис. 1, а, рис. 2). Их сместители имеют крутое (70-75º) падение на юго-запад или запад-юго-запад, а амплитуда вертикального (сбросового) смещения достигает 200- 250 м . Крупные нарушения сопровождаются большим числом параллельных им мелких сколов с незначительным смещением крыльев. В среднем течении р. Оленьей по системе таких трещин наблюдается восходящая разгрузка сероводородных вод. Здесь же некоторые трещины выполнены молочно-белым кальцитом мощностью около 0,1 м .

Довольно отчетливо проявлены вторичные сколы группы В, которые, как и у северо-западной оконечности Прибрежного разлома, имеют падение по направлению латерального перемещения его крыльев. В секторе растяжения, где эти разрывы рассекают габброиды, они круто (65-80º) наклонены на северо-запад (325-335°). Здесь по этим нарушениям заложены тальвеги многих ручьев, а также отрезки долин среднего течения р. Оленьей и низовья р. Стремительной. Нередко на плоскостях сместителей наблюдаются отчетливые горизонтальные борозды скольжения, указывающие на сдвиговый характер перемещения крыльев (р. Оленья и др.). В секторе сжатия сколы этой группы несколько более полого (50-60°) наклонены на юго-восток (140-160°) и вблизи дневной поверхности еще больше выполаживаются в сторону лежачего крыла. В обнажениях они выглядят как малоамплитудные (от нескольких дециметров до первых метров) взбросы, но в соответствии с ориентировкой траекторий локального поля тектонических напряжений (см. табл. 1) указанные нарушения являются сдвиго-взбросами с характерным для антитетических сколов группы В правосторонним перемещением крыльев по латерали.

На значительном протяжении вторичные разрывные парагенезисы, развившиеся перед юго-восточным продольным окончанием Прибрежного разлома в секторе сжатия, погребены под мощной (около 400- 500 м ) толщей новейших отложений. По этой причине над ними сформировалась сдвиговая зона шириной 1,5- 1,7 км , представленная синтетическими и антитетическими сколами групп R и R' (рис. 1, в, рис. 2). Первые составляют с простиранием осевого разлома угол 30° и наклонены по направлению к нему (азимут линии падения 30-35°) под углом 55-70°, вторые имеют более крутое (70-75°) падение на юго-восток (155-165°) в соответствии с латеральным перемещением пород в секторе сжатия. Усредненные траектории главных осей локального поля тектонических напряжений (см. табл. 1) указывают на то, что синтетические разрывы относятся к категории левосторонних, а антитетические - правосторонних сдвигов с небольшой взбросовой компонентой перемещения крыльев. Это подтверждается и характером пластических деформаций - изменением простирания слоев в приразломных зонах.

Густота и генетическое разнообразие вторичных разрывных нарушений возрастают с северо-запада на юго-восток и достигают максимума на морском побережье у подножья горы Высокой. Здесь их можно наблюдать в протяженном (~ 1 км ) высоком (более 200 м ) обрыве, вскрывающем разрез ольховской свиты под маломощным (10- 15 м ) нижнечетвертичным аллювием, а также в цоколе 30-метровой позднечетвертичной морской террасы (рис. 5). На динамическую обстановку данного участка большое влияние оказывает то, что в 0,5 км от берега осевой разлом отклоняется к югу (см. рис. 2) и приобретает субмеридиональное (170°) простирание, что вызывает дополнительное сжатие в лобовой части блока, движущегося на юго-восток [Буртман и др., 1963]. В береговом обрыве осевой разлом представлен серией отстоящих друг от друга на небольшое расстояние (от нескольких метров до 10- 15 м ) субвертикальных и имеющих крутое (75-85°) падение к западу плоскостей или зон милонитизации мощностью около 1,2 м . Вдоль самой западной из них рассланцованные в лежачем крыле габброиды контактируют с ольховской свитой.

В секторе сжатия, где мощность новейших отложений достигает нескольких сотен метров, вторичные разрывные нарушения сдвиговой зоны и продольного окончания сдвига обладают сходной ориентировкой и близкой морфологией. Различаются они только тем, что первые бескорневые, а вторые проникают в породы кристаллического основания, что доступно наблюдению далеко не всегда (см. рис. 5). Так, развитые на этом участке крупные продольные вторичные разрывы, вытянутые в северо-западном направлении (325-340°) и наклоненные под углом 55-70° на юго-запад, могут относиться к группам А₂ или L. Уже в 30 м от осевого разлома по одному из таких нарушений, имеющему характер взбросо-сдвига, габброиды налегают на «синие глины» ольховской свиты. Таким образом, это нарушение можно считать вторичным сколом, сформировавшимся перед продольным окончанием сдвига (группа А₂ схемы Чиннери). В 150- 200 м к юго-западу отмечается еще один вторичный разрыв, субпараллельный первому. Вдоль него нижние горизонты ольховской свиты контактируют с алевропесчаниками и алевролитами ее средней пачки. Плоскость сместителя в целом совпадает с подошвой одного из пластов висячего крыла и выполаживается по падению. Последнее обстоятельство, по-видимому, указывает на то, что разрыв является бескорневым и возник из плоскости облегченного межслоевого скольжения в процессе развития пластической деформации. Его, таким образом, следует считать сформированным в надразломной сдвиговой зоне и относить к группе L, включающей наиболее поздние вторичные разрывы. В лежачем крыле этого нарушения пласты ольховской свиты срезаны плоскостью сместителя, а их деформационная структура характерна для опущенного крыла взброса (см. рис. 5). В приразломной части висячего крыла изредка встречаются малоамплитудные складки с субвертикальным шарниром. Таким образом, рассматриваемый разрыв имеет взбросо-сдвиговую (или сдвиго-взбросовую) природу. Подобная морфология в пределах Камчатского мыса характерна для многих разломов сдвигового типа в тех случаях, когда разрушение материала происходило по типу вязкого разрыва.

Поскольку вторичные нарушения групп А и L относятся к тому же кинематическому типу, что и главный разлом, последний у его юго-восточной оконечности следует считать взбросо-сдвигом. Амплитуда вертикального смещения по крутым разломам групп А₂ и L измеряется несколькими десятками метров и, возможно, иногда достигает 100 м , горизонтальную амплитуду установить не удается.

Важной чертой вторичных сколов группы L на данном участке является то, что они расщепляются на серии более мелких нарушений, образуя структуры типа «конского хвоста». По направлению к дневной поверхности (с глубины порядка 200 м ) сместители этих мелких сколов быстро выполаживаются в сторону лежачего крыла (угол падения уменьшается до 25-40°) и они приобретают вид чешуйчатых надвигов, представляя собой на самом деле надвиго-сдвиги. Амплитуда перемещения крыльев нарушений по восстанию плоскости сместителя изменяется от нескольких дециметров до первых метров, изредка достигая 20- 25 м и более.

В секторе сжатия на побережье широко распространены разнообразные поперечные разрывы. Как и обычно, они наклонены по направлению латерального перемещения юго-западного крыла Прибрежного разлома. Чаще всего встречаются сколы, ориентированные по азимуту 240-245°, относящиеся к группе В, хотя не исключено, что некоторая их часть является нарушениями группы R. Здесь отмечаются субширотные (265º) разрывы, являющиеся, по-видимому, поперечными по отношению к крайнему субмеридиональному отрезку осевого разлома. В обнажении оба типа разрывов выглядят как взбросы амплитудой от нескольких сантиметров до 5- 10 м и более, судя по ориентировке главных осей эллипсоида локальных тектонических напряжений (см. табл. 1), они являются правосторонними взбросо-сдвигами.

В окрестностях осевого разлома выделяются также правосторонние сбросо-сдвиги группы В (частично может быть R'), простирающиеся по азимуту 235-245°, но, в отличие от поперечных сколов такой же ориентировки, они имеют крутое падение в противоположном (северо-западном) направлении. Эти вторичные нарушения, на первый взгляд, не соответствуют динамической обстановке, существовавшей в пределах юго-западного крыла Прибрежного разлома. Их присутствие, по-видимому, объясняется тем, что в процессе развития вторичных разрывных парагенезисов роль осевого нарушения попеременно играли разные сколы группы А (или L), расположенные вблизи геометрической оси разломной зоны. Таким образом, граница между секторами сжатия и растяжения незначительно менялась во времени. Подобное же явление было характерно и для противоположного северо-западного крыла Прибрежного разлома (см. рис. 4).

С латеральным сжатием в лобовой части юго-западного крыла Прибрежного разлома связано тектоническое брекчирование интервалов ольховской свиты, представленных частым чередованием пород с резко различными физическими свойствами. Чаще всего это - переслаивание галечников и гравийников, не сцементированных из-за практически полного отсутствия заполнителя, и в разной степени литифицированных песчаников, алевропесчаников и алевролитов. Общее латеральное сжатие вызывает межслоевое скольжение на границах пластов, в процессе которого более компетентные из них расчленяются по плоскостям сколов на отдельные глыбы и при дальнейшем перемещении крошатся на более мелкие обломки. В результате в составе ольховской свиты на рассматриваемом участке распространены пласты галечников мощностью около 10- 20 м и более, содержащих глыбы и разноразмерные обломки песчаников, алевропесчаников и алевролитов, аналогичных развитым в виде выдержанных слоев выше и ниже по разрезу. Мелкораздробленный материал входит в состав заполнителя этих галечников, которые иногда имеют вид «мусорной» породы. Наличие подобных «глыбовых» горизонтов, в процессе геологической съемки ошибочно принятых за седиментационные образования, послужило причиной необоснованного выделения так называемой высокогорской свиты, что противоречит палеонтологической характеристике отложений и результатам их непрерывного прослеживания в область опорных разрезов ольховской свиты (реки: Оленья, Медвежья, Мутная).

Наконец, в секторе сжатия юго-западного крыла Прибрежного разлома распространены субмеридиональные взбросы и надвиги, которые можно рассматривать как нарушения, характерные для продольных окончаний сдвигов (см. рис. 1, б), либо как вторичные сколы сдвиговой зоны, относящиеся к группе Р, поскольку они симметричны относительно осевого разлома сколам группы R (см. рис. 2). В первом случае эти взбросы и надвиги представляют собой разрывные структуры 3-го порядка, так как обычно приурочены к продольным окончаниям вторичных разрывов (А, В, R, R'), во втором - такая приуроченность трактуется как характерная для вторичных разрывов группы Р, чаще всего соединяющих концы нарушений другого типа [Gamond & Giraud, 1982; Tchalenko, 1970]. Приведенные данные подтверждают мнение С.С. Стоянова [1977] о едином механизме формирования вторичных разрывных парагенезисов, как перед продольными окончаниями сдвига, так и над его верхним ребром в сдвиговой зоне. Выше было показано сходство между структурными позициями и морфологией вторичных разрывных нарушений групп A и L,B и R',C и сбросов, развившихся из трещин отрыва.

Малоамплитудные субмеридиональные взбросы и надвиги появляются уже в долине р. Оленьей, максимального распространения они, как и другие вторичные разрывы, достигают на морском побережье у подножья горы Высокой. Здесь интенсивное субширотное сжатие проявлено и в поле распространения верхнечетвертичной морской террасы. В ее разрезе на Ольховской свите с размывом и угловым несогласием залегает горизонт ваттовых ленточнослоистых глин мощностью 1,5- 3,0 м , перекрытый песками и галечниками и прослеженный в подобных взаимоотношениях практически непрерывно на протяжении 13 км (вплоть до горы Лахтак). Имеющие падение в противоположные стороны сместители взбросов и крутых надвигов, распространенных в толще Ольховской свиты, пересекая пачку ленточных глин, переходят в пологие поверхности скольжения по плоскостям напластования и по ее кровле как по «мыльному» слою. В результате интенсивного латерального сжатия горизонт ваттовых ленточных глин повторяется в едином вертикальном разрезе (на протяжении около 100 м по направлению движения) пять раз. Разрез представлен чередованием тонких (3- 4 м ) раздробленных тектонических пластин, состоящих из верхнечетвертичных ленточных глин и покрывающих их галечников, ольховских алевролитов и алевропесчаников, упомянутых выше брекчированных («глыбовых») горизонтов, причем в их состав на отдельных участках в валунно-галечные отложения наряду с крупными (0,8хl,5 м) блоками ольховских алевропесчаников включены пластовые (0,2x0,8 - 0,3x1,0 м) глыбы ленточных глин, иногда вместе с сохранившимися в их подошве ольховскими алевропесчаниками. Ленточные глины внутри тектонических пластин также интенсивно брекчированы, местами слоистость в них полностью уничтожена. Интересно, что песчано-галечные отложения морской террасы в основании разреза сильно уплотнены и сопровождаются тектоническим «задиранием» подстилающих ленточных глин.

Субмеридиональная ориентировка взбросов и надвигов согласуется преимущественно с субширотным положением и пологим наклоном оси наибольшего сжатия (σ₃') в локальном поле тектонических напряжений вокруг Прибрежного разлома (см. табл. 1).

В соответствии с субмеридиональным положением столь же пологой оси наибольшего растяжения (σ₁') в тыловой части северо-восточного крыла разлома на морском побережье присутствуют широтные сбросы, развившиеся, вероятно, из трещин отрыва. Они отходят от лобовых ребер сколов группы В, причем характер сочленения подтверждает правостороннее направление латерального перемещения крыльев этих антитетических разрывных структур. В тектонических блоках, ограниченных широтными сбросами, среди поля распространения меловых габброидов кое-где сохранились от размыва нижние горизонты ольховской свиты. Широтные разломы встречаются и далее в юго-восточном направлении, определяя современную конфигурацию береговой линии и тылового шва вытянутой вдоль нее голоценовой морской террасы вплоть до района Камчатского мыса. Здесь они могут быть связаны с зоной сопряжения Прибрежного разлома с крупным нарушением северо-восточного простирания, по косвенным признакам, протягивающимся на подводном склоне между траверсами мысов Камчатский и Африка.

Таким образом, по геологическим признакам Прибрежный разлом является четвертичным сбросом, вертикальная амплитуда которого изменяется от 200 до 350 м . По этому нарушению, плоскость сместителя которого круто (70° и более) наклонена на юго-запад, верхнемеловые габброиды контактируют с нижнечетвертичным аллювием и местами с ольховской свитой. Вместе с тем вторичные разрывные парагенезисы, наблюдаемые в зоне динамического влияния этого разлома, однозначно указывают на левостороннее латеральное перемещение его крыльев, причем по кинематическому типу северо-западная оконечность разлома относится к категории сбросо-сдвигов, а юго-восточная - взбросо-сдвигов. Синтезируя все данные, можно предполагать, что Прибрежный разлом в целом является левосторонним сдвигом с небольшой сбросовой или взбросовой компонентой перемещения крыльев, обусловленной относительным вращением крыльев по плоскости сместителя.

По всей вероятности, разлом зародился на границе плиоцена и плейстоцена. Его тектоническая активность проявлялась еще в голоцене и, по-видимому, сохранилась до наших дней.

Разлом р. Ольховой-1

Между устьями рек Пикеж и 1-я Перевальная на побережье Берингова моря обнажается мощная, достигающая ширины 7- 8 км , зона дислокаций, пересекающая хребет Камчатского мыса в северо-западном направлении. Внутри нее отмечается наибольшее сгущение разломов разной ориентировки и различных кинематических типов. Породы складчатого фундамента интенсивно кливажированы, часто встречаются многочисленные зеркала и борозды скольжения, тектонические брекчии, милониты и мелкие блоки серпентинитов. Степень тектонической переработки пород и ширина зоны постепенно уменьшаются к северо-западу. В бассейне верхнего течения реки Ольховой-1 на ее левых притоках осевая часть зоны представляет собой широкую (около 0,7 км ) полосу, в пределах которой породы превращены в бесструктурную щебенчато-глинистую массу с взвешенными в ней крупными глыбами брекчированных меловых, палеогеновых и миоценовых пород размером несколько десятков метров. Рассматриваемую зону тектонических дислокаций связывают с глубинным Пикежским разломом, который, как и другие нарушения северо-западного простирания, был выделен В.А. Селивестровым, М.Ю. Хотиным и Б.К. Долматовым в процессе геологической съемки как правосторонний взбросо-сдвиг. К северо-западу от среднего течения руч. Буйного (левый приток р. Ольховой-1) она скрывается под покров новейших отложений и далее в северо-западном направлении прослеживается по геофизическим данным вплоть до сочленения с Восточно-Камчатским разломом. По внешним признакам Пикежский разлом напоминает древнюю сдвиговую зону, которая по геологическим данным проявляла наибольшую тектоническую активность в палеогене и завершила свое развитие в конце среднего миоцена. В неотектоническую эпоху некоторые гораздо меньшие по ширине отрезки зоны были активизированы. Два неотектонических разлома северо-западного простирания (325°), по которым новейшие отложения контактируют с меловыми породами, протягиваются, кулисообразно подставляя друг друга на 17 км: от берега моря в районе устья р. 1-й Перевальной до верховьев руч. Буйного. Судя по взаимоотношениям с широтными сбросами, они являются левосторонними сдвигами (сбросо- или взбросо-сдвигами). Еще один сдвиг, названный нами разломом р. Ольховой-1, смещен на 6 км к северо-востоку. Он начинается в районе устья руч. Буйного и протягивается далее в северо-западном направлении практически вдоль северо-восточного фланга геофизической аномалии, трассирующей глубинный Пикежский разлом. Мощность новейших отложений здесь достигает 250- 350 м , поэтому над разломом сформировалась сдвиговая зона шириной порядка 1 км , простирающаяся по азимуту 325°. На протяжении 4 км (между устьями руч. Буйный и Сун) с ней совпадает долина р. Ольховой-1, где в многочисленных обнажениях можно наблюдать дислокации плиоцен-четвертичных осадков (рис. 6). К северо-западу от этого участка сдвиговая зона попадает в область распространения низких аккумулятивных террас и по поверхностным признакам не прослеживается. Характерно, что вне пределов сдвиговой зоны, в верхнем течении р. Ольховой-1 плиоцен-четвертичные отложения залегают спокойно, полого (10-12°), имеют падение на север-северо-запад в соответствии с общей сводово-глыбовой неотектонической структурой района.

Интересующий нас участок долины р. Ольховой-1 приурочен к лобовой части юго-западного крыла одноименного разлома, который, как и все разрывные нарушения северо-западного простирания, в неотектоническую эпоху характеризуется существенной компонентой левостороннего горизонтального перемещения масс. Из-за такого пространственного положения участка вторичное структурообразование в его пределах осуществлялось в обстановке интенсивного латерального сжатия, имеющего в соответствии с направлением главных осей тензоров локального поля тектонических напряжений (см. ниже) субширотную ориентировку. Начальные стадии развития вторичных структур, вероятно, выражались в зарождении пологих субмеридиональных эшелонированных складок продольного изгиба, фрагменты которых наблюдаются в низовьях руч. Буйного и на р. Ольховой-1 в районе их устьев. Этому процессу благоприятствовало наличие в разрезе ольховской свиты пачек мощностью около 20 м , состоящих из ритмичного переслаивания алевролитов и алевропесчаников с рыхлыми песками и галечниками. Как и в соответствующем тектоническом блоке в окрестностях Прибрежного разлома, в указанных интервалах разреза породы ольховской свиты местами послойно брекчированы. То, что брекчирование происходило в процессе интенсивного межслоевого скольжения пород, подтверждается S-образными структурами, образованными фрагментами тонких (первые сантиметры) слоев алевропесчаника, заключенными в более мощные (1- 2 м ) пласты песков. В обнажении, расположенном против устья руч. Буйного (см. рис. 6, обн. 10), можно наблюдать, как пологие (10-20º) плоскости межслоевого скольжения переходят в косые сколы, крутизна которых быстро увеличивается по восстанию от 20-30° до 55-65º. Судя по сопровождающим их пластическим деформациям, они характеризуются существенным левосторонним горизонтальным перемещением крыльев и представляют собой вторичные синтетические разрывы группы R, возникшие в сдвиговой зоне разлома р. Ольховой-1 (рис. 7). Подобное же нарушение встречено и в верхней части склона горы Двойной (рис. 8, обн. 11), примерно в 0,5 км к север-северо-западу от ее вершины. Они простираются на северо-запад (310-315°), составляя с направлением общего сдвигания по главному разлому угол 15-20°. Плоскости сместителей наклонены на северо-восток по направлению к оси зоны под углом 55-60°. Антитетические разрывы группы R' (низовье руч. Буйного, р. Ольховая-1 в 0,7 км ниже ее устья) имеют незначительную длину и амплитуду, так как встречаются внутри однородных в литологическом отношении пачек. Они характеризуются невыдержанными простираниями (от 30 до 60°), что, вероятно, связано с некоторым вращением в процессе сдвиговой деформации, и крутым (75°) падением на юго-восток в сторону латерального перемещения юго-западного крыла разлома р. Ольховой-1. Приразломные пластические дислокации указывают на то, что разрывы северо-восточного простирания характеризуются правосторонним латеральным перемещением крыльев. Восстановленный по синтетическим и антитетическим разрывным нарушениям обобщенный тензор локальных тектонических напряжений имеет примерно такую же ориентировку главных осей, как в сдвиговой зоне Прибрежного разлома (см. табл. 1): σ₃' - 88°∟6°; σ₂' - 356°∟27°; σ₁' - 195°∟62°. С учетом этого вторичные разломы обеих указанных систем являются взбросо-сдвигами.

В долине р. Ольховой-1 широко распространены взбросы и надвиги, имеющие субмеридиональную ориентировку, согласующуюся с положением оси наибольшего сжатия (σ₃'). Малоамплитудные (сантиметры и первые дециметры) трещины взбросового типа широко распространены в разрезе ольховской свиты, повсеместно выступающей здесь в цоколях речных террас. Более крупные нарушения смещают не только породы цоколя, но и залегающий на них аллювий (вплоть до верхнеголоценового).

Субмеридиональный надвиг амплитудой более 150 м отмечен на правом берегу крутого врезанного меандра р. Ольховой-1, в 1,3 км ниже устья руч. Буйного (см. рис. 8). В разрезе высоко поднятого цоколя 70-80-метровой раннечетвертичной террасы здесь присутствует лахтакская толща и подстилающая ее ольховская свита с пологим (13-26º) падением на север-северо-запад в сторону депрессии оз. Нерпичьего. Лахтакская толща представлена пачкой плохо сортированных мореноподобных диамиктитов (7- 8 м ) в кровле с горизонтом ленточнослоистых песков и алевритов (1,5- 2,5 м ), которая вниз по разрезу сменяется мощной (25- 27 м ) пачкой слоистых, довольно хорошо сортированных и окатанных преимущественно мелких галечников. Она с размывом залегает на алевритистых песчаниках и песчанистых алевролитах ольховской свиты видимой мощностью около 40 м , содержащей в верхней части многочисленные тонкие (дециметры), выдержанные по простиранию слои песков и галечников. Плоскость надвига полого (20°) наклонена на запад и возникла, по всей вероятности, из плоскостей межслоевого скольжения. Тектонически сдвоенными по ней оказываются отложения лахтакской толщи и верхней (ритмично слоистой) части ольховской свиты (15- 20 м ). На разные горизонты аллохтона с отчетливым угловым несогласием налегает 3-4-метровая пачка преимущественно песчаного нижнечетвертичного аллювия.

В 0,6- 0,7 км севернее в цоколе 11-метровой (конец позднего плейстоцена) террасы обнажается регрессивная последовательность осадков ольховской свиты: глины, алевриты и пески со скрытой ленточновидной слоистостью, перекрытая слоистыми галечниками лахтакской толщи. По плоскости крутого (50°) надвига, наклоненного на запад (275°), эти отложения контактируют с плохо сортированными валунными галечниками 11-метровой террасы. Амплитуда надвига составляет около 50 м по плоскости, совпадающей с поверхностью напластования ленточнослоистых глин. Поскольку рассматриваемое тектоническое событие происходило в конце позднего плейстоцена, когда современная 11-метровая терраса находилась еще в режиме поймы, деформационная структура по границе резкого углового несогласия перекрыта маломощным (2- 3 м ) горизонтом валунно-галечного рельефообразующего аллювия.

Рассматриваемые нарушения сопряжены с прямолинейным уступом северо-западного (315°) простирания, разделяющим аллювиальные террасы и, возможно, совпадающим с вторичным диагональным разрывом группы R, представляющим собой левосторонний взбросо-сдвиг. Это подтверждается расположением субмеридиональных взбросов у юго-восточного продольного окончания предполагаемого взбросо-сдвига, в лобовой части обусловленного им сектора сжатия (см. рис. 6). По отношению к разлому р. Ольховой-1 субмеридиональные нарушения в этом случае следует рассматривать как структуры 3-го порядка. Возможно, к ним относится и надвиг, встреченный в цоколе высокой раннечетвертичной террасы (см. рис. 8), однако его связь со сдвигами Риделя не установлена. Не исключено, что они на этом участке присутствуют под покровом современного аллювия.

Большой интерес представляет практически современный тектонический покров, экспонированный в излучине правого берега р. Ольховой-1 в 0,8 км ниже устья руч. Буйного (рис. 9). Он расположен в секторе сжатия перед лобовой гранью «сдвига Риделя» (R), плоскость которого рассекает новейшие отложения в разрезе лахтакской террасы к северу от вершины горы Двойной (см. рис. 6, обн. 9). Покров развит в разрезе первой надпойменной террасы. В ее цоколе до высоты 1- 1,5 м над рекой обнажаются голубовато-серые плохо сортированные алевритистые песчаники ольховской свиты с гравием, «плавающей» галькой и тонкими прослоями песка. Породы имеют пологое (15-20° и менее) падение на север (355-10°). По границе размыва и углового несогласия они перекрыты плохо сортированными и окатанными валунными галечниками мощностью 1- 3 м , представляющими собой голоценовый аллювий первой надпойменной террасы. На протяжении 100 м вдоль по излучине реки поверхность этого аллювия почти повсеместно фиксирована тонким (0,05- 0,3 м ) пластом торфа, тектонически перекрыта пластиной аллохтонных пород, образующих на поверхности террасы грядообразное всхолмление высотой около 7 м . В основании аллохтона залегают голубовато-серые алевритистые песчаники, аналогичные породам цоколя террасы, но лучше сортированные, мощностью 3- 4 м . Идентичность пород автохтона и аллохтона и их ольховский возраст доказывается составом диатомовой флоры (табл. 2), включающей 52 морских вида и среди них большое число вымерших форм.

Вдоль подошвы алевритистые песчаники аллохтона в зоне мощностью около 0,2 м рассланцованы и ожелезнены, в их основании - цепочка уплощенных галек и небольших валунов, иногда вдавленных в торф. На этих породах с размывом залегают разрыхленные гравийно-галечные отложения с редкими валунами, имеющие мощность примерно 2- 3 м , сходные с голоценовым аллювием автохтона. Они формируют поверхность аллохтонной пластины, характеризующуюся беспорядочной мелкой бугристостью. Таким образом, в приведенном разрезе тектонически сдвоенным оказывается горизонт голоценового аллювия. Абсолютный возраст торфа по радиоуглеродному методу непосредственно под породами аллохтона составляет по двум образцам 2470±100 лет (ГИН-2036) и 2310±60лет (ГИН-2035а), древесина из этого торфа датирована временем 1970±40 лет (ГИН-2035), следовательно, рассматриваемое тектоническое событие произошло не ранее двух тысячелетий назад.

Судя по ориентировке зоны распространения грядового рельефа на поверхности первой надпойменной террасы, надвиг, являющийся «корнем» рассматриваемого покрова, протягивается параллельно руслу реки, сопрягаясь с продольным окончанием диагонального взбросо-сдвига в секторе сжатия. Амплитуда шарьяжа определяется шириной полосы развития гряд и составляет 40- 60 м . Тектонический покров двигался по торфянику, залегавшему на поверхности террасы, как по «мыльному» слою. Тем не менее, трение, препятствовавшее перемещению покрова, приводило к тому, что в процессе своего движения он «крошился» на более мелкие блоки, разделенные надвигами. На отдельных участках торф был сорван, а «содранные» с поверхности террасы галечники сгруживались перед фронтом тектонического покрова (бульдозерный эффект). Ориентировка малоамплитудного надвига (138°∟38°), по которому фронтальная часть покрова налегает на сгруженный перед ней аллювиальный материал, указывает на то, что движение масс осуществлялось в северо-западном направлении, как это и должно быть при левостороннем смещении крыльев материнского «сдвига Риделя» (см. рис. 6; рис. 9, а).

Северо-западное продолжение этого сдвига трассируется по системе нарушений, вытянутых в том же направлении. На расстоянии 0,2 км от охарактеризованного выше тектонического покрова на противоположном (левом) берегу р. Ольховой-1 по плоскостям таких нарушений, наклоненным под углом 25-30° по азимуту 40-65°, породы ольховской свиты налегают на позднеголоценовые аллювиальные галечники (см. рис. 9, б). Дислокации здесь по границе углового несогласия срезаны горизонтом рельефообразующего аллювия, следовательно, 4-метровая терраса (ныне первая надпойменная) около 2 тысяч лет назад находилась еще в режиме поймы. Примерно в 1,5 км северо-западнее (см. рис. 6, обн. 1) на плохо сортированные валунные галечники современной долины р. Ольховой-1 с прослоями старичных глин, содержащих линзы торфа, по пологому нарушению такой же ориентировки надвинута верхняя часть ольховской свиты вместе с перекрывающими ее слоистыми галечниками и морено-подобными диамиктитами лахтакского возраста. По всей вероятности, нарушения, экспонированные в обнажениях 1; 6; 7 (см. рис. 6), являются фрагментами единого диагонального разрыва группы R, составляющего с осью сдвиговой зоны угол 15°. Можно предполагать, что поскольку он расположен на продолжении крутого (70-75°) взбросо-сдвига, вниз по разрезу плоскость его сместителя также становится более крутой. Таким образом, по кинематическому типу рассматриваемые пологие нарушения представляют собой надвиго-сдвиги, вниз по падению сместителя переходящие во взбросо-сдвиги.

Выполаживание сместителей в сторону лежачего крыла, как и в лобовой части сектора сжатия Прибрежного разлома, характерно также для продольных разрывов (взбросо-сдвигов) группы L. Так, в 0,6 км ниже устья руч. Буйного на левом берегу р. Ольховой-1 (см. рис. 6, обн. 8) по пологому нарушению, наклоненному под углом 40-65° на юго-запад (240-255°), ленточные глины нижней пачки ольховской свиты в цоколе 7-метровой террасы контактируют с алевропесчаниками средней пачки. Подобная ориентировка плоскости сместителя вторичного разрыва группы L указывает на то, что главный разлом, рассекающий породы фундамента, характеризуется падением на юго-запад.

В 0,4 км по простиранию разрыва (см. рис. 6, обн. 5) 10-15-метровый горизонт ленточных глин по пологой (18-20°) плоскости сместителя, с азимутом падения 230-240° надвинут на слоистые галечники 20-метровой речной террасы, в результате чего пласт верхнечетвертичного аллювия этой террасы мощностью до 10 м оказался тектонически сдвоенным. Амплитуда надвиговой компоненты смещения составляет не менее нескольких десятков метров. Аллювиальные отложения автохтона залегают на алевропесчаниках. Ленточные глины в аллохтоне участками гофрированы, близ подошвы в них затянуты тонкие (0,5- 1,0 м ) линзы подстилающих галечников протяженностью около 10- 15 м . Так же как и в разрезе 11-метровой террасы, расположенном в 1 км севернее, деформационная структура здесь частично срезана и по границе углового несогласия перекрыта маломощным (2- 3 м ) горизонтом рельефообразующего валунно-галечного аллювия.

Таким образом, в бассейне р. Ольховой-1, как и на побережье Камчатского залива, вторичные разрывы, сформированные в зоне динамического влияния разлома фундамента, относящегося к сдвиговому типу, проявляли тектоническую активность, начиная с послелахтакского времени (т.е. с раннего плейстоцена) и, по-видимому, сохранили ее до наших дней.

Предыдущими исследователями неотектонические взбросы, надвиги и шарьяжи, а также обусловленные ими многократные повторения одних и тех же литологических горизонтов в долине р. Ольховой-1 отмечены не были. Вследствие этого при составлении опорного разреза ольховской свиты в него были ошибочно включены чешуи галечников лахтакской толщи и валунно-галечных отложений четвертичных террас. Неправильная расшифровка неотектонической структуры привела и к необоснованному завышению мощности ольховской свиты, оцениваемой в 1000 м , тогда как по нашим наблюдениям она здесь не превышает 300- 350 м .

Общая схема разломной тектоники района

Наблюдения на побережье Камчатского залива, а также в бассейнах рек Ольховая-1 и Белая, показывают, что в пределах Камчатского мыса разломы северо-западного простирания характеризуются левосторонним сдвиговым перемещением крыльев. Многочисленные разломы этого направления были выделены в процессе геологической съемки и дешифрируются на аэрофотоснимках. На геологической карте они обычно трассируются до края наложенной неотектонической впадины и далее скрываются под мощной (сотни метров) толщей новейших отложений. Можно предполагать, что подобно побережью Камчатского залива и долине р. Ольховой-1, эти разломы продолжаются и в фундаменте впадины, формируя в ее чехле вторичные разрывные и складчатые структуры сдвиговых зон. Одна из таких зон наблюдалась нами на р. Белой. В среднем течении этой реки прекрасно обнажена плоскость разлома, относящегося, вероятно, к группе A₁, по которой верхнемеловые кремнисто-вулканогенные породы контактируют с ольховской свитой и лахтакской толщей (включая мореноподобные отложения). Сместитель круто (78-88°) наклонен на северо-восток (25-45°), на его поверхности отчетливо видны диагональные по отношению к линии падения борозды скольжения Новейшие осадки рассечены густой сетью более мелких нарушений сдвигового и надвигового типов.

Рассмотрение схемы новейшей разрывной тектоники п-ова Камчатский (рис. 10) позволяет высказать предположение о том, что разломы фундамента типа Прибрежного, р. Ольховой-1 и р. Белой, имеющие протяженность 15- 20 км (локальные по классификации С.И. Шермана [1977]), являются вторичными продольными разрывами группы А [Стоянов, 1977; Chinneri, 1966], развившимися перед северо-западным окончанием гораздо более крупного разлома, который, следовательно, также должен характеризоваться существенной левосторонней компонентой латерального перемещения крыльев. Часть этих нарушений, например, Прибрежный разлом, сформировалась в неотектоническую эпоху, часть (разлом р. Ольховой-1 и др.) образовалась в доорогенную стадию и была активизирована в плейстоцене, что, возможно, сопровождалось сменой знака горизонтального перемещения их крыльев. Главный разлом, скорее всего, трассируется северо-западным отрезком Алеутского глубоководного желоба, имея протяженность не менее 250- 300 км , и относится, таким образом, к категории крупнейших (генеральных, по С.И. Шерману) разрывных структур. Это подтверждается юго-западным наклоном плоскостей локальных разломов северо-западного простирания, в случае справедливости предлагаемой схемы направленным в сторону осевого продолжения главного (генерального) разлома. Левостороннее латеральное перемещение масс вдоль западной ветви Алеутского желоба не согласуется с концепцией тектоники плит, в соответствии с которой здесь должно было бы наблюдаться правостороннее сдвигание.

Диагональные разрывы северо-восточного простирания, развитые в пределах антиклинория Камчатского мыса, с рассматриваемых позиций являются вторичными сколами группы В, поперечными по отношению к северо-западной оконечности Командорского разлома. Они должны характеризоваться правосторонним сдвиговым перемещением крыльев. По всей вероятности, разрывные нарушения этого типа распространены и в фундаменте наложенной впадины, формируя сдвиговые зоны северо-восточной ориентировки, однако для их обнаружения необходимы более детальные исследования. Один из таких разломов по геофизическим данным выявлен на подводном склоне против устья р. Медвежьей. К нему, по-видимому, приурочена долина этой реки.

Другим генеральным разломом, определяющим общую морфоструктуру района, является крупное нарушение, протягивающееся вдоль подножья хр. Кумроч и пересекающее мыс. Кроноцкий в его основании. Этот Восточно-Камчатский разлом, как и предполагалось геологами-съемщиками, должен обладать существенной компонентой правостороннего сдвигания, а на Кроноцком полуострове он, по-видимому, представляет собой правый взбросо-сдвиг (нередко его здесь считают крутым надвигом). Надвиговый характер нарушения, в соответствии с данными М.Н. Шапиро, наиболее отчетливо проявлен на его субмеридиональных отрезках, что вполне согласуется с правосторонним перемещением крыльев разлома там, где он имеет диагональное простирание. По всей вероятности, п-ов Камчатский расположен у северо-восточного продольного окончания указанного разлома. В этом случае неотектоническая впадина озер Нерпичьего - Столбового оказывается приуроченной к тыловой части сектора растяжения, а ее прогибание указывает на значительную глубину Восточно-Камчатского разлома и на его сохраняющуюся тектоническую активность (см. рис. 10).

Почти все геоморфологические особенности п-ова Камчатский, включая его конфигурацию, в плане обусловлены сочетанием диагональных разрывов сдвигового типа и субширотных сбросов; меньшую роль играют субмеридиональные складки, взбросы и надвиги. Субмеридиональные сбросы, определяющие морфоструктуру полуострова между мысами Африки и Сивучий, а также на некоторых других участках, являются реликтовыми структурами, унаследованными от плиоценового этапа развития.

Таким образом, горизонтальные перемещения масс по сдвигам образуют разнопорядковые вторичные разрывные парагенезисы, причем длина однотипных вторичных разрывов разных порядков может изменяться от 15- 20 км до нескольких сотен метров. Столь же существенно различаются и амплитуды перемещений. Дж. Чаленко [Tchalenko, 1970] показал, что подобное единообразие тектонических деформаций происходит и на микроскопическом уровне.

ЗОНЫ ДИНАМИЧЕСКОГО ВЛИЯНИЯ СДВИГОВ НА ПРИМЕРЕ РАЙОНА о-ва КОЛГУЕВ

Камчатский мыс - характерное звено современного подвижного пояса, относящегося к так называемым активным континентальным окраинам. Ниже на примере о. Колгуев будут рассмотрены вторичные структуры, возникающие в сдвиговом поле тектонических напряжений, внутри типично платформенной области, которая считается частью пассивной континентальной окраины Атлантического типа.

Основные черты геологического строения

Остров Колгуев - крупная неотектоническая морфоструктура, расположенная на акваториальном продолжении эпибайкальской Печорской плиты. По результатам геофизических и буровых работ подтвердились представления Н.С. Шатского, B.C. Журавлева и Р.А. Гафарова, И.П. Хераскова, Э.Э. Фотиади и др. о том, что в фундаменте плиты выделяются внутренняя и внешняя зоны рифейской геосинклинали. Граница между ними проводится вдоль вытянутого на северо-запад узкого и глубокого прогиба, который обычно считается внутриплатформенным авлакогеном. К нему приурочен инверсированный по девонским и более молодым отложениям Печоро-Кожвинский мегавал, а также кулисно подставляющий его на северо-западе Шапкино-Юрьяхинский вал. Последний продолжается в акваторию, а разломы, с которыми он связан, по геофизическим данным прослеживаются к северо-востоку от о. Колгуев. Таким образом, остров входит во внешнюю миогеосинклинальную зону рифеид, для фундамента которой характерно преобладание в разрезе сланцев различных степеней метаморфизма.

Мощность осадочного чехла в пределах острова в целом возрастает в северо-западном направлении и изменяется от 3-4 до 8- 8,5 км . В его разрезе, как и повсеместно, на севере Печорской плиты, выделяются три группы формаций, объединенных в нижний терригенно-карбонатный, средний (преимущественно карбонатный) и верхний терригенный комплексы. В состав последнего входят породы ордовика, силура, франского яруса, среднего девона, представленные известняками, мергелями и доломитами с прослоями аргиллитов, песчаников и кварцитовидных песчаников, а также ангидритов. Пластовые скорости в этих породах составляют 4,3-4,4 км/с, резко возрастая до 6,15 км/с в ангидритах. Средний карбонатный комплекс (мощность порядка 1,5- 2 км ) охватывает породы от фаменского до артинского возраста. Это - известняки, доломиты и мергели с редкими прослоями глин и алевролитов. Пластовые скорости здесь изменяются от 4,1 до 4,8 км/с. Верхний терригенный комплекс имеет мощность от 1,9 до 2,9 км . Помимо новейших отложений, он включает породы мела, юры, триаса, верхней перми, кунгурского и верхней части артинского ярусов. Комплекс подразделяется на несколько структурно-формационных ярусов (N₂ - Q, К, J, T, Р₂ - P_1а), разделенных границами размыва и углового несогласия. Разрез представлен глинами, аргиллитами, алевролитами с прослоями песчаников и в верхней части песков. Породы слаболитифицированы, на что указывают и низкие пластовые скорости распространения упругих колебаний, постепенно возрастающие вниз по разрезу от 1,8-2,8 км/с, и в низах комплекса достигающие 3-3,5 км/с. В новейших отложениях эти скорости составляют 1,6-1,9 км/с. Мощность последних изменяется от 20-30 до 130- 160 м . Они с глубоким размывом и угловым несогласием налегают на разные горизонты мезозойских пород, формируя аккумулятивный рельеф острова. Последний характеризуется ступенчатым строением, отчетливо проявляющимся при дешифрировании аэрофотоснимков, анализе детальной (1:25 000) топоосновы и наземных наблюдениях (рис. 11, в). Во внутренних районах обособляются несколько останцовых возвышенностей с абсолютными отметками поверхности от 100-110 до 130- 140 м (изредка до 160-180). Они окаймляются серией морских террас, каждая из которых имеет ширину от нескольких километров до нескольких десятков километров. Их поверхности представляют собой разновозрастные полого наклоненные в сторону ближайшего берега уровни аккумуляции морских осадков, разделенные пологими или крутыми склонами. Подошву такого склона можно рассматривать как древнюю береговую линию. Выделяются террасовые уровни со следующими абсолютными высотами ограничивающих их древних береговых линий: 90-100; 50-60; 40-45; 20-30; 10-12; 3-5; 1- 2 м . Число и высоты соответствующих уровней аккумулятивного рельефа о. Колгуев и Печорской низменности совпадают. Последнее, по-видимому, свидетельствует об общности новейших колебательных тектонических движений на этих площадях, включая разделяющий их участок шельфа. Указанное обстоятельство позволило автору использовать ритмостратиграфический принцип расчленения разреза новейших отложений в рамках местной стратиграфической схемы, предложенной ранее для бассейна р. Печоры [Крапивнер, 1976].

Новейшие отложения были детально изучены в практически непрерывных обнажениях прямолинейного северо-восточного берега между оз. Хыйропским и северной оконечностью острова. Общая протяженность составленного по этим данным геологического разреза равна 30 км при высоте абразионных обрывов (и, следовательно, вертикальном диапазоне наблюдений), обычно изменявшейся от 20 до 50 м .

В противоположность мезозойским и верхнепермским породам, погружающимся на северо-запад, новейшие отложения на этом участке очень полого опускаются в юго-восточном направлении, в сторону наложенной неотектонической депрессии Поморского пролива, отделяющего о. Колгуев от суши. В этом же направлении возрастает и мощность новейших осадков, нижние горизонты которых, отнесенные нами к позднему плиоцену (кипиевская свита Печорской низменности), обнажаются в цоколе четвертичных морских террас. Основную часть разреза позднеплиоценовой толщи составляют мореноподобные диамиктиты, представляющие собой плохо сортированную неслоистую породу смешанного состава (песчаные, алевритовые и пелитовые фракции в близких соотношениях). В небольшом количестве (4-6%) содержится разноразмерная, преимущественно хорошо- и среднеокатанная галька и изредка валуны, иногда довольно крупные, объемом около 1 м³ и более. Изредка встречаются обломки раковин морских моллюсков. Мощность пачки изменяется от нескольких метров до 30 м и, возможно, более. Она по границе постепенного перехода подстилается и местами перекрывается прибрежно-морскими песками, содержащими прослои галечников и морскую фауну. Мощность нижней пачки песков примерно 10- 15 м (изредка полностью выпадает из разреза), верхней - достигает 5- 8 м .

К основанию четвертичных отложений приурочен выдержанный горизонт размыва и дисперсного углового несогласия, по которому они налегают на разные пачки верхнеплиоценовых образований, а на прилегающем шельфе иногда и на мезозойские породы. Нижне- и среднечетвертичные отложения формируют рельефообразующий чехол соответственно 80-90 и 50-60-метровой морских террас. В разрезах последней на морском побережье отмечается последовательное налегание (по границам размыва) среднечетвертичных осадков на нижнечетвертичные и нижнечетвертичных на верхнеплиоценовые. В разрезе нижнечетвертичной толщи выделяется выдержанный горизонт глинистых отложений, состоящий из мореноподобных диамиктитов, сходных с вышеописанными, и замещающих их глин и алевритов. Преобладающая мощность этого горизонта 10- 15 м ; на отдельных участках изредка достигает 25- 30 м . Во многих случаях он подстилается, а иногда и перекрывается ритмично-слоистыми прибрежными песками мощностью до 10- 15 м , содержащими мелководную морскую фауну. Среднечетвертичная толща имеет сходное строение, с той только разницей, что заключенные в ней мореноподобные диамиктиты, мощность которых изменяется от 2-3 до 8- 10 м , выдержаны по латерали и не замещаются фациально осадками другого состава. Выше или ниже по разрезу нередко залегает пачка ритмичнослоистых прибрежных песков с морской фауной мощностью от нескольких метров до 25 м .

Все горизонты позднеплиоценовых, ранне- и среднеплейстоценовых морено-подобных диамиктитов охарактеризованы весьма представительными комплексами фораминифер.

Верхнечетвертичные отложения развиты на поверхности 40-45 и 20-30-метровых террас, не всегда отчетливо отделяющихся друг от друга в рельефе. Они представлены ритмично-слоистыми песками мощностью от 2-3 до 10- 12 м с базальным галечником, содержащим обильную фауну морских моллюсков и обломки углефицированной древесины. Определенный радиологическим методом абсолютный возраст последней составляет: в 2,7 км юго-восточнее устья р. Косой 42800±1000 лет (ГИН-2803), в 4,6 км юго-восточнее устья р. Великой 40170 ± 110 (СОАН-2111) и 33540 ± 830 (СОАН-2112).

Голоценовые осадки развиты в основном на юго-восточной окраине острова, формируя комплекс низких (10-12; 3-5 и 1- 2 м ) аккумулятивных морских террас. Они представлены песками, алевритами и глинами, мощность которых на побережье Поморского пролива может достигать 20- 25 м и более. В разрезах на северо-восточном берегу встречены лишь аллювиальные аналоги морских голоценовых осадков (пески с прослоями намывного торфа и галечниками в основании), мощность которых обычно измеряется первыми метрами. Их голоценовый возраст подтвержден несколькими радиоуглеродными датировками торфов, залегающих на породах цоколя в подошве аллювия. Самые древние погребенные торфа, имеющие радиологический возраст 7830±60 лет (ГИН-2808), встречены в 1 км к юго-востоку от устья р. Великой.

Наиболее выразительной чертой неотектонического развития острова являются вертикальные колебательные движения, отчетливо проявленные в рельефе и геологическом строении района. Остров выделяется как участок дифференцированных относительных поднятий, обособляющихся на фоне общего погружения площади окружающего шельфа. «Ядрами» этих поднятий являются крупные останцовые возвышенности, приуроченные к центральным частям острова (см. рис. 11, в), внутри которых, по всей вероятности, мезозойские породы выступают значительно выше уровня моря. Естественные выходы мезозойских (меловых) пород известны пока лишь на северной оконечности острова - в устье р. Конкина и к востоку от него.

Амплитуду вертикальных тектонических движений можно определить по гипсометрическому положению одновозрастных морских толщ внутри острова и на окружающей акватории. Она различна для разных структурных элементов и свидетельствует о сводово-блоковом характере движений. Максимальный размах вертикальных перемещений за четвертичное время достиг 250- 300 м в интервале 20- 30 км .

На фоне плавного и очень пологого изгиба новейших и мезозойских слоев отмечаются градиентные зоны, связанные с разломами. По геоморфологическим признакам - это широкие (около 10 км ) полосы развития линейных форм рельефа (уступы, подножья склонов, тальвеги долин и т.п.), по-видимому, приуроченные к разрывным нарушениям. Они имеют продольную, диагональную или поперечную по отношению к простиранию всей полосы разрывов ориентировку, соответствующую схеме распределения вторичных сколов сдвиговых зон (см. рис. 1, в; рис. 11, а, в). Выделяется два тектонических направления: северо-западное (310-315°) и северо-восточное (45-50°). Среди последних наиболее отчетливо выражена Южно-Колгуевская сдвиговая зона, протягивающаяся от района устья р. Песчанка в юго-западном направлении почти на 55 км (при ширине 7 км ) и пересекающая западный берег острова между устьями рек Юрочная и Васькина (см. рис. 11, в). Она является северо-западным ограничением наложенной неотектонической структуры. Поморского пролива, наиболее активное прогибание которой происходило в конце плейстоцена - голоцене. Борта прогиба и на о. Колгуев, и на противоположном берегу пролива представляют собой область распространения низких (20- 30 м и ниже) аккумулятивных морских террас.

Еще одна сдвиговая зона северо-восточной ориентировки, названная Северо-Колгуевской, пересекает северную оконечность острова. По материалам непрерывного сейсмоакустического профилирования она расположена на юго-восточном борту выделенной нами крупной неотектонической структуры - Новоземельско-Канинской седловины, разделяющей Печорскую синеклизу и Южно-Баренцевскую впадину по подошве верхнего структурно-формационного яруса.

Сдвиговая зона северо-западного простирания (Центрально-Колгуевская) пересекает центральную часть острова. Ее юго-восточная оконечность сочленяется в торец с Южно-Колгуевской сдвиговой зоной. Наконец, по геолого-геоморфологическим признакам выделяется Восточно-Колгуевская сдвиговая зона, продольный разрез которой (в ее верхней части) можно наблюдать в обнажениях абразионного северо-восточного берега. В ее экваториальной части дислокации новейших и мезозойских отложений (разрывы, складки нагнетания и пр.) видны на лентах непрерывного сейсмоакустического профилирования. На северо-западе рассматриваемая структура, по-видимому, сопрягается с Северо-Колгуевской сдвиговой зоной, на юго-востоке - заканчивается в области низких аккумулятивных террас. Существование Восточно-Колгуевского разлома не только подтверждается геоморфологическими признаками и наблюдениями в обнажениях (см. ниже), но и следует из анализа материалов наземных и морских сейсмических работ. Изогипсы отражающих горизонтов не трассируются непосредственно с островной суши в акваторию: в районе береговой зоны предполагается их существенный правосторонний изгиб (горизонтальная флексура), амплитуда которого по кровле пород среднего карбонатного комплекса достигает 20- 25 км и уменьшается вверх по разрезу.

Материалы сейсмических исследований показывают, что крупные разрывные нарушения в исследованном регионе не проникают стратиграфически выше кровли карбонатных пород артинского возраста. Можно поэтому предполагать, что жестким основанием Восточно-Колгуевской сдвиговой зоны служили не только породы фундамента, но и нижняя часть платформенного чехла до поверхности среднего карбонатного комплексу, сложенная карбонатными и литифицированными терригенными образованиями. Глубина его залегания на рассматриваемом участке составляет 1,9- 2,9 км .

В 12- 13 км к северо-востоку от предполагаемой трассы Восточно-Колгуевского разлома средний карбонатный комплекс и более глубокие горизонты платформенного чехла нарушены крупным разломом примерно такого же (305°) простирания и вертикальной амплитудой по поверхности среднего карбонатного комплекса не более 100- 150 м . Он имеет протяженность 80 км и приурочен к юго-западному борту морского продолжения Шапкино-Юръяхинского вала. Последний замыкается в зоне продольного северо-западного окончания рассматриваемого разлома, который затем кулисно подставляется Восточно-Колгуевской сдвиговой зоной. Подобные структурные взаимоотношения весьма характерны для Печоро-Кожвинского мегавала и его виргации - Шапкино-Юръяхинского вала. Таким образом, Восточно-Колгуевская сдвиговая зона представляет собой, по-видимому, крайнее северо-западное звено крупнейшей разрывной структуры, являвшейся в среднем и позднем рифее границей между внутренней и внешней зонами Тимано-Уральской геосинклинали, а в дальнейшем сохранившей тектоническую активность на протяжении всего палеозоя и, вероятно, мезозоя. Изучение Восточно-Колгуевской сдвиговой зоны поэтому, помимо чисто методического, имеет и большое практическое значение, так как позволяет выявить важные элементы геодинамической обстановки, в которой протекало неотектоническое развитие протяженных глубинных разломов северо-западного простирания, характерных для Печорской синеклизы и ее подводного продолжения.

Восточно-Колгуевская зона дислокаций

Вторичные структурные парагенезисы, характерные для сдвиговых зон, наблюдались в непрерывном разрезе, составленном при детальном изучении береговых обнажений от района оз. Хыйропское на юго-востоке до северной оконечности острова. Наибольшим распространением здесь пользуются пологие корытообразные складки поперечного изгиба, возникшие над ядрами нагнетания плывунных песков раннечетвертичного возраста. Ядра нагнетания фиксируются материалами непрерывного сейсмоакустического профилирования, в обнажениях они почти не встречаются, так как обычно расположены ниже уровня моря. Более подробно складчатость этого типа будет охарактеризована на других примерах в разделе «Складки нагнетания и диапировые структуры в терригенных отложениях», поэтому здесь мы ее не рассматриваем.

Участки горизонтального и пологонаклонного залегания новейших отложений чередуются с менее протяженными зонами распространения сильно сжатых, иногда изоклинальных складок, чешуйчатых надвигов, крутых и пологих разрывных нарушений, для которых характерна различная, но в целом вполне закономерная ориентировка в плане. Дешифрирование аэрофотоснимков и сопоставление его результатов с береговыми наблюдениями показало, что направление линейных форм рельефа (тальвегов водотоков, подножий склонов и уступов) определяется простиранием слоев или разрывных нарушений. Это позволило оконтурить площадь распространения вторичных структур, которые, как оказалось, концентрируются в полосу шириной 4,5 км , субпараллельную береговой линии (310-315°).

Среди вторичных разрывных структур Восточно-Колгуевской зоны дислокаций распространены нарушения диагональной и поперечной по отношению к ней ориентировки (см. рис.11, а, в). К диагональным относятся две системы разрывов. Первая из них имеет повсеместное распространение и характеризуется двумя наиболее часто встречающимися направлениями: 320° (315-328°) и 332° (328-340°). Вторая развита менее широко и почти не встречается северо-западнее долины р. Артельной. Она простирается по азимуту 290° (285-300°). Весьма ограниченное развитие (только на юго-восточной оконечности рассматриваемой сдвиговой зоны) имеют продольные разрывы, вытянутые по азимуту 300-305°. Поперечные разрывные структуры также представлены двумя системами нарушений с наиболее часто встречающимися азимутами простирания, равными соответственно СВ 28° (17-37°) и СВ 50° (49-62°).

Установленные закономерности соответствуют схеме распределения вторичных разрывных парагенезисов, характерных для правосторонних сдвиговых зон, что подтверждается и плановой ориентировкой складок нагнетания. В соответствии с этой схемой диагональные нарушения первой системы (315-340°), образующие с осью зоны (по направлению сдвигания) острый угол, чаще всего равный 15-27°, представляет собой вторичные синтетические сколы группы R (сдвиги Риделя). Симметричные им относительно линии простирания сдвиговой зоны диагональные сколы второй системы (285-300°) относятся к группе Р, что согласуется и с гораздо менее широким их распространением. Поперечные нарушения, вытянутые в направлении 17-38° и составляющие с простиранием сдвиговой зоны угол 70-80°, являются антитетическими сколами группы R'.

Справедливость модели, принятой для интерпретации Восточно-Колгуевской зоны дислокаций, подтверждается и величиной угла, составленного диагональными (R) и поперечными (R') сдвигами Риделя одной и той же генерации, который равен в среднем 60^о, что хорошо согласуется с экспериментальными данными В. Таннера и др.

Вторая система поперечных разрывов (49-62°), вероятно, включает сколы разных генетических типов: с одной стороны к ней могут относиться сопряженные сдвиги Риделя (R'), испытавшие наибольшее вращение, с другой - разрывные структуры третьего порядка, формирующиеся перед продольными окончаниями вторичных сколов. Последнее подтверждается тем обстоятельством, что нарушения рассматриваемой системы чаще всего являются надвигами, которые, следовательно, образовались, скорее всего, в лобовых частях секторов сжатия перед продольными окончаниями сдвигов Риделя (R), сопряженных сдвигов Риделя (R') и т.п. Правостороннее сдвигание масс вдоль Восточно-Колгуевской зоны дислокаций определяет кинематический тип и направление падения плоскостей сместителей вторичных разрывов. Так, синтетические нарушения (R, Р и Z) по определению имеют тот же знак смещения крыльев, что и сдвиговая зона в целом, а антитетические - противоположный, причем плоскости сместителей диагональных сколов (R) должны быть наклонены в сторону оси сдвиговой зоны, а поперечных (R') - по направлению латерального перемещения деформируемого материала относительно данной оси. Всем этим условиям удовлетворяют вторичные разрывные парагенезисы рассматриваемой сдвиговой зоны. В береговых обнажениях представлены сдвиги Риделя (R), сопряженные сдвиги Риделя (R'), а также надвиги и взбросы третьего порядка, характерные для продольных окончаний вторичных разрывов. Нарушения двух первых групп чаще всего экспонированы в виде крутых (обычно 70-80°) узких трещин. Их сместители обычно фиксированы черной глинкой трения толщиной от нескольких миллиметров до 1- 2 см , на отполированной поверхности которой нередко видны короткие борозды скольжения. Последние образуют с линией падения плоскости сместителя довольно значительный угол, а у нарушений группы R они вытянуты субгоризонтально. По обе стороны от разрывов в зоне мощностью от 0,1-0,2 до 0,8 м породы рассланцованы, иногда зона рассланцевания состоит из параллельных друг другу сближенных сместителей с глинкой трения на их плоскостях.

Сдвиговая природа рассматриваемых разрывных структур, помимо ориентировки борозд скольжения, доказывается сопровождающими их пластическими деформациями. Наиболее характерны сильно сжатые изоклинальные складки, встречающиеся группами, состоящими из 2-3 антиклиналей и заключенных между ними синклиналей. Они развиваются внутри отдельных пачек, представленных частым чередованием слоев различного литологического состава: тонкослоистыми нижнечетвертичными песками с пропластками алевритов и глин, меловыми глинами или глинами, расслоенными тонкими горизонтами песчаников и т.п. (рис. 12). Угол между осями складок и простиранием сдвига составляет обычно 30-40°, а непосредственно вблизи нарушения он может уменьшаться до 5-10° (см. рис. 12). Амплитуда складок достигает 15- 20 м и более, степень их сжатия нарастает по мере приближения к разрыву, в непосредственном соседстве с которым крутизна крыльев может достигать 80-85° , причем за нарушением залегание слоев чаще всего становится гораздо более спокойным, пологонаклонным. Подобное строение зон разломов с крутым, в непосредственной близости от сместителя субпараллельным ему залеганием одного крыла и гораздо более пологим падением другого характерно для вязкого разрушения. Оно, как указывалось выше, свидетельствует о зарождении крутого разрыва из плоскости облегченного межслоевого скольжения, которая могла быть весьма пологой.

Распространение деформаций рассматриваемого типа контролируется литологическим составом и текстурными особенностями отложений. В относительно мощных (несколько метров) литологически однородных пластах развиваются более пологие складки или деформационные структуры других типов. К ним относятся горизонтальные флексуры (так называемые сигмоиды), а также близкие по генезису складки волочения, для которых характерно крутое (вплоть до субмеридионального) положение шарниров. Распознавание этих структур в вертикальных обнажениях сопряжено с определенными трудностями и достигается путем анализа условий залегания пород в окрестностях сдвига, имеющего обычно диагональную по отношению к простиранию слоев ориентировку. По мере приближения к плоскости сместителя слои плавно или довольно резко приобретают субпараллельное ему простирание, причем угол падения существенно возрастает (горизонтальная флексура); в том случае если он становится весьма крутым, говорят о складках с субвертикальным шарниром (рис. 13).

Нередко среди разнообразных приразломных дислокаций сохраняются фрагменты субширотных складок, представляющих собой сильно переработанные последующими движениями реликты складчатых структур группы Fd (см. рис. 1, в). Таким образом, ориентировка в плане и кинематический тип рассматриваемых разрывов и складок согласуются с предположением о том, что они являются вторичными структурами крупной правосторонней сдвиговой зоны. Этот вывод подтверждается и направлением наклона плоскостей сместителей сдвигов Риделя (R) и сопряженных сдвигов Риделя (R') по отношению к оси зоны. В береговом разрезе, экспонированном между оз. Хыйропским и северной оконечностью острова и вытянутом вдоль простирания Восточно-Колгуевской зоны дислокации, плоскости вторичных сколов групп R и R' почти повсеместно наклонены соответственно на юго-запад (в глубь острова) и юго-восток (см. рис. 12). Лишь в районе устья р. Артельной (см. ниже), где береговая линия образует плавную вогнутость, наблюдается противоположное падение соответствующих разрывов: диагональных (R), в основном на северо-восток, поперечных (R') - на северо-запад. В соответствии с экспериментальными данными [Шерман и др.. 1983] ось сдвиговой зоны должна располагаться между диагональными вторичными нарушениями группы R, характеризующимися противоположными, направленными навстречу друг другу наклонами сместителей. Исходя из вышеизложенного, ось зоны следует проводить приблизительно по азимуту 310°, субпараллельно береговой линии на небольшом (0,1-0,2, изредка 0,5 км ) расстоянии к юго-западу от нее (см. рис. 11, а). Лишь между оз. Хыйропским и долиной р. Великой это расстояние достигает 0,6- 0,8 км , а в районе устья р. Артельной ось сдвиговой зоны проходит мористее линии берега, но не далее, чем 0,2 км от него. Этот вывод подтверждается и наблюдениями на северном побережье острова, пересекающем рассматриваемую структуру в субширотном направлении (рис. 14). Здесь уже в 0,5 км к юго-западу от трассы берега, субпараллельного простиранию Восточно-Колгуевской зоны дислокаций, плоскости диагональных сдвигов Риделя (R) имеют падение на северо-восток, в сторону оси зоны, а поперечные сопряженные сдвиги Риделя (R') - на северо-запад, как это и должно быть при правостороннем сдвигании. К северо-востоку от оси зоны вторичные сколы группы R' наклонены, как указывалось выше, преимущественно к юго-востоку, что также согласуется с правосторонним латеральным перемещением масс.

Изредка в береговых обнажениях встречаются вторичные разрывы групп R и R', наклон которых не соответствует положению оси зоны в плане и направлению относительного перемещения крыльев последней (см. рис. 13). Подобные факты отмечались нами и для сдвиговой зоны Прибрежного разлома на п-ове Камчатском, где они были характерны для района расположения оси этой разломной структуры. Вероятно, и в данном случае такие несоответствия объясняются близостью пунктов наблюдений к геометрической оси сдвиговой зоны, относительно которой ось сдвигания на отдельных участках могла иногда незначительно отклоняться в ту или иную сторону.

Поскольку последняя в плане почти совпадает с береговой линией, полная ширина Восточно-Колгуевской сдвиговой зоны вместе с ее северо-восточной затопленной продольной половиной должна быть равна удвоенной ширине сухопутной (островной) части зоны, т.е. 8- 10 км . Эта цифра более чем в три раза превышает вероятную мощность участвующих в дислокациях верхнепермских, мезозойских и плиоцен-четвертичных пород. Менее определенны сведения о размерах вторичных разрывов. По геоморфологическим признакам на поверхности, вероятно, проявлены лишь отдельные их отрезки, а суммарная длина нарушений, учитывая протяженность составленных этими отрезками трасс и их возможное подводное продолжение, может достигать 4-5, а иногда и 8- 10 км . Судя по наблюдениям в обнажениях, вторичные разрывы чаще всего представляют собой рои вытянутых в определенном направлении узких (миллиметры и первые сантиметры) трещин скалывания, по-видимому, образующих эшелонированные ряды в плане. Д.С. Чаленко [Tchalenko, 1970] называет подобные разрывные структуры «риделями внутри риделей». Глубина разрывов (до кровли пород верхнего карбонатного комплекса C-P₁) составляет 2,5- 3 км . Мало определенного можно сказать об амплитуде перемещения крыльев вторичных разрывов. По всей вероятности, она незначительна, поскольку нарушения всегда проходят внутри одного и того же стратиграфического горизонта. Вертикальная амплитуда смещений по диагональным вторичным сколам группы R, по-видимому, не превышает нескольких метров, а по поперечным (R') - может достигать 5- 10 м (см. рис. 13, 14). Суждения о горизонтальной амплитуде основаны на геоморфологических наблюдениях: смещения трасс поперечных разрывов диагональными (или наоборот), которые (для нарушений позднечетвертичного-голоценового возраста) обычно не превышают 200- 300 м . Предполагаемая амплитуда правосторонних горизонтальных движений вдоль наиболее поздних вторичных сколов групп Р и L изредка может достигать 0,5- 0,7 км . Все эти цифры являются сугубо предварительными и требуют проверки геологическими данными.

Наличие (зачастую в одном разрезе) сопряженных диагональных (R) и поперечных (R') вторичных сколов позволяет восстановить положение усредненного тензора локального поля тектонических напряжений [Гзовский, 1975]. К юго-западу от оси сдвиговой зоны средние элементы залегания сместителей этих разрывов составляют соответственно 54°∟75° и 295°∟70°, откуда следует, что главные нормальные напряжения имеют следующую пространственную ориентировку: σ₃' - 177°∟34°; σ₂' - 349°∟57°; σ₁' - 93°∟3°. Северо-восточнее оси зоны сопряженные вторичные сколы групп R и R' характеризуются противоположными азимутами падения сместителей (240°∟70° и 105°∟70°), а тензор напряжений испытал некоторое вращение вокруг оси σ₁' : σ₃' - 352°∟36°, σ₂' - 177°∟52° и σ₁' - 83°∟3°. Положение осей ускоренного тензора напряжений в обоих случаях подтверждает знак латерального перемещения крыльев вторичных разрывов - правосторонний у сдвигов Риделя (R) и левосторонний у сопряженных сдвигов Риделя (R'). С учетом угла наклона оси наибольшего сжатия (σ₃') первые из них являются сдвигами с незначительной взбросовой компонентой перемещения крыльев, вторые - взбросо-сдвигами, что подтверждается и ориентировкой борозд скольжения на плоскостях сместителей.

Важной особенностью вторичных сколов взбросо-сдвигового типа является тенденция к выполаживанию плоскости сместителя вблизи дневной поверхности в сторону лежачего крыла с переходом разрывов в категорию надвиго-сдвигов или сдвиго-надвигов (см. рис. 12, 15, 16). Для диагональных сколов, простирание которых большей частью близко к ориентировке берега, эти факты лучше всего наблюдать в обнаженных стенках долин водотоков. В этом отношении весьма показателен разрез, расположенный в 2,2 км к юго-востоку от устья руч. Медвежьего (см. рис. 12), где сдвиг Риделя (R) рассекает пески и мореноподобные диамиктиты раннечетвертичного возраста. Выполаживание крутой плоскости разрыва в сторону лежачего крыла начинается в 15- 20 м от дневной поверхности. На протяжении 5- 10 м по восстанию сместителя угол его наклона плавно изменяется от 70-75° до 20-25°. При этом слоистые пески, залегающие непосредственно под выположенной плоскостью разрыва, образуют пластические дислокации, характерные для лежачего крыла надвига, правда, ориентированные косо по отношению к линии его падения и параллельно осям расположенных ниже по разрезу присдвиговых складок. Последнее обстоятельство указывает на надвиго-сдвиговый характер перемещения материала вдоль пологого участка, рассматриваемого нарушения.

Во многих случаях в береговых обрывах экспонирован лишь верхний пологий участок плоскости вторичного разрыва, который может быть ошибочно принят за надвиг или шарьяж. Однако диагональное или даже близкое к продольному (по отношению к простиранию плоскости сместителя) перемещение пород аллохтона свидетельствует о сдвиго-надвиговом характере пологого нарушения. Последнее предполагает увеличение крутизны плоскости разрыва по направлению ее падения. Вместе с тем простирание таких разрывов совпадает, с простиранием одной из систем вторичных сколов сдвигового (взбросо-сдвигового) типа (чаще всего R или R').

Типичные примеры псевдошарьяжей, образованных в результате выполаживания крутых сдвигов (взбросо-сдвигов), можно наблюдать в районе устья р. Артельной (см. рис. 15). В 1,1 км к северо-западу от него над подножьем берегового обрыва в стенке обнажения появляется пологое нарушение, непрерывно прослеживающееся на протяжении 350 м и далее скрывающееся под мощной осыпью. Его сместитель характеризуется некоторой волнистостью, так что при общем простирании 320-330°, близком к простиранию пород автохтона, он под небольшим углом (менее 10°) падает то на юго-запад, то на северо-восток. Учитывая, что в стенке обнажения, ориентированной по азимуту 305°, плоскость разрыва в целом наклонена на юго-восток, следует допустить ее общее северо-восточное падение. В породах автохтона встречено три вторичных скола групп R и R', вдоль которых пески, почти повсеместно залегающие под плоскостью «шарьяжа», контактируют с мореноподобными диамиктитами (см. рис. 15). Элементы залегания этих разрывов равны соответственно: 230°∟57° (R); 290°∟50° (R') и 110°∟60° (R'). Относительно небольшие углы падения вторичных сколов, по всей вероятности, объясняются тем, что плоскость шарьяжа практически совпадает с топографической палеоповерхностью (см. ниже), по направлению к которой разрывы выполаживаются.

Далее к северо-западу на протяжении еще 1,5 км из-под мощной осыпи на высоте 2- 3 м над тылом пляжа местами прослеживаются столь же пологие плоскости, являющиеся, по-видимому, фрагментами разных нарушений, принадлежащих единой системе разрывов. Они имеют такое же простирание; в некоторых пунктах отмечен отчетливый наклон на северо-восток под углом 15-20° (изредка до 45°).

Во всех случаях плогая плоскость разрыва ограничивает снизу тектоническую пластину мощностью 5- 7 м , состоящую из верхнеплиоценовых мореноподобных диамиктитов (3- 6 м ) и перекрывающих их регрессивных мелкозернистых песков, которые представлены двумя литологическими разностями, имеющими соответственно серую и зеленовато-серую окраску. Последняя легко опознается в разрезе из-за характерного цвета («зеленые пески»), перекрестной слоистости и скоплений крупной гальки каменного угля. Благодаря этому пески, расположенные непосредственно под мореноподобными диамиктитами аллохтона и имеющие видимую мощность (до основания обрывов) не более 2- 3 м , также идентифицируются в качестве регрессивных прибрежно-морских осадков, в нормальном разрезе залегающих на мореноподобных образованиях. Нормальная стратиграфическая последовательность верхнеплиоценовых отложений отмечается в интервале 0,5- 3,5 км северо-западнее рассматриваемого участка. Здесь регрессивные пески имеют мощность от 3 до 9 м , а залегающие под ними мореноподобные диамиктиты - более 16 м (их основание располагается ниже уровня абразионного среза).

Вблизи подошвы аллохтона мореноподобные диамиктиты рассечены пологими (3-8°) трещинами, фиксированными черной глинкой трения с субгоризонтальными бороздами скольжения на ее отполированных поверхностях. Трещины простираются параллельно основному сместителю (в среднем 320-330°) и также характеризуются волнистостью со сменой северо-восточных падений юго-западными. Пески автохтона испытали сильное динамическое уплотнение (образуют вертикальную стенку, с большим трудом прокапываются лопатой), а их слои образуют незакономерные обычно пологие (до 20-25°, изредка до 45°) наклоны в юго-западном и северо-восточном направлениях при общем северо-западном (320°-330°) простирании, составляющем угол 15-25° с линией абразионного берега. Присводовая часть антиклинальных перегибов частично срезана сместителем. По всей вероятности, эти изгибы песчаных слоев являются фрагментами сигмоид или горизонтальных флексур (в сечении, близком к продольному), так как они субпараллельны вторичным сколам группы R. Можно поэтому предполагать, что вскрытые в береговых обрывах протяженные разрывные нарушения типа шарьяжей, простирание которых совпадает с ориентировкой в плане крутых правосторонних сдвигов Риделя (R), представляют собой выположенные по восстанию верхние кромки плоскостей этих вторичных сколов. Амплитуда возникшего горизонтального перекрытия составляет по построению не менее 150- 200 м . Сдвиги Риделя, выположенные у палеоповерхности, должны были, как и их пологие участки, иметь падение на северо-восток (азимут 50-60°). Обращает на себя внимание тот факт, что на фоне преобладающего наклона диагональных сколов на северо-восток и поперечных - на юго-восток в приведенном разрезе встречаются и противоположные наклоны этих нарушений. Указанное обстоятельство, по-видимому, связано с близостью рассматриваемого участка берега к геометрической оси сдвиговой зоны, которая здесь проходит чуть мористее (см. выше).

В период формирования и развития вторичных сколов в этом районе кровля песчаной пачки, характеризовавшаяся общим пологим (менее 10°) наклоном на северо-восток, служила топографической поверхностью, по направлению к которой происходило выполаживание сместителей. Нарушения группы R, имевшие северо-восточное падение, пересекали эту поверхность под более пологим углом, чем аналогичные сколы, наклоненные на юго-запад (см. рис. 15, б). Первые из них, поэтому даже при незначительном латеральном сжатии могли переходить в «шарьяжи» со скольжением выведенной на поверхность тектонической пластины по кровле песчаной пачки. Однако в отличие от настоящих шарьяжей движение покрова осуществлялось не по направлению горизонтального перекрытия, а почти вдоль него, в соответствии со взбросо-сдвиговым перемещением крыльев основной крутопадающей части разрыва. Это доказывается ориентировкой мелких борозд скольжения на фиксированных глинкой трения пологих плоскостях сколов, рассекающих аллохтон непосредственно над его подошвой (см. выше). Еще более определенно о направлении субгоризонтального скольжения рассматриваемой тектонической пластины можно судить по ориентировке и морфологии складок продольного сжатия, возникших в ней из-за сопротивления движению, вызванного силами трения (см. рис. 15, в). Эти складки развиты в юго-восточной части аллохтона - лобовой по отношению к правостороннему сдвиговому перемещению крыльев пологого разрыва. На протяжении 100 м здесь насчитывается 8 пар синклиналей и антиклиналей, причем складчатость резко обрывается в северо-западном направлении. Складчатая структура видна благодаря слоистым регрессивным пескам, выполняющим ядра синклиналей. Такие же пески по границе размыва и углового несогласия перекрывают рассматриваемые тектонические образования, что указывает на их подводное происхождение в тот период, когда регрессия позднеплиоценового моря еще не завершилась. Амплитуда складок составляет 2- 4 м , крутизна крыльев - до 50-60°, простирание довольно выдержанное северо-восточное (40-60°). Крайние с северо-запада складки симметричны, далее в юго-восточном направлении их осевые плоскости приобретают отчетливое северо-западное падение. Таким образом, факты свидетельствуют о горизонтальном скольжении тектонического покрова, экспонированного в районе устья р. Артельной (см. рис. 15) с северо-запада на юго-восток, что согласуется с правосторонним сдвиговым перемещением его корневой части, представляющей собой северо-восточное крыло крутого сдвига Риделя (R).

В тех случаях, когда в разрезе присутствуют горизонты пластичных глин, вторичные сколы обычно выполаживаются у подошвы глин, не проникая в их толщу. В результате субгоризонтальное движение пород вдоль крутой плоскости разрыва сдвигового типа трансформируется в движение такого же направления, но происходящее по относительно пологой плоскости, представляющей собой подошву пластичных глин. Серия деформационных структур подобного типа вскрыта в абразионных обрывах на двухкилометровом отрезке берега в интервале 3- 5 км к северо-западу от устья р. Косой. Вторичные разрывные нарушения на этом участке относятся в основном к группе R' и затрагивают нижнечетвертичные отложения, которые с размывом и локальным угловым несогласием перекрыты рельефообразующим чехлом осадков 50-60-метровой морской террасы (средний плейстоцен). Роль экрана, препятствующего проникновению разрывов вверх по разрезу, играет горизонт неслоистых пластичных глин мощностью 12- 30 м , фациально замещающих нижнечетвертичные мореноподобные диамиктиты. Крутые участки сопряженных сдвигов Риделя находятся ниже уровня абразионного среза, в береговых обрывах экспонированы зоны выполаживания их плоскостей, переходящие в поверхности межпластового скольжения (см. рис. 16). Первые из них характеризуются постепенным (на расстоянии 30- 40 м ) выполаживанием тектонического контакта между глинами и подстилающими их нижнечетвертичными песками от 40-50° до нескольких градусов. В песках лежачего крыла, вблизи относительно крутого падения сместителей, отмечаются фрагменты сигмоид или складок с субвертикальными шарнирами, причем углы наклона слоев достигают 70-80°. На участках межпластового скольжения пологая плоскость подошвы глинистых пород «аллохтона» под очень острым углом срезает слоистость нижележащих песков, причем верхние (по падению) участки заключенных в них маломощных пластов галечников или глин подвернуты, как в лежачем крыле надвига. Вместе с тем направление движения, легко устанавливаемое по подобным элементам динамического контакта слоев, указывает на то, что субгоризонтальное скольжение глинистой пачки по подстилающим пескам осуществлялось в соответствии с левосторонним взбросо-сдвиговым перемещением крыльев крутого участка сопряженного сдвига Риделя (R'). Левосторонний знак смещения крыльев, характерный для всех нарушений этого типа, подтверждается и ориентировкой присдвиговых пликативных структур (сигмоид, складок с субвертикальным шарниром).

В лобовых частях секторов сжатия, обусловленных перемещением крыльев поперечных взбросо-сдвигов группы R', над выположенными плоскостями последних в пластичных глинах и перекрывающих их осадках встречаются асимметричные складки продольного изгиба, амплитуда которых может достигать 50 м , а крутизна крыльев 20-30° и более. Складки имеют субширотное простирание, соответствующее субмеридиональной ориентировке оси наибольшего сжатия локального поля тектонических напряжений (см. выше), а наклон их осевых поверхностей согласуется с левосторонним перемещением масс вдоль сопряженных сдвигов Риделя (см. рис. 11, а). В том случае если структуры представляют тонкое переслаивание различных по механическим свойствам пород: мореноподобных диамиктитов, песков и глин, - их более пологие крылья осложнены серией наклонных складок волочения, имеющих такое же простирание и амплитуду от нескольких сантиметров до 3 м (рис. 16, в). Складки наклонены к сводам основных антиклиналей, крылья которых они осложняют.

Если в секторе сжатия развиты непластичные или слабопластичные породы, перед лобовой гранью вторичного разрыва формируются обычно не складки, а надвиги. Подобные надвиги встречены, например, на северном побережье острова, где в строении их крыльев участвуют аргиллитоподобные меловые глины, верхнеплиоценовые мореноподобные диамиктиты и перекрывающие их регрессивные пески. По некоторым из них меловые породы надвинуты на мореноподобные диамиктиты, причем амплитуда горизонтального перекрытия достигает 5- 6 м . Борозды скольжения на плоскостях этих нарушений вытянуты по направлению падения последних. Надвиговый характер разрывов подтверждается также ориентировкой подворота слоев в их висячем и (или) лежачем крыльях (см. рис. 14).

Нередко нарушения этого типа представлены чешуйчатыми надвигами. Так, в 3,8 км к северо-западу от устья р. Великой (левый борт долины руч. Грязного) на протяжении 100 м встречено шесть надвигов, рассекающих песчаную пачку среднечетвертичной толщи. Их плоскости имеют падение 315-320 , угол 20-30°. Амплитуда горизонтального перекрытия крыльев единичного разрыва составляет 2- 3 м . Подвороты слоев по обе стороны от сместителей свидетельствуют о надвиговой природе нарушений. По всей вероятности, чешуйчатые надвиги возникли в секторе сжатия перед лобовой гранью вторичного скола группы Р. Последний выявлен по результатам дешифрирования аэрофотоснимков непосредственно к северо-западу от рассматриваемого участка. Подобные же взаимоотношения между вторичными сколами группы Р и надвигами перед их лобовыми гранями по материалам дешифрирования аэрофотоснимков предполагаются на левобережье долины р. Косой (см. рис. 11, а).

Чешуйчатые надвиги, рассекающие верхне- и средне-четвертичные отложения в цоколе 30-метровой морской террасы, встречены в береговых обрывах района устья р. Великой и прослежены на протяжении 600 м к северо-западу от него до пересечения линии абразионного берега с правым бортом долины этой реки. Надвиги здесь повторяются через каждые 100- 150 м группами по 5-6 (до 12) разрывов в каждой. Все они имеют падение под углом 20-40° на северо-запад или реже на запад, причем азимуты линии падения даже у соседних в группе нарушений могут различаться на 40-45° (от 315 до 275-270°). Последнее обстоятельство, по всей вероятности, связано с дугообразной формой и чешуйчатым в плане расположением надвигов, а также с их незначительной длиной, благодаря чему косое по отношению к общему простиранию разрывов сечение, каковым является линия абразионного берега, экспонирует разные по плановой ориентировке отрезки нарушений. Отчетливо виден бескорневой характер последних: надвиги смещают слои внутри двух песчаных пачек (верхне- и нижнечетвертичной), выполаживаясь и переходя в поверхности межслоевого скольжения над и под маломощным (1- 1,5 м и менее) горизонтом пластичных глин, расположенным близ границы между этими пачками (рис. 17).

Амплитуда горизонтального перекрытия по единичному разрыву достигает 4 м . Надвиги района устья р. Великой, по-видимому, также располагаются в лобовой части сектора сжатия вторичного сдвига группы Р (или L).

Некоторые общие черты разрывной тектоники

Чрезвычайно важная роль разрывной тектоники в строении фундамента и платформенного чехла Печорской плиты признается всеми исследователями. Как правило, разломы выделяются по комплексу геофизических данных, поэтому попытки определения их кинематического типа предпринимаются далеко не всегда и неизбежно носят несколько условный характер. Сдвиговая компонента указывается В.И. Башиловым и В.Г. Черным для разломов субширотного и северо-восточного простираний. Амплитуда относительных горизонтальных движений пород фундамента устанавливается по смещениям гравитационных и магнитных аномалий вдоль этих разломов и иногда оценивается 15- 20 км [Запольнов, 1971]. Сдвиговый характер разломов северо-западного направления, играющих наиболее важную структурообразующую роль, представляется менее очевидным, вероятно, потому, что геофизические аномалии на севере Печорской плиты имеют в основном северо-западную ориентировку, т.е. упомянутые разломы являются продольными по отношению к главным структурам фундамента. К этим структурам приурочены и основные тектонические элементы осадочного чехла, выраженные по поверхности пород среднего карбонатного комплекса. Наиболее характерны в этом отношении инверсионные Колвинский и Печоро-Кожвинский мегавалы, а также Шапкино-Юрьяхинский вал, с которым, по-видимому, структурно связана Восточно-Колгуевская сдвиговая зона. Часть Печорской плиты, ограниченную указанными линейными тектоническими сооружениями, Л.П. Топорская выделяет в Печоро-Колвинскую мобильную зону долгоживущих разломов фундамента, заложенных на ранних этапах развития территории и сохранивших тектоническую активность на протяжении всего платформенного этапа ее развития.

Приводимые в литературе сведения позволяют высказать предположение о том, что линейные области распространения разрывно-складчатых дислокаций осадочного чехла в пределах Колвинского и Печоро-Кожвинского мегавалов, а также внутри Шапкино-Юрьяхинского вала, относятся к категории сдвиговых зон, связанных с долгоживущими глубинными разломами сдвигового типа. Это предположение подтверждается и другими фактами. Так, все разрывные (горсты, грабены, ступени) и разрывно-складчатые (дизъюнктивные валы) структуры осадочного чехла расположены косо по отношению к общему простиранию глубинных разломов, над зонами которых они развиты, и кулисообразно по отношению друг к другу. Результаты сейсмических исследований указывают на то, что борта валов и крылья многих локальных структур осложнены крутыми разрывами, причем в тех случаях, когда им не соответствуют линейные зоны аномального магнитного или гравитационного полей, эта разрывы нельзя уверенно идентифицировать с разломами фундамента. Возможно, они развиты только в осадочном чехле или даже в его верхней части. Крылья локальных структур, сопряженные с подобными разрывами, имеют значительную крутизну (максимально 40-50°), противоположные - гораздо положе и плавно переходят в склоны валов [Запольнов, 1971]. В окрестностях разрывов постоянно отмечаются горизонтальные изгибы изогипс опорных отражающих горизонтов, иногда весьма значительные, что подтверждает развитие дислокаций типа горизонтальных флексур. Наконец, линейные геофизические аномалии северо-западного простирания, характерные для Печорской плиты, к северо-западу от о. Колгуев имеют торцевое сочленение с аномалиями северо-восточной ориентировки, фиксирующими положение крупной структуры такого же направления, отделяющей фундамент плиты от фундамента Южно-Баренцевской впадины. Торцевые сочленения подобного типа считаются важным признаком сдвиговой тектоники [Буртман и др., 1963].

Время возникновения сдвиговых движений не вполне ясно. По представлениям ряда авторов [Милановский, 1983], на ранних этапах развития (в конце венд-кембрийского времени) на месте современных Печоро-Кожвинского и Колвинского мегавалов располагались узкие рифтовые системы, выполненные вулканогенными и вулканогенно-осадочными образованиями. Нисходящие движения блоков, обусловленные растяжением коры, в соответствии с указанной точкой зрения, происходили на протяжении ордовика, силура и особенно интенсивно - в ранне- и позднедевонское время. С этими движениями можно связать накопление мощных толщ девона в границах Печоро-Кожвинского и Колвинского авлакогенов, а также интрузивный и эффузивный девонский магматизм. В конце позднего девона растяжение сменилось сжатием, что привело к формированию крупных инверсионных структур. В этот же период заложенные ранее глубинные разломы должны были приобрести существенную сдвиговую компоненту перемещения крыльев. Таким образом, развитие сдвиговых зон началось не позднее, чем с конца девона, хотя вполне возможно - еще раньше. В процессе этого развития на протяжении карбона, перми и раннего мезозоя часть разломов, рассекающих фундамент, нижнепалеозойские и девонские породы, проникла в верхнепалеозойские отложения до кровли среднего карбонатного комплекса. Рост разломов вверх (и, по-видимому, по простиранию) сопровождался (или предварялся) образованием кулисно подставляющих друг друга инверсионных валов. В первом случае они являются присдвиговыми, во втором - надсдвиговыми складчатыми сооружениями. После того как разломы проникли до поверхности пород среднего карбонатного комплекса, последние вошли в состав жесткого основания, а единые сдвиговые зоны, существовавшие на месте Колвинского и Печоро-Кожвинского (включая Шапкино-Юрьяхинский вал) мегавалов и их субаквальных продолжений, расчленились на звенья, связанные с разломными ограничениями отдельных валов. Вторичные разрывные и складчатые парагенезисы в этот период развиваются уже в верхнепермских, мезозойских и плиоцен-четвертичных отложениях. Геодинамическая обстановка, характерная для неотектонической эпохи, с рассматриваемых позиций является унаследованной с позднепалеозойского времени. Существует, правда, мнение (A.M. Скловский и др.) о субширотной ориентировке траекторий главных нормальных напряжений сжатия, основанное на анализе сдвиговых разломов северо-восточного и северо-западного простираний, что предполагает левостороннее перемещение масс вдоль последних. Поскольку в неотектоническую эпоху разломы северо-западной ориентировки характеризуются правосторонним перемещением крыльев, это может указывать на смену знака движений во времени, обусловленную изменением направления действия активных тектонических сил.

Таким образом, Восточно-Колгуевская сдвиговая зона может предположительно рассматриваться как северо-западное звено крупнейшей разрывно-складчатой структуры шовного типа, претерпевшей длительное и сложное развитие, сопровождавшееся неоднократной сменой характера регионального поля тектонических напряжений и направлений осей наибольшего и наименьшего сжатия. Общая ее протяженность составляет примерно 800 км . На юго-востоке она смыкается с Предуральским краевым прогибом, на северо-западе - с еще слабо изученными структурами северо-западного ограничения Печорской плиты. На побережье Малоземельской тундры и в юго-восточной части о. Колгуев выделяются разломы северо-восточного простирания, к зонам которых приурочены борта поперечной по отношению к палеозойской структуре региона неотектонической впадины Поморского пролива. С одним из них связана Южно-Колгуевская сдвиговая зона. По всей вероятности, разломы этой системы сопряжены с нарушениями северо-западного направления и, следовательно, в неотектоническую эпоху должны характеризоваться левосторонним перемещением крыльев. В неотектоническую эпоху были активизированы различные отрезки этой древней системы разрывов, предопределившие основные черты современной морфоструктуры о. Колгуев, побережья Малоземельской тундры и разделяющего их Поморского пролива.

Неотектоническое развитие Восточно-Колгуевской сдвиговой зоны и, по-видимому, других структур подобного типа осуществлялось прерывисто, что зафиксировано в локальных угловых несогласиях, отделяющих горизонтальные или слабодислоцированные слои, обычно образующие рельефообразующий чехол террасовых осадков, от пород цоколя, спорадически участвующих в строении пликативных и разрывных вторичных структур. Такие несогласия характерны для предпозднеплиоценового времени (см. рис. 14), они также проявлены на границе плиоцена и плейстоцена (см. рис. 15), раннего и среднего плейстоцена (см. рис. 12, 13, 16, 20, а), в середине позднего плейстоцена (см. рис. 17) и в конце плейстоцена - начале голоцена. Вероятно, им соответствуют различные фазы неотектонической активизации, поскольку на таких же стратиграфических уровнях границы угловых несогласий отмечались нами в Печорской низменности и в южной половине Баренцевоморского шельфа. Вместе с тем эти фазы являлись этапами прерывистого роста вторичных разрывных нарушений в длину и вверх, по направлению к дневной поверхности.

ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРОЕНИЯ СДВИГОВЫХ ЗОН И МЕТОДЫ ИХ ВЫЯВЛЕНИЯ

Рассмотренные примеры показывают, что в современных подвижных и платформенных областях встречаются закономерные сочетания неотектонических разрывных и складчатых структур, развившихся в зонах динамического влияния разломов сдвигового типа.

Поскольку на охарактеризованных площадях породы жесткого основания большей частью залегают на значительной глубине, выбранные районы дают мало прямых доказательств присутствия вторичных разрывных парагенезисов, характерных для продольных окончаний сдвигов (некоторым исключением является лишь Прибрежный разлом). Гораздо более определенны приведенные выше сведения о дислокациях слаболитифицированных отложений в пределах так называемых сдвиговых зон, которые являлись главным объектом исследования. Они свидетельствуют о том, что надсдвиговые деформационные структуры, предсказанные в ряде теоретических работ и полученные в экспериментах на модельных материалах, действительно распространены в природе. Помимо рассмотренных примеров, автор наблюдал поверхностные проявления сдвиговых зон и в других районах: на равнинах Западной Камчатки, бассейнов Оби и Печоры, а также при проведении работ на Арктическом и Прикамчатском шельфах, где нарушения нормального залегания слоев прекрасно видны на лентах непрерывного сейсмоакустического профилирования.

Таким образом, специальное изучение разрывных и складчатых деформаций верхних горизонтов осадочного чехла в комплексе с методами глубинных геофизических исследований позволяет обнаруживать погребенные, но впоследствии активизированные разломы, а также выявлять общую геодинамическую обстановку, в которой происходило их развитие. Теоретические соображения и полевые материалы указывают на то, что вертикальное распределение надразломных дислокаций подчиняется определенным закономерностям.

Сдвиговые зоны в вертикальном разрезе

Поскольку экспериментами установлена прямая пропорциональная зависимость между толщиной деформируемой модели и шириной сдвиговой зоны [Шерман и др., 1983], можно предполагать, что последняя закономерно уменьшается по направлению к поверхности жесткого основания. Идеализированный поперечный разрез сдвиговой зоны должен представлять собой перевернутую трапецию, основание которой расположено на верхнем уровне развития дислокаций, а параллельная ей меньшая сторона совпадает с подошвой деформируемой толщи, так как ширина зоны непосредственно над сдвигом не равна нулю. Отсюда следует, что элементарные разрывы и складки, наблюдаемые в верхних горизонтах сдвиговой зоны, при значительной мощности деформируемой толщи не распространяются непосредственно к ее подошве. В вертикальном распределении вторичных деформационных структур должна соблюдаться определенная этажность, зависящая от скорости нарастания тектонических напряжений, периодичности их проявления, а также от характера геологического разреза. Как было показано на примере п-ова Камчатский, вторичные сколы нередко возникают из плоскостей межслоевого скольжения внутри горизонтов, отличающихся ритмичным чередованием слоев разного литологического состава. Можно думать, что такие горизонты являются «генераторами» вторичных разрывов, развитие которых, таким образом, не обязательно начинается непосредственно над поверхностью жесткого основания и приурочено к разным стратиграфическим уровням. Вместе с тем, распространению сколов вверх по разрезу препятствуют слои однородных пластичных глин, в подошве которых разрывные нарушения «вязнут», сменяясь пластическими деформациями. В целом такой горизонт должен испытывать деформацию рассредоточенного пластического сдвига, в результате чего над ним формируется новая генерация вторичных разрывных парагенезисов, полоса распространения которых должна быть шире, чем под пластичными глинами.

Некоторые типы глин, а в верхних горизонтах осадочного чехла (100- 150 м от дневной поверхности) и водонасыщенных песков реагируют на движения подстилающих слоев по разрывам образованием весьма интенсивной складчатости нагнетания (см. следующий раздел). Эти породы до тех пор, пока из них не будут отжаты все избыточные поровые флюиды, также препятствуют росту вторичных разрывных нарушений вверх по разрезу.

В вертикальном разрезе сдвиговой зоны могут быть несколько таких «этажей» преимущественного распространения разрывных или складчатых деформаций, возникающих последовательно, по мере роста амплитуды горизонтального перемещения крыльев главного разлома. В конце концов, после существенного динамического уплотнения пластичных глин и водонасыщенных песков они также поражаются нарушениями сколового типа и перестают выполнять роль «экранов». Таким образом, сдвиговые зоны характеризуются определенной стадийностью развития, отражающейся на особенностях распределения вторичных структурных форм не только в плане, но и в вертикальном разрезе.

У сдвигов со взбросовой компонентой перемещения крыльев вблизи дневной поверхности весьма отчетливо проявлена тенденция к выполаживанию сместителей в сторону лежачего бока с образованием надвиго-сдвигов или сдвиго-надвигов. Можно предполагать, что в тех случаях, когда этого не наблюдается, пологие участки разрывов срезаны последующей эрозией, поскольку вторичные сколы повсеместно наблюдались нами в цоколях четвертичных террас. Ни разу не был встречен крутой разрыв сдвигового типа, плоскость которого, не выполаживаясь, достигала бы современной или фиксированной по каким-либо признакам ископаемой дневной поверхности. Вероятно, это явление следует рассматривать как иллюстрацию справедливости принципа Андерсона: у дневной поверхности минимальной (по модулю) становится вертикальная ось главных нормальных тензора напряжений, обусловленная весом вышележащих пород, в результате чего разрывы, являвшиеся сдвигами (или взбросо-сдвигами) на более глубоких уровнях, здесь должны стать надвигами, а при наличии благоприятных условий - шарьяжами. Чем меньше величина одноосного горизонтального сжатия, вызывающего развитие вторичных сдвигов, тем ближе к дневной поверхности располагается зона выполаживания их сместителей. Поскольку обычно эта зона охватывает лишь очень незначительную верхнюю часть плоскости сдвига, круто уходящего на большую глубину, направление перемещения крыльев пологого участка разрыва определяется не положением осей тензора главных нормальных напряжений, а инерцией масс, вовлеченных в латеральное движение по простиранию сместителя.

Изложенные выше факты и теоретические соображения указывают на необходимость большой осторожности при выделении в разрезах надвигов и шарьяжей вблизи современной или ископаемой дневной поверхности. Наличие пологого сместителя, вдоль которого нижние стратиграфические горизонты разреза налегают на верхние, еще не является основанием для вывода о латеральном перемещении пород по восстанию плоскости разрыва, как это бывает у надвигов, или в целом поперек нарушения, что характерно для шарьяжей. Подобные же взаимоотношения встречаются и у выположенных вблизи дневной поверхности участков сдвигов (взбросо-сдвигов), что можно считать результатом горизонтального перемещения материала, в основном по простиранию разрывов. В зависимости от направлений наклона слоев, плоскости сместителя и относительных горизонтальных движений вдоль нее породы висячего бока могут оказаться древнее или моложе пород автохтона. Об истинном направлении перемещения крыльев пологих разломов вблизи дневной поверхности можно судить только по динамическим признакам: ориентировке борозд скольжения, подворотов слоев, приразломных складок и т.п. Ошибки при определении кинематического типа пологих нарушений могут привести к неправильным выводам о размерах горизонтального тектонического перекрытия, связанного с латеральным сжатием.

Приведенные соображения можно использовать для оценки локальных тектонических напряжений, вызывавших развитие вторичных разрывов в верхних горизонтах осадочного чехла. Если плоскость взбросо-сдвига субвертикальна, выполняется условие: σ_х > σ_z > σ_у. Выше по разрезу, где сместитель разрыва выполаживается и приобретает ориентировку, характерную для надвигов, происходит переориентировка тензора напряжений: σ_х > σ_у > σ_z. Таким образом, в условной точке перегиба, расположенной на глубине H от дневной поверхности, σ_у = σ_z. Пользуясь этим равенством, можно, зная плотность пород и их упругие свойства (коэффициент Пуассона), найти приблизительную величину горизонтального тектонического сжатия и всех компонентов тензора локального поля тектонических напряжений. Так, для Прибрежного разлома (п-ов Камчатский) горизонтальное тектоническое сжатие (реактивное) оценивается в первые единицы мегапаскалей H = 200 м ), а на о. Колгуев (Восточно-Колгуевская сдвиговая зона) оно на порядок меньше (H = 20 м ).

Сдвиговые зоны в плане и критерии их выделения

Как одна из разновидностей зон скалывания, представляющих собой систему разрывных и складчатых дислокаций, возникших в некотором объеме относительно слаболитифицированных пород над разломом жесткого основания, сдвиговая зона характеризуется отчетливой линейностью в плане. Для выявления рассматриваемых структур поэтому необходимо, прежде всего установить границы области распространения нарушений нормального залегания слоев. Линейные зоны развития разрывных и складчатых дислокаций могут сформироваться не только над сдвигами (взбросо- или сбросо-сдвигами), но также над сбросами и надвигами. Важнейшим критерием определения кинематического типа зоны скалывания является ориентировка вторичных деформационных структур по отношению друг к другу и к простиранию всей зоны. Над сбросами и надвигами - это группы субпараллельных нарушений, вытянутых в соответствии с направлением главного разлома, над сдвигами (взбросо- или сбросо-сдвигами) - системы разрывов и складок, нередко концентрирующиеся в кулисные ряды и образующие различные углы как друг с другом, так и с осью зоны.

Как было показано выше, распределение в плане вторичных структурных парагенезисов внутри сдвиговых зон подчиняется определенным закономерностям, зависящим от знака горизонтальных тектонических движений, поэтому после выяснения пространственного положения зоны дислокаций необходимо установить тип разрывных и складчатых нарушений в соответствии с рис. 1, в. При этом следует учитывать, что плановая ориентировка разрывов групп R и Р сходна, поскольку они симметричны относительно оси сдвиговой зоны. Их можно различить по величине угла, составленного этими сколами (по направлению сдвигания) с поперечными нарушениями группы R': у диагональных сдвигов (R) указанный угол всегда значительно меньше, чаще всего он, по-видимому, близок к 60°.

Определив принадлежность вторичных разрывов к тем или иным парагенетическим ассоциациям (группам), мы тем самым устанавливаем знак относительного горизонтального перемещения крыльев этих нарушений и зоны в целом. Справедливость проделанной операции необходимо проверить, выяснив истинный знак вторичных разрывов, сдвигового типа по динамическим признакам, для чего проводятся тщательные замеры элементов залегания сместителей и слоев в их окрестностях с вынесением данных на план (см. рис. 7, 12, 13, 16). Полученным выводам должно также соответствовать и падение плоскостей сместителей, у диагональных сколов (R) направленное к оси сдвиговой зоны, у поперечных (R') - в сторону латерального перемещения соответствующего ее крыла (см. рис. 1, в). Лишь вблизи оси зоны могут встречаться вторичные нарушения групп R и R' с противоположными азимутами падения.

Еще более точно знак и кинематический тип сопряженных вторичных разрывов определяется по их положению относительно главных осей тензора тектонических напряжений локального поля. Ориентировка осей тензора устанавливается по методике М.В. Гзовского [1975]. Наконец, правильность принятой интерпретации данных проверяется ориентировкой складок группы F_a и гораздо более распространенных структур 3-го порядка, формирующихся у продольных окончаний сдвигов: сбросов в тыловых частях секторов растяжения, взбросов, надвигов и складок продольного сжатия - в лобовых участках секторов сжатия.

Выявленные таким образом закономерности распределения в плане, морфологии и кинематического типа разрывных и складчатых структур разных порядков следует считать необходимым и достаточным условием для выделения сдвиговых зон по поверхностным признакам. Этот вывод обосновывается и С.С. Стояновым [1977]. В соответствии с ним породы жесткого основания, погребенные под толщей слаболитифицированных отложений, испытывают латеральные перемещения вдоль разлома сдвигового типа, положение которого примерно совпадает с проекцией оси сдвиговой зоны на поверхность субстрата.

Не совсем ясно, какие особенности строения сдвиговых зон связаны с погребенными разломами сложного кинематического типа - сбросо- или взбросо-сдвигами. Можно предполагать, что они влияют главным образом на величину угла между вторичными сколами и направлением сдвигания, возрастающую при дополнительном сжатии (взбросо-сдвиги) и уменьшающуюся при добавочном растяжении (сброво-сдвиги). По С.С. Стоянову [1977], на поздних стадиях развития таких зон скалывания появляются сопряженные вторичные разрывы, кинематический тип которых определяется характером главного разлома (например, диагональные сбросы или сдвиго-сбросы над сбросо-сдвигами). Нами какие-либо специфические структуры, возникновение которых обусловлено сложным сдвиганием вдоль главного разлома, встречены не были, что, возможно, объясняется недостаточной полнотой наблюдений.

В заключение отметим, что ширина выделенных нами сдвиговых зон во всех случаях гораздо больше, чем допускается в соответствии с экспериментами, в которых горизонтальное движение жесткого основания задается вдоль единой вертикальной плоскости разрыва. Так, по С.И. Шерману и др. [1983], она обычно меньше двойной мощности деформируемой толщи и лишь изредка незначительно превышает ее. Между тем, отношение ширины сдвиговой зоны, к мощности слаболитифицированных отложений составляет: для Прибрежного разлома от 2 до 6, для разлома р. Ольховой ~3, для Восточно-Колгуевского разлома ~3. Эти факты, по-видимому, подтверждают современные представления о том, что крупные разломы земной коры претерпели длительную и сложную историю развития, в процессе которой они разрастались не только по простиранию и падению, но и в ширину [Гзовский, 1975; Шерман, 1977]. Так, С.И. Шерман [1977] отмечает, что в глубинах земных недр разломы не представляют собой дислокации в ординарном понимании этого слова; единой мегатрещины в коре не образуется, а идет развитие крупных разломов за счет суммы более мелких. Не исключено, что сдвиговые (взбросо- или сбросо-сдвиговые) перемещения поверхности жесткого основания рассредоточены вдоль серии субпараллельных мелких разрывов, образующих зону определенной ширины, и отражают пластическую деформацию в объеме этой зоны, которая заключается в скольжении твердых пород друг относительно друга по многочисленным плоскостям (А. Надаи).

 К ОГЛАВЛЕНИЮ

  Оцифровка текста - Девятуха Люля (Поляргео)

Ссылка на книгу: 

 Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. - М.: Недра, 1986, 204 с.