СКЛАДКИ НАГНЕТАНИЯ И ДИАПИРОВЫЕ СТРУКТУРЫ В ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ

СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О МОРФОЛОГИИ И УСЛОВИЯХ ФОРМИРОВАНИЯ СКЛАДЧАТОСТИ НАГНЕТАНИЯ

Структурные парагенезисы и гипотезы, объясняющие их происхождение

Наиболее распространенный пример бескорневых структур (в том числе неотектонических) - складки нагнетания. Здесь мы не рассматриваем явления, сопровождающие продольное сжатие толщи чередующихся компетентных и некомпетентных слоев, приводящие к образованию подобных складок, каркас которых составляют компетентные породы. Речь идет об активной роли материала некомпетентных слоев внутри горизонтально- или пологозалегающих толщ, в результате чего возникают самостоятельные структурные формы разных масштабов - от небольших складок до диапировых куполов. Они формируются непосредственно в осадочном чехле на разных его уровнях (от нескольких километров до нескольких метров по отношению к дневной поверхности), не находя адекватного отражения в более глубоких горизонтах разреза.

Наиболее изучены процессы так называемой соляной тектоники, хотя активным материалом в процессах нагнетания при определенных условиях могут служить глины, гипсы и ангидриты, мергели, водоносные пески, торф, лед, писчий мел и др. Независимо от состава активного слоя и размера деформационных структур, они обладают рядом общих морфологических черт, обусловленных общностью механизма их формирования. Ниже мы кратко охарактеризуем структурные формы, возникающие в результате послойного перераспределения солей и глин.

Области распространения складчатости рассматриваемого типа отчетливо делятся на зоны выжимания и нагнетания. Первой из них свойственны латеральное растяжение и резкое сокращение мощности активного слоя, причем нередко наблюдается вторичное структурообразование, характерное для подобного распределения напряжений: разлинзование, будинаж, мелкие дисгармоничные складки и т.п. [Белоусов, 1975; Diapirism & diapirs…, 1968]. Над активным слоем в этой зоне происходит компенсационное проседание вышележащих пород с образованием краевой синклинали или краевого бассейна.

Для зон нагнетания характерно двухъярусное строение, впервые установленное Ф. Трусхеймом и подтвержденное другими авторами [Diapirism & diapirs…, 1968]. Оно заключается в том, что соль образует сначала крупные выпуклые кверху скопления («массивы», «валы» или «антиклинали»), над кровлей которых в виде апофиз выступают высокие и узкие «штоки» и купола. Указанные скопления чаще всего имеют вытянутую в плане форму, а простирание их длинных осей находится в соответствии с тектонической структурой подсолевых пород. Нередко и сами «штоки», имеющие вверху округлое поперечное сечение, с глубиной приобретают удлинение, параллельное ориентировке материнских массивов соли. По мнению Ф. Трусхейма, рост соляных куполов и диапиров знаменует вторую стадию процесса нагнетания, начинающуюся после того, как завершится формирование более крупных относительно пологосклонных скоплений соли. В некоторых случаях (Верхнеленская впадина) проявления галокинеза ограничиваются лишь образованием соляных массивов, а процессы диапиризма так и не получают развития.

Подобное же двухъярусное, строение, по-видимому, свойственно и зонам нагнетания глинистого материала. Так, по данным Н.Б. Лебедевой, относительно крутые, в том числе диапировые, ядра нагнетания майкопских глин осложняют своды гораздо более крупных и пологих «валов», сложенных этими же глинами и протягивающихся через всю Керченско-Таманскую область, субпараллельно обрамляющему ее Крымскому антиклинорию. Материалы сейсморазведки в ряде случае указывают на приуроченность этих антиклинальных образований к прогибам по более глубоким горизонтам разреза [Китык, 1979], что свидетельствует о принадлежности самих «валов» к структурам нагнетания.

Чрезвычайно характерно внутреннее строение зон нагнетания. В ядрах соляных диапиров наблюдаются сильно сжатые изоклинальные складки более высоких порядков, свидетельствующие о послойном пластическом течении материала [Китык, 1979; Diapirism & diapirs…, 1968]. По мнению В.В. Белоусова [1975], их образование связано с различной пластичностью отдельных слоев соленосной толщи, вследствие чего в процессе выжимания и нагнетания соли происходит «опережение» одних слоев другими и их подпруживание, сопровождающееся развитием дисгармоничной складчатой структуры. В ядрах нагнетания глинистого материала также возникают дисгармоничные дислокации более высокого порядка, однако в процессе течения здесь наблюдаются не только изгибы слоев, но и их дробление и некоторое перемешивание, вследствие чего формируются зоны брекчирования и сложной мелкой складчатости [Китык, 1979].

В зонах нагнетания материал активного слоя воздействует на вышележащие породы, вызывая их деформацию в том случае, если возникающие напряжения превышают соответствующие прочностные характеристики этих пород. В свою очередь, форма структур тектонического скучивания материала активного соля, определяется деформационными свойствами перекрывающих отложений. Чаще всего над каждым ядром нагнетания формируется складка поперечного изгиба, нередко осложненная нормальными гравитационными сбросами. Этот процесс сопровождается латеральным растяжением изгибающихся слоев и уменьшением их мощности, особенно над сводом ядра нагнетания. Иногда такое уменьшение мощности происходит в большей степени, чем это необходимо для компенсации растяжения слоя по его длине, что приводит к избыточному отжиманию материала за пределы свода растущего купола с образованием складок послойного пластического течения, наклоненных по направлению падения слоев, участвующих в поперечном изгибе. Такая индуцированная (вторичная) складчатость более высокого порядка характерна для тех случаев, когда поверх ядра нагнетания залегают пластичные породы, обладающие свойством ползучести. Обычно этот процесс связывают с раздавливанием пластичного слоя на своде растущего поднятия, что не совсем правильно раскрывает его физическую сущность, тем более что верхний жесткий упор, под которым должен «раздавливаться» пластичный слой, присутствует в разрезах далеко не всегда. Распределение напряжений, обусловливающее возникновение вторичных складок отжимания, рассмотрено В.В. Белоусовым.

В некоторых случаях на склонах ядра нагнетания развиваются шарьяжи, связанные со срывом и гравитационным скольжением наиболее жестких пластов по какому-либо пластичному слою [Chapman, 1974]. По-видимому, наибольшей амплитуды такие шарьяжи достигают на пологих крыльях ядер нагнетания глинистого материала, где их развитию благоприятствует аномально высокое пластовое давление флюидов.

Растяжение и утонение слоев над ядром нагнетания может, в конце концов, приводить к их разрыву и протыканию с образованием диапиров. Последние обычно характеризуются субвертикальными стенками и нередко обладают грибообразной формой в разрезе, связанной с тем, что вблизи дневной поверхности материал ядра протыкания имеет тенденцию растекаться в стороны. Иногда это приводит к формированию так называемых «диапировых шляп» [Рамберг, 1976]. Вместе с тем, отличительной чертой складчатости рассматриваемого типа является вертикальное или субвертикальное положение осевых поверхностей крупных складок, в том числе диапировых структур.

После возникновения диапиров породы, залегавшие над ядром нагнетания, становятся вмещающими и латеральное растяжение в них сменяется сжатием, обусловленным распирающим воздействием внедряющегося материала. В результате в боковых породах близ границ с крутыми стенками диапирового купола могут развиваться надвиги или  взбросы. Нередко диапировый купол окружен по периметру практически сплошной оболочкой, представленной довольно мощной, преимущественно глинистой брекчией трения. Г. Мюррей приводит данные о развитии подобных брекчий (так называемых «глинистых оболочек») вокруг соляных диапиров бассейна Мексиканского залива [Diapirism & diapirs, 1968].

Характерной чертой соляных диапиров является «каменная шляпа» (кепрок), глиняных - проявления грязевого вулканизма. Наиболее показательными признаками последнего в ископаемом состоянии являются прослои так называемой сопочной брекчии, встречающиеся в толще морских или континентальных отложений, залегающих стратиграфически выше глин диапирового купола. Они представляют собой продукты излияния жидких грязевых масс, мощность которых в разрезах обычно изменяется от 10 см до нескольких метров, и состоят из скопления концентрических комочков (газокласт) материала жерловых фаций с редкой примесью каменных включений [Diapirism & diapirs, 1968]. Сопочные брекчии отличаются массивной пузырчатой текстурой и лишены признаков какой-либо слоистости.

Среди различных гипотез, объясняющих происхождение складчатости нагнетания, можно выделить две главные, конкурирующие друг с другом на протяжении десятилетий. Наиболее отчетливо это видно на примере изучения соляной тектоники.

В 1912 г . шведский ученый С. Аррениус предположил, что соляные купола образуются потому, что плотность соли меньше плотности покрывающих пород. Для галита она равна 2,2·10³ кг/м³, для рыхлых песчано-глинистых осадков, залегающих вблизи дневной поверхности, - порядка 2,0·10³ кг/м³. С глубиной плотность соли из-за ее компактного сложения практически не меняется, тогда, как плотность песчано-глинистых пород растет и на глубинах 700- 900 м становится такой же, как у соли. На более глубоких горизонтах возникает инверсия плотностей, и соль при наличии неровностей в ее кровле начинает изостатически всплывать, образуя соляные купола. Росту последних благоприятствуют тектонические события, способствующие возникновению волнистости на поверхности соли. В дальнейшем гипотеза С. Аррениуса была дополнена Р. Лахманом, Е. Харбортом и другими авторами, подчеркивавшими важность пластических свойств соли, наличия ослабленных зон в покрывающих соль породах и т.п. В 1934 г . эта концепция была усовершенствована Л. Неттльтоном, который использовал принцип гравитационной неустойчивости Рэлея - Тейлора. В соответствии с этим принципом горные породы в солянокупольных районах рассматриваются как очень вязкие жидкости, верхняя из которых тяжелее нижней. Если на границе их раздела возникают какие-либо неровности, начинается перемещение легкой «жидкости» вверх, а тяжелой - вниз с образованием конвекционных ячей. Предполагается, что течение соли происходит очень медленно (крип, ползучесть) и осуществляется путем трансляции, двойникования и блокования составляющих породу кристаллов. Вязкость галита обычно оценивается величиной порядка 10¹⁴-10¹⁷ Па·с, причем с увеличением глубины она может снижаться за счет повышения температуры [Diapirism & diapirs, 1968].

В подобном модифицированном виде гипотеза С. Аррениуса в настоящее время принимается большинством исследователей. При этом глубинным тектоническим процессам отводится обычно второстепенная роль «спускового механизма», инициирующего галокинез. В то же время В. Таннер и Г. Уильямс [Diapirism & diapirs, 1968] и ряд других авторов считают пластические свойства соли более важными, чем инверсию плотностей.

Одновременно с гравитационной гипотезой или даже несколько раньше нее была выдвинута идея о том, что соляная тектоника вызывается обычными «орогеническими» силами, а своеобразие возникающих в результате структурных форм объясняется физическими свойствами соли. Одним из первых авторов этой концепции был румынский геолог М. Мразек, в дальнейшем она развивалась в работах Г. Штилле и других исследователей. Довольно широкую поддержку эта гипотеза находит в Советском Союзе (В.И. Китык, М.А. Дубровин, А.И. Конищев и др.). Обстоятельная критика гравитационной гипотезы дана в работах В.И. Китыка.

Резюмируя вышеизложенное, следует отметить, что общепризнанными условиями, необходимыми для развития складчатости нагнетания, являются: 1) трехчленное строение разреза, состоящего из двух относительно жестких толщ и залегающего между ними активного слоя, представленного более пластичным и менее прочным материалом; 2) неравномерное давление на этот слой.

Спорными можно считать необходимость инверсии плотностей и в связи с этим относительную роль гравитационных и тектонических сил.

Особенности развития глиняного диапиризма

С существенными трудностями гравитационная гипотеза сталкивается при объяснении глиняного диапиризма, который обычно не сопровождается инверсией плотностей. Так, в бассейне Мексиканского залива глины, участвующие в процессах нагнетания, по данным Н. Магары, уплотнены до такой степени, которой нормальные глины достигают лишь на глубине 2135- 2440 м . Высокую степень уплотнения имеют также майкопские глины Крымско-Кавказской области и синие кембрийские глины северо-запада европейской части СССР [Горькова, 1975], играющие активную роль в складчатости нагнетания.

В соответствии со сводкой Г. О´Брайена [Diapirism & diapirs, 1968] к числу районов, в которых известны проявления глиняного диапиризма, относятся: бассейн Мексиканского залива (Южный Техас, Луизиана), о. Тринидад, Северо-Западная Колумбия, Восточная Венесуэла, Крымско-Кавказская область, Западная Туркмения, долина р. По, Мараканский хребет (пров. Белуджистан), Бирма, Андаманские острова, о. Новая Гвинея, восточная окраина Ливийской пустыни, западная часть Сирии. Глиняные диапировые купола были также установлены на погруженном краевом плато Воринг (Норвежское море). Обычно активную роль в процессах нагнетания глинистого материала играют молодые олигоцен-миоценовые, реже эоценовые отложения, хотя иногда в них участвуют меловые (бассейн р. По) или юрские (Египет, Сирия) породы.

Уже само тяготение перечисленных районов к современным подвижным поясам и зонам рифтогенеза наводит на мысль о том, что тектонический фактор - определяющий в развитии глиняного диапиризма. Тем не менее, для объяснения рассматриваемого процесса чаще всего используют гипотезу изостатического всплывания, причем обычно считается, что необходимая для него инверсия плотностей обеспечивается избыточным газо- и водонасыщением глин активного слоя. Довольно широкое распространение получили взгляды Р. Чапмена [Chapman, 1974], в соответствии с которыми складчатость нагнетания развивается в регрессивных сериях молодых осадков, представленных мощной толщей глин и перекрывающих их песков. После начала отложения последних глины подвергаются уплотнению сверху вниз, что ведет к запечатыванию выделяющихся при этом поровых флюидов и росту порового давления. Ссылаясь на расчеты, Р. Чапмен [Chapman, 1974] указывает, что аномально высокое пластовое давление (АВПД) в глинах может поддерживаться на протяжении 20х10⁶ лет и более. Оно приводит к недоуплотнению глин, их пониженной эффективной вязкости, инверсии плотностей, что, в свою очередь, служит причиной развития процессов нагнетания (при неравномерном давлении на активный слой).

Действительно, связь глиняного диапиризма с аномально высоким пластовым давлением флюидов в активном слое установлена всюду, где проводились соответствующие измерения. Однако по поводу природы АВПД существуют разные точки зрения, не всегда согласующиеся с выводами Р. Чапмена.

В частности, довольно широко распространено мнение (К.А. Аникеев, А.А. Орлов и др.) о том, что современные зоны АВПД обусловлены пульсационными проявлениями латерального неотектонического сжатия. Некоторые авторы критикуют гипотезы, связывающие образование АВПД с затрудненным оттоком флюидов из уплотняющихся под действием геостатического давления глин. Так, по оценке В.Ф. Линецкого, время существования АВПД не может превышать нескольких сотен тысяч - первых миллионов лет. П.Н. Кропоткин и Б.М. Валяев показали, что факторы, обусловившие АВПД, действовали сравнительно недавно или даже продолжают действовать (если пластовое давление близко к геостатическому). По их мнению, медленный постепенно развивающийся из-за роста геостатического давления процесс уплотнения пород не может объяснить возникновения и сохранения АВПД, которое быстро уменьшается до гидростатического за счет диффузии и фильтрации флюидов. Такой же точки зрения придерживаются В.И. Дюнин и другие авторы.

В районах развития глиняного диапиризма распространение АВПД сопровождается проявлениями современного (Керченско-Таманская область, Апшеронский полуостров и др.) и ископаемого (Южный Техас и др.) грязевого вулканизма. Деятельность грязевых вулканов сопровождается интенсивным выделением газов, в составе которых практически повсеместно господствует метан. Так, средний состав газов, выделяющихся при грязевом вулканизме в Керченско-Таманской области, характеризуется следующими цифрами: метан - 83 %, углекислый газ - 13, азот - не более нескольких процентов, тяжелые углеводороды - доли процента. Сероводород обычно не улавливается из-за его быстрого разложения.

Известно, что метан образуется при разложении рассеянного в породах органического вещества анаэробными бактериями. Этот процесс, исходя из температурных условий, вероятно, возможен в верхних горизонтах осадочных пород, по X. Хедбергу, до глубин 1- 2 км . Однако теперь установлено, что основная масса метана - результат термохимических превращений органического вещества осадочных пород на больших глубинах, в так называемой метановой зоне.

Приток газа с этих глубин, как считает ряд авторов, и обусловливает наличие АВПД в верхних горизонтах разреза. Такой приток осуществляется по зонам повышенной проницаемости, связанным с разломами. Не случайно поэтому, что грязевые вулканы, как показано в работах П.П. Авдусина, А.Г. Дурмашьяна, В.А. Горина, З.А. Буниат-Заде и др., обычно располагаются вдоль трасс крупных (глубинных) разломов или на их пересечениях. При этом прорыв разжиженной глиной вышележащих пород нередко сравнивается с гидроразрывом. Вместе с глинистым материалом среди продуктов грязевых извержений нередко наблюдаются вынесенные с глубины в несколько километров блоки жестких пород, объем которых может достигать десятков и даже сотен кубических метров.

Не вдаваясь в рассуждения о причинно-следственных связях в диаде глиняный диапиризм - грязевой вулканизм, отметим, что само наличие последнего указывает на периодическое нарушение медленного роста глиняных ядер нагнетания, кратковременными периодами скачкообразного увеличения скорости процесса, сопровождавшимися разжижением и вязким течением нагнетаемого материала в область пониженного давления. Можно предполагать, что это объясняется деформационными свойствами глин и характером развивающихся в них напряжений.

Деформационные свойства глин определяются главным образом количественным соотношением твердой и жидкой (а также газообразной) фаз, ее структурой (термин «структура» заимствован из коллоидной химии и подразумевает взаимное расположение частиц, а также характер связи между ними в различных условиях. В глинах различают водноколлоидные связи, обусловленные электромолекулярными силами взаимодействия минеральных частиц с пленками воды и коллоидными оболочками, и кристаллизационные связи, приводящие к образованию новых поликристаллических соединений, не восстанавливающихся после разрушения) и прочностью [Горькова, 1975]. Пластическое течение более или менее уплотненных глин может начаться только тогда, когда испытываемое ими напряжение сдвига превысит критическое (условный предел текучести или упругости Р_К-1). Постепенное увеличение касательных напряжений выше указанного предела вызывает пластическое течение глин. При этом если концентрация твердой фазы достаточно высока (т.е. глины уплотнены и маловлажны), происходит мгновенное тиксотропное восстановление разрушающихся в процессе деформации структур. В результате течение осуществляется с наибольшей постоянной (шведовской) вязкостью ползучести (η₀) или установившейся ползучести. Для глин, находящихся в пластичной или полутвердой консистенции, эта вязкость оценивается в 10⁹ - 10¹⁰ Па·с [Горькова, 1975], откуда следует, что ядра нагнетания глин растут гораздо быстрее, чем соляные купола.

Условия  развития установившейся ползучести в рассматриваемых породах можно записать следующим образом: σ_z tg φ + Р_к-1 <τ_z < σ_z x tg φ + Р_r¹, где τ_z - касательное напряжение на глубине z от дневной поверхности; σ_z - нормальное к плоскости среза эффективное давление на глубине z (с учетом взвешивающего влияния гидростатического давления); Р_к-1 - условный предел текучести; Р_r¹ - предел ползучести: условное предельное напряжение, при котором еще возможно течение с наименьшей степенью нарушения структуры (с условно постоянной вязкостью η₀). Таким образом, пластическим деформациям глин способствует повышение порового давления флюидов, которое может быть обусловлено поступлением пузырьков газа в связи с бактериальным разложением органического вещества, притоком газа с глубины, уменьшением пористости вследствие тектонического и геостатического сжатия, выделением воды при переходе монтмориллонита в иллит и т.п.

Рост ядер нагнетания начинается в тех случаях, когда развивающееся в глинах компрессионное давление превышает длительную прочность (или условный предел текучести) вышележащих пород. Выявленное Ф. Трусхеймом двухъярусное строение структур нагнетания, возможно, объясняется тем, что деформация пород над ними первоначально распределяется равномерно, а в дальнейшем, когда поперечный изгиб достигает определенной величины, в породах верхнего комплекса обособляются локальные ослабленные зоны, по направлению к которым и происходит течение материала активного слоя. Зоны выжимания локализуются на тех участках, где подстилающие породы испытывают сводовое, либо блоковое поднятие, или непосредственно над рассекающими их разломами.

Поскольку медленное течение глин сопровождается их уплотнением, снятие напряжений (или их уменьшение ниже критического) приводит к прекращению ползучести. Если же напряжения превысят предел ползучести, скорость разрушения структур в глинах начинает преобладать над скоростью их тиксотропного восстановления, вязкость глин падает на несколько десятичных порядков, происходит вязко-пластическое течение глин с наименьшей пластической (бингамовской) вязкостью η_m и лавинообразное разрушение пород [Горькова, 1975]. Величина η_m, а также отношение η₀/η_m, характеризующее чувствительность глин к разрушению структуры, т.е. их подвижность, зависит от состава пород, характера структурных связей и влажности. При определенных условиях, в частности при высоком содержании флюидов и росте порового давления до величины геостатического, глины за пределом ползучести могут полностью разжижаться и течь, как вязкая ньютоновская жидкость. Разжижению глин чрезвычайно способствуют различные динамические воздействия, особенно вибрация, связанная с землетрясениями. Наиболее вероятным источником периодического возрастания влажности глин является приток флюидов с глубины по зонам разломов в подстилающем субстрате. Разжижение глин сопровождается грязевыми извержениями с выделением огромного количества газа и избыточной воды, после чего процесс нагнетания может на некоторое время прекратиться или продолжаться за счет медленной равномерной пластической деформации (установившаяся ползучесть).

СКЛАДЧАТОСТЬ НАГНЕТАНИЯ В СЛАБОЛИТИФИЦИРОВАННЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ

Приповерхностные структуры нагнетания в слаболитифицированных отложениях распространены весьма широко, хотя взгляды исследователей на их происхождение существенно расходятся [Белоусов, 1975; Генералов, 1983; Данилов, 1980; Кригер и др., 1983; Лаврушин, 1976; Левков, 1980; Лобанов, 1976]. Выразительные проявления приповерхностной складчатости нагнетания известны в дельте р. Миссисипи [Diapirism & diapirs, 1968]. Здесь в ней участвуют позднеплейстоценовые морские глины (моложе 26500 лет) мощностью 80- 100 м , залегающие между двумя толщами песков и состоящие из трех горизонтов, различающихся по минеральному составу (верхний и нижний монтмориллонитовые, средний обогащен каолинитом и карбонатом). Высота глиняных диапировых куполов достигает 100 м ; считается, что они образуются на внешнем выпуклом склоне быстро выдвигающегося в море аккумулятивного тела регрессивных песков, чему благоприятствует инверсия плотностей (объемная масса песков 2,0·10³ кг/м³, глин 1,75·10³ кг/м³). Между тем, приводимые в работе Д. Моргана, Дж. Коллемана и С. Гаглиано факты не согласуются с выводами этих авторов, так как на изображенном ими профиле буровых скважин [Diapirism & diapirs, 1968] активную роль в процессе нагнетания играет нижний монтмориллонитовый горизонт глин; средний (каолинитовый) пассивно изгибается над ним, а верхний иногда образует складки отжимания, раздавливаясь на сводах некоторых куполов и оттекая в межкупольные понижения.

Диапировые купола выражены в современном рельефе в виде островков или мелей, появляющихся на глазах человека. Судя по анализу разновременных навигационных карт, купола высотой около 100 м образовались на протяжении последних 100 лет. Колонны обсадных труб, оставленные в скважинах, в некоторых из них оказались сильно деформированными через 5 лет. Осадки, изогнутые над ядрами нагнетания, нарушены нормальными сбросами, из которых выдавливается вязкая разжиженная глина и выделяется сероводород. Вокруг диапировых куполов во вмещающих отложениях развиваются надвиги.

Значительная скорость деформации в рассматриваемом случае, по-видимому, объясняется молодым возрастом глин, их гидрофильностью и, вследствие этого, высокой влажностью, вероятно, превышающей влажность на границе текучести. Полное разрушение структуры подобных глин происходит в очень узком диапазоне напряжений Р_к-1 - Р_к-2, вследствие чего установившаяся ползучесть глин быстро сменяется вязкопластичным течением. Шведовская вязкость таких осадков (вязкость ползучести) равна 10⁶- 10⁷ Па·с, бингамовская наименьшая пластическая вязкость измеряется единицами Па·с [Горькова, 1975], поэтому процесс протекает с большим ускорением. Его развитию благоприятствует повышенное поровое давление, по-видимому, возникающее из-за биохимического (?) накопления метана. Во многих случаях молодые глинистые осадки вообще не обладают выраженным пределом текучести и ведут себя, как вязкая ньютоновская жидкость.

Некоторые типы четвертичных глин северных районов (северо-запад СССР, Скандинавский и Кольский полуострова, Канада) легко разжижаются при нарушении их природной структуры и, следовательно, могут играть активную роль в процессах нагнетания. В этом отношении весьма показательны пески, которые представляют собой сыпучий материал и практически не обладают свойством ползучести, вследствие чего не склонны к пластическим деформациям. Считается поэтому, что пески, участвующие в приповерхностной складчатости нагнетания, были водонасыщены и находились в плывунном состоянии [Кригер и др., 1983; Лаврушин, 1976; Левков, 1980].

Проблема разжижения песков уже давно обсуждается в литературе. Чаще всего плывунами становятся наиболее тонкозернистые разности песков, хотя в той или иной степени этим свойством могут обладать любые пески рыхлого сложения, в которых внутренние связи (сцепление) отсутствуют или исчезающе малы. В физическом смысле переход песчаных отложений в плывунное (разжиженное) состояние означает, что зерна песка не контактируют друг с другом и внешнее давление (литостатическое, тектоническое) воспринимается поровой водой. Разжижение почти всегда сопровождается уплотнением песков, т.е. переходом к более компактной упаковке их зерен, в результате чего происходит отжатие избыточной поровой воды. По этой причине после прекращения внешнего воздействия, вызвавшего разжижение, время нахождения песков в плывунном состоянии определяется их фильтрационными свойствами. Последнее, в свою очередь, служит причиной того, что плывунами становятся в основном мелкозернистые пески; более крупнозернистые разности это свойство почти мгновенно теряют из-за быстрого отжатия избыточной поровой воды.

Как известно, жидкости отличаются от твердых тел отсутствием сопротивления сдвигу, для разжиженных песков это условие записывается с помощью критерия Кулона - Навье: τ_z = С + σ_z · tg φ = 0, где τ_z - динамическое или статическое сопротивление сдвигу на глубине z от дневной поверхности; С - сцепление; σ_z - эффективное давление вышележащих пород на глубине z, нормальное к плоскости среза; φ - угол внутреннего трения. При С = 0, что характерно для хорошо окатанных песков рыхлого сложения, это условие упрощается: τ_z = σ_z · tg φ = 0.

После работ А.Ф. Лебедева различают псевдоплывуны и истинные плывуны. Первые их них разжижаются при создании в породах дополнительного гидростатического или гидродинамического напора, уравновешивающего эффективное давление (σ_z ≈ 0), вторые - за счет резкого снижения внутреннего трения (φ = 0). В любом варианте разжижение песков может произойти лишь после разрушения их внутренней структуры, причем для псевдоплывунов потребуются большие, а для истинных плывунов - меньшие усилия. Такие усилия развиваются под действием динамических нагрузок. В геологических условиях - это обычно вибрация, связанная с землетрясениями, движения поровой воды (фильтрационные силы) и напряжения сдвига. Случаи разжижения песков, сопровождающиеся выбросами воды и плывунов при землетрясениях на аллювиальных равнинах, известны давно. В соответствии с фильтрационной теорией Н.Н. Маслова уплотнение песков, вызванное сейсмическими колебаниями, сопровождается отжатием избыточной поровой воды вверх против направления градиента напоров. Возникает фильтрационный поток и, как следствие, - избыточное поровое давление, взвешивающее зерна песка и снижающее силы внутреннего трения вплоть до полного разжижения породы. Считается, что разжижение песков происходит только при сильных землетрясениях (6-7 баллов и выше) и иногда может наблюдаться на значительном (более 100 км ) удалении от эпицентра [Ершов и Попова, 1978; Попова и Соколов, 1982]. Оно контролируется критическим ускорением сейсмических колебаний, различным для разных типов песков (плотность, пористость, окатанность). Точно так же можно говорить о критическом градиенте напора при фильтрационных воздействиях, критическом сдвигающем напряжении и т.п.

Истинные плывуны характеризуются наличием тонкодисперсных частиц (менее 0,01 мм ), количество которых, однако, невелико, так что порода не приобретает связности. Это - глинистые минералы, коллоиды глинозема, кремнезема и железа, а также органические соединения. Особенно велика роль последних. По мнению И.М. Горьковой [1975], они являются поверхностно-активными веществами, даже незначительное содержание которых стимулирует образование на поверхности песчинок гидратных оболочек. Последние представляют собой своеобразную смазку, облегчая скольжение зерен друг относительно друга, способствуя разжижению и плотной упаковке песка. Тонкозернистые песчано-коллоидные (по И.М. Горьковой) породы отличаются от псевдоплывунов значительно большей водоудерживающей способностью, более постепенным уменьшением прочности при росте влажности, очень рыхлой, растянутой, малопрочной структурой в широком диапазоне влажности (40-200 %).

В последние годы роль органического вещества в приобретении породами свойств истинных плывунов получила новое освещение в работах В.В. Радиной [1973]. В серии экспериментов ею было доказано, что органическое вещество представляет собой питательную среду бактерий, жизнедеятельность которых приводит к накоплению защемленных в поровой воде пузырьков газа и вызывает избыточное давление в жидкой фазе породы, являющееся энергетическим фактором ее подвижности. В лабораторных опытах поровое давление достигало 0,4 МПа и больше.

Избыточное давление в порах, образующееся в результате жизнедеятельности микроорганизмов, снижает эффективное давление, а следовательно, и сопротивление песков сдвигу, способствуя, таким образом, их разжижению. При этом пузырьки газа выполняют также роль своеобразных шарикоподшипников, снижая вместе с органическими коллоидами внутреннее трение. В опытах, продолжавшихся много лет, плывунные свойства были воспроизведены В.В. Радиной на чистых песках. Через 5 и 8 лет после посева микроорганизмов в песках появилась корродированность мелких фракций, стали заметными их пылеватость, некоторая связность и т.п.

Таким образом, механизм перехода и псевдо-, и истинных плывунов в разжиженное состояние, по-видимому, один и тот же. Он заключается в развитии гидродинамического или гидростатического давления, нейтрализующего эффективное давление, обусловленное весом вышележащих пород. В связи с этим большое значение имеет глубина залегания потенциально активного слоя, ибо дополнительная пригрузка резко снижает способность водонасыщенных песков к разжижению или даже препятствует ей. Отсюда следует, что существуют критические глубины, ниже которых складчатость нагнетания в слаболитифицированных отложениях проявиться не может, поскольку это связано с необходимостью создания слишком большого давления в их жидкой (газовожидкой) фазе. Чаще всего критические глубины, по-видимому, располагаются в нескольких десятках метров (изредка в 100- 150 м ) ниже дневной поверхности. Можно предполагать, что вне районов современной сейсмичности активным материалом в процессах нагнетания на этих глубинах служат в основном истинные плывуны, переходящие в подвижное состояние под влиянием весьма слабых напряжений. Особенно благоприятны для развития складчатости нагнетания зоны затрудненного водообмена, когда водонасыщенные пески выполняют эрозионные или неотектонические депрессии и перекрыты относительно водоупорной толщей. Если такие пески обогащены органическим материалом, в них постепенно накапливаются газообразные продукты, в результате чего поровое давление может приближаться к геостатическому. В подобных условиях малейшее нарушение неустойчивого равновесия должно вызывать разжижение песков и их вязкое течение против направления градиента давлений. Наибольшая постоянная вязкость (вязкость ползучести) для истинных плывунов оценивается в 10⁶ Па·с [Горькова, 1975]. Имеющая, по-видимому, гораздо большое практическое значение наименьшая вязкость измеряется первыми десятками [Горькова, 1975] или (по П.Л. Иванову) первыми сотнями Па·с.

Зоны выжимания активного слоя должны обособляться на участках повышенных напряжений (например, над разрывным нарушением или над гребнем растущего поднятия), тогда как зоны нагнетания локализуются в местах более низких давлений, особенно там, где перекрывающие отложения ослаблены и легче изгибаются над скучивающимся материалом.

Приповерхностная складчатость нагнетания широко распространена на шельфе Баренцева моря, где она зафиксирована на многих профилях непрерывного сейсмоакустического профилирования. Активным слоем почти во всех случаях служит один и тот же статиграфический горизонт, чаще всего приуроченный к основанию разреза четвертичных отложений. Он имеет мощность от первых метров до 15- 25 м и более, залегая с размывом и дисперсным угловым несогласием на разных горизонтах плиоценовых, мезозойских и палеозойских пород. По-видимому, этот пласт представлен трансгрессивными песчаными фациями и имеет весьма однородный состав, так как практически не содержит сколько-нибудь выдержанных внутренних отражающих поверхностей. По отчетливой границе он повсеместно перекрыт глинами (в том числе мореноподобными), кое-где вскрытыми в скважинах морского бурения. Мощность этих глин изменяется от нескольких метров до многих десятков метров. Выше по разрезу на разных участках залегают разные по составу (глины, мореноподобные диамиктиты, пески, галечники и др.) и мощности четвертичные отложения, обычно характеризующиеся ритмичным напластованием.

Складки нагнетания в нижнем горизонте песков развиты преимущественно на участках неотектонических депрессий (особенно в их бортах), где подошва активного слоя очень полого прогнута. Во многих случаях кровля этого слоя характеризуется мелкой волнистостью, свидетельствующей о нестабильном положении границы между песками и покрывающими их глинистыми образованиями. Иногда четко обособляются зоны выжимания и нагнетания, причем первые зачастую располагаются над верхними кромками разрывов или над гребнями поднятий в подстилающих породах, хотя подобная структурная обусловленность отмечается не всегда. Приуроченность участков выжимания материала к разрывным нарушениям особенно характерна для сдвиговых зон, внутри которых эти участки обладают отчетливой линейностью. При длине от 1 до 10 км они имеют незначительную (от нескольких сотен метров до 1 км ) ширину. В центре зоны выжимания мощность песков может сокращаться по сравнению с исходной во много раз, так что в некоторых случаях становится меньше разрешающей способности записи на лентах НСП. В зонах нагнетания максимальная мощность увеличивается в несколько раз, достигая иногда 80- 120 м . В поперечном сечении они представляют собой выпуклую вверх линзу - погребенный песчаный «вал». Линейность этих структур выражена не столь отчетливо, как у зон выжимания: наиболее крупные имеют ширину от нескольких сотен метров до 3- 4 км при длине от 1 до 8 км , так что соотношение между ними чаще всего равно 1:2 или 1:3. Крылья рассматриваемых «валов» очень пологие и обычно наклонены под углами от 1,5-3° до 4-7°, что могло бы указывать на их аккумулятивное происхождение. Однако целый ряд динамических признаков свидетельствует о деформационной природе этих образований. Так, вышележащие слои над зонами скучивания активного материала антиклинально изгибаются (рис. 18), в этих слоях иногда видны вторичные складки отжимания, наклоненные в противоположные стороны от гребня растущего ядра нагнетания. В зонах выжимания, наоборот, происходит синклинальное проседание вышележащих осадков.

Если активный слой перекрывается соизмеримым по мощности горизонтом глин, последние заполняют компенсационные депрессии, стекая (или отжимаясь) с гребня и склонов растущих «валов». В результате мощности глин в килевидных компенсационных синклиналях над зонами выжимания и песчаного материала, скучиваемого в виде «валов», оказываются примерно одинаковыми. В некоторых случаях глины, а иногда и покрывающие их четвертичные осадки на сводах «валов» полностью редуцируются и последние приобретают диапироподобный характер.

Наиболее активный материал в процессах нагнетания в приповерхностных условиях - водонасыщенный песок. Другие типы слаболитифицированных отложений (высоковлажные глины, торфа, лигниты и пр.) зачастую формируют вторичные структуры - складки отжимания, возникающие в результате «раздавливания» материала этих слоев на гребне растущего песчаного купола и их пластического течения в область межкупольных понижений. Гораздо реже активную роль в приповерхностной складчатости нагнетания играют глинистые отложения, которые, как указывает И.М. Горькова, уподобляются плывунам лишь при очень высокой влажности, когда они образуют рыхлую структурную сетку. Чем выше влажность глин, тем легче они разжижаются при нарушении естественной структуры. Вместе с тем глины всегда обладают большей структурной прочностью, чем находящиеся в аналогичных условиях пески, поэтому для перехода в разжиженное состояние истинные плывуны песчаного состава требуют наименьших усилий и наименьшего количества воды. Так, для разжижения водонасыщенных глинистых грунтов интенсивность землетрясений должна быть на один балл выше, чем для разжижения песков [Ершов и Попова, 1978].

ГЛИНЯНЫЙ ДИАПИРИЗМ И ЕГО ПОВЕРХНОСТНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ НА ПРИМЕРЕ РАЙОНА г. ХАНТЫ-МАНСИЙСК - с. САМАРОВО

Проблема глиняного диапиризма в Западной Сибири впервые была затронута В.Н. Саксом и З.З. Ронкиной в 1957 г . при описании мезозойских отложений Усть-Енисейской впадины. Однако предположение этих исследователей о существовании крупных (высотой порядка 3 км ) диапировых куполов в этом регионе не заинтересовало геологов, поскольку развернувшиеся в шестидесятые и последующие годы сейсморазведочные работы показали, что амплитуды структур осадочного чехла Западно-Сибирской плиты измеряются десятками и изредка первыми сотнями метров. Не последнюю роль сыграло и то обстоятельство, что складчатость нагнетания развита в основном в северных районах Западной Сибири, которые, как считало большинство исследователей, подвергались неоднократным оледенениям. В этой связи часто встречающиеся на севере низменности напряженные приповерхностные дислокации, амплитуда которых иногда превышала установленную сейсморазведкой, не учитывались при структурных построениях, поскольку объяснялись деятельностью плейстоценовых ледников. В шестидесятые годы развернулась острая дискуссия о палеогеографии Западной Сибири в новейшую геологическую эпоху. Большая группа геологов - А.И. Попов, Н.Г. Чочиа, И.Л. Кузин, О.В. Суздальский, Ю.Н. Кулаков, Н.Г. Загорская, П.П. Генералов, Р.Б. Крапивнер, И.Л. Зайонц и др. не признавала ледниковый генезис так называемых мореноподобных отложений региона и отрицала факт покровных оледенений низменности. Дискуссия резко оживила интерес исследователей к экспонированным в обнажениях деформационным структурам, поскольку они имеют ключевое значение в решении альтернативы - оледенения и гляциодислокации или морские трансгрессии и постседиментационные тектонические, гравитационные и прочие деформации. Ниже мы рассмотрим строение одного из участков развития приповерхностных дислокаций, расположенного в центре Западно-Сибирской низменности и получившего довольно широкую известность в геологической литературе.

Вблизи устья р. Иртыш среди обширной долины возвышается овальным холм, известный под названием Самаровского останца. Его длина 5,3 км , ширина 2,9 км , площадь примерно 11,2 км². На северо-востоке с ним сочленяется 2-я надпойменная терраса, на которой расположен г. Ханты-Мансийск. С трех других сторон холм опоясан руслом Иртыша. С юго-запада между руслом и останцом выделяется пойменный участок, на котором раскинулось с. Самарово. Поверхность останца располагается на высоте 80- 90 м над уровнем поймы, а его крутые изрезанные оврагами борта имеют относительные превышения 40- 70 м (иногда около 80 м ). Юго-западные склоны холма примечательны тем, что в них обнажаются опоковидные глины эоценовой люлинворской свиты. Они давно привлекают внимание геологов своим необычно высоким гипсометрическим положением: кровля их поднимается местами до 60- 65 м над меженным урезом воды в реке, тогда как обычно эоценовые породы в центре Западной Сибири залегают на глубине в сотни метров. Опорная скважина, пробуренная в г. Ханты-Мансийске у подножия северо-восточного склона останца, вошла в эоценовые отложения на глубине 464 м и вскрыла весь кайнозойский разрез в нормальной стратиграфической последовательности. Аномально высокое положение палеогеновых пород в разрезе останца мы в дальнейшем изложении будем называть Самаровским феноменом.

Район неоднократно посещался исследователями, которые с разной степенью детальности изучали в основном два наиболее крупных обнажения, получивших название Пионерской и Самаровской гор (рис. 19). Наиболее широко распространена точка зрения Н.К. Высоцкого, В.Г. Васильева, С.Б. Шацкого и др., согласно которой опоковидные глины в разрезе останца представляют собой крупный отторженец, перенесенный ледником с северо-запада. В пользу такого вывода обычно приводятся следующие доказательства: опоковидные глины в районе с. Самарово подстилаются четвертичными отложениями; четвертичные отложения, залегающие над и под этими глинами, дислоцированы за счет интенсивного бокового давления и, наконец, амплитуда известных локальных тектонических структур по палеогену в пределах региона никогда не превышает нескольких десятков метров. Другие объяснения Самаровского феномена (Р.С. Ильин, И.Л. Кузин, Н.Г. Чочиа, Я.С. Эдельштейн) не получили признания, так как противоречат указанным фактам.

В 1967-1968 гг. на участке были проведены детальные исследования, сопровождавшиеся бурением скважин и геофизическими работами. Не рассматривая конкретно механизм Самаровского феномена, мы на основании полученных материалов показали серьезные внутренние противоречия господствующих представлений о его природе. Позднее здесь был пробурен еще ряд скважин, разрезы которых хорошо коррелируются с нашими данными. Тем не менее, в последующих работах С.А. Архипова, И.А. Волкова, B.C. Волковой, Е.Е. Гуртовой, Ю.А. Лаврушина, Г.А. Чернова отстаивается традиционная точка зрения.

Основные черты геологического строения участка

Мощность осадочного чехла в рассматриваемом районе по геофизическим данным составляет 3- 3,5 км . Ханты-Мансийская опорная скважина под 70-метровой толщей новейших осадков вскрыла олигоценовые отложения некрасовской серии ( 195 м ), эоцен-нижнеолигоценовые глины тавдинской (чеганской) свиты ( 197 м ), а также породы эоцена ( 177 м ), палеоцена ( 115 м ), верхнего мела ( 551 м ), альба ( 359 м ), апта ( 253 м ) и была остановлена на глубине 2180 м в готерив - барреме. По данным скважин, пройденных впоследствии, были охарактеризованы лишь новейшие осадки и некрасовская серия; некоторые из них вошли в серовато-зеленые тавдинские глины, а одна, возможно, вскрыла ядро диапира (рис. 20).

Некрасовская серия представлена тремя свитами, обычно составляющими ее разрез и на других площадях - атлымской (белые кварцевые пески, 80- 100 м ), новомихайловской (пески, лигнитоносные глины и алевриты, 80- 110 м ) и туртасской (зеленые глауконитовые алевриты, 30- 50 м ). На разные горизонты некрасовской серии по границе размыва и углового несогласия налегает толща новейших осадков, которая, в свою очередь, делится на ряд ритмостратиграфических подразделений, прослеженных И.Л. Зайонцем и Р.Б. Крапивнером на значительных пространствах Западной Сибири. В разрезе останца эта толща представлена двумя различающимися по составу и палеонтологической характеристике свитами: раннеплиоценовой мужиноуральской (мореноподобные диамиктиты, ленточнослоистые глины, алевролиты и реже пески, 50- 62 м ) и позднеплиоценовой салехардской (лессовидные покровные алевриты, мореноподобные диамиктиты, пески с галечником в основании, 45- 55 м ). Первая из них залегает под, а вторая - над занимающим аномальное стратиграфическое положение горизонтом эоценовых опоковидных глин. На пониженных участках Самаровского останца, являющихся обрывками окаймляющей его IV террасы (см. рис. 19, 20, 21), с поверхности залегают среднечетвертичные пески и суглинки (10- 60 м ), опирающиеся на древнеаллювиальные косослоистые русловые пески (19- 20 м ). Последние развиты в основном за пределами останца, залегая под аллювием окружающей его поймы и низких речных террас. Они выполняют погребенные речные долины, прослеженные в низовьях р. Иртыша и на широтном отрезке р. Оби, причем абсолютные отметки подошвы древнего аллювия последовательно снижаются вниз по течению, достигая в районе г. Ханты-Мансийска минус 25- 30 м . В разрезах Тобольского материка (Тобольским материком называют высокое правобережье р. Иртыша между районом его устья и г. Тобольском, которое, по нашим данным, сформировано в основном отложениями IV лагунной террасы) в этом аллювии известны находки остатков фауны млекопитающих тираспольского комплекса, датирующие рассматриваемую пачку нижним плейстоценом.

Детальная литолого-палеонтологическая характеристика разреза новейших отложений района г. Ханты-Мансийска опубликована нами ранее. Приведем конкретный разрез, вскрывающий над- и подопоковые по терминологии В.Г. Васильева толщи в одной точке (см. рис. 19, 20 район скв. 10). Рельефообразующая надопоковая толща (салехардская свита) обнажается в склонах глубокого оврага.

0- 8 м . Задернованный склон.

8- 16 м . Супесь пылеватая, лессовидная, коричневато-серая.

16- 18,55 м . Суглинок легкий, коричневато-серый, плохо сортированный, мореноподобный, щебнистый, с гравием и мелкой галькой.

18,5- 19,5 м . Переслаивание тонкозернистого хорошо сортированного кварцевого песка с пылеватой тяжелой супесью.

19,5- 25,5 м . Суглинок средний, коричневато-серый, плохо сортированный, мореноподобный, с гравием, галькой и единичными мелкими валунами. Грубообломочный материал составляет 5-6 % объема породы.

25,5- 27,6 м . Супесь пылеватая светло-желтая с глубины 26,5 м сменяется зеленовато-серым песком, с горизонтальной реже косой или плетенчатой слоистостью, иногда фиксированной полосами естественного шлиха и послойным распределением окатышей эоценовых опоковидных глин. В нижней части пачки песок в отдельных прослоях и линзах разнозернистый, гравийный.

27,6- 27,8 м . Выдержанный горизонт, состоящий из скопления мелких (около 2 см ) окатышей опоковидных глин с небольшой примесью гравия и гальки (сопочная брекчия).

27,8- 28,5 м . Песок тонко- и мелкозернистый светло-серый с обломками опоковидных глин. Мелкие (0,05- 0,1 м ) косослоистые серии разделены горизонтальнослоистыми интервалами (0,01 -0,03 м ).

28,5- 28,7 м . Горизонт, аналогичный вскрытому в интервале 27,6- 27,8 м (сопочная брекчия).

28,7- 28,8 м . Косослоистая серия, сложенная серым разнозернистым песком с большой рассеянной примесью окатышей опоковидных глин.

28,8- 29,2 м . Песок в кровле мелко- и среднезернистый с примесью гравия, ниже в основном тонкозернистый, с нечеткой пунктирной слоистостью, подчеркнутой полосами естественного шлиха.

29,2- 29,6 м . Гравийно-галечниковый горизонт. Галька мелкая (менее 2- 3 см , редко до 5- 6 см ), различно окатанная - преимущественно кварцевая с примесью окатышей опоковидных глин.

29,6- 37,1 м . Суглинок тяжелый, плохо сортированный, темно-серый, мореноподобный с небольшой примесью гравия, гальки и мелких валунов. В интервалах 29,6- 31 м и 31,8- 33,3 м переслаивается с серым песком (0,05- 0,25 м ), содержащим единичную гальку, а местами скопления мелких окатышей вмещающих мореноподобных суглинков. Близ нижнего контакта пачки встречаются послойные тонкие линзы песка, аналогичного нижележащему.

37,1- 41,1 м . Песок тонкозернистый серый, вниз по разрезу заметно грубеет, с пунктирной горизонтальной слоистостью, зачастую подчеркнутой полосами естественного шлиха. Вблизи контакта с вышележащими мореноподобными суглинками слоистость совершенно не нарушена.

41,1- 43,1 м . Осыпь.

43,1- 43,6 м . Плотно упакованный гравий, галька и единичные мелкие валуны разнообразного состава. Заполнитель - разнозернистый песок, который иногда образует самостоятельные прослои мощностью 0,1- 0,2 м .

43,6- 44,0 м . Эоценовые опоковидные глины.

Подобный характер «надопоковой» толщи сохраняется во всех разрезах Самаровского останца, в том числе по скважинам, пройденным с его поверхности.

Все слои в приведенном обнажении залегают субгоризонтально, контакты между ними выдержаны по латерали. Лишь изредка отмечается пологое (4-6°) падение по азимуту 205-209°. Общее субгоризонтальное залегание надопоковой толщи внутри останца подтверждается и корреляцией вскрытых в обнажении слоев с описаниями скважин (см. рис. 20).

Мореноподобные отложения надопоковой толщи нигде не контактируют непосредственно с опоковидными глинами эоцена. Между ними повсеместно развит пласт мелкозернистых слоистых песков мощностью 6- 7 м . В основании они становятся грубозернистыми или сменяются маломощными базальными галечниками, фиксируя отчетливую границу размыва (см. рис. 20; рис. 21). Последний подтверждается и широким распространением в надопоковой толще угловатых окатышей опоковидных глин. Наличие продуктов разрушения подстилающих эоценовых пород не может быть объяснено их ассимиляцией в теле ледника, как предполагал В.Г. Васильев, а свидетельствует именно о водном размыве и переотложении, поскольку окатыши эоценовых глин обычно распределены в косых горизонтальных слойках, характерных для песчаных горизонтов салехардской свиты. Этим же объясняется и аномальный минеральный состав толщи, в частности, его заметное (по сравнению с соседними участками) обогащение ильменитом и магнетитом, составляющими основу тяжелой фракции эоценовых глин (табл. 3).

Таким образом, надопоковая толща независимо от ее генезиса могла сформироваться лишь после того, как эоценовые глины заняли свое аномально высокое гипсометрическое положение. Следовательно, если эоценовые отложения Самаровского останца и являются ледниковым отторженцем, его транспортировка должна объясняться только деятельностью ледника, оставившего следы своего пребывания под толщей опоковидных глин.

Дальнейшее описание разреза приводится по керну скв. 10, пробуренной на дне карьера у основания приведенного выше обнажения.

44,0- 74,0 м . Глина опоковидная жирная (эоцен) во влажном состоянии, темно-серая до черной, брекчиевидная, неслоистая, состоит из разноразмерного угловатого щебня с притертыми блестящими гранями. Иногда он утопает в бесструктурной глинистой массе; если рыхлый глинистый заполнитель отсутствует, порода становится более плотной. Контакты между этими интервалами разреза четкие, наклонные. Местами керн пересекается пологими (20°) трещинами с зеркалами и бороздами скольжения. В кровле в глинах отмечены признаки выветривания: здесь глины бесструктурны и имеют светло-коричневую окраску.

74,0- 77,6 м . Горизонт смешения, состоящий из неправильного чередования брекчиевидных эоценовых глин (0,8- 1,7 м ), содержащих примесь постороннего материала (более грубый состав, растительные остатки, коричневые тона окраски), и плохо сортированных суглинков (0,3- 0,7 м ) с редкими включениями гравия и гальки и многочисленными обломками опоковидных глин. Встречаются трещины, расположенные с наклоном к горизонту под углом 10-35°, с плоскостями и бороздами скольжения. Иногда плоскости скольжения являются границами между обеими литологическими разностями. Выделены смешанные спорово-пыльцевые спектры с большой примесью типичных послеэоценовых растений.

Эоценовые отложения вскрыты опорной ханты-мансийской скважиной в интервале абсолютных отметок минус 425- 602 м и представлены в нижней части опоковидными, в верхней - аргиллитоподобными глинами. В разрезах Самаровского останца они подняты в среднем на 450- 500 м выше нормального уровня их распространения и, нарушая обычную стратиграфическую последовательность, повсеместно перекрывают мужиноуральскую свиту. В процессе детальных исследований опоковидные глины были обнаружены практически на всей площади останца. В естественных обнажениях выходы палеогена, протягивающиеся местами на сотни метров, разобщены участками относительного понижения его кровли, в пределах которых развиты мощные осыпи. На подобных участках понижена и топографическая поверхность. Таким образом, площадь приповерхностного распространения эоценовых глин соизмерима с площадью останца и составляет примерно 11 км². Их максимальная мощность ( 30 м ) вскрыта скв. 10; обычно, особенно на окраинах останца, мощность не превышает 15- 20 м . Возраст глин обосновывается их литологическим обликом и составом диатомовой флоры, хотя наряду с палеогеновыми диатомеями в них содержатся формы, характерные для позднего мела-палеоцена и позднего эоцена-олигоцена. В стенках обнажений глина повсеместно имеет щебнистую текстуру, грани обломков покрыты ярко-желтой пленкой железистой охры, реже - налетами светло-желтого с зеленоватым оттенком ярозита (?). Повсеместно здесь наблюдаются белесые солевые выцветы (сульфаты), благодаря чему порода имеет общую светло-серую окраску. После дождей она вновь становится темно-серой. Вблизи кровли и подошвы опоковидные глины содержат чуждый им материал, представленный тонкими (от первых сантиметров до 0,2- 0,3 м ) прослоями пылеватых песков. В обнажении «Пионерская гора» эти пески имеют табачно-зеленую окраску и, возможно, обогащены глауконитом. Изредка здесь также встречаются лигнитизированные растительные остатки. Как правило, элементов залегания глин замерить не удается. Однако в случае присутствия указанных выше прослоев видно, что породы наклонены к горизонту под углом от 10 («Пионерская гора») до 70-80° (скв. 11). Подобные наклоны слоев связаны с мелкой складчатостью, осложняющей пласт эоценовых опоковидных глин.

Интенсивная дислоцированность рассматриваемых отложений, отмечаемая всеми исследователями, естественно, связывается с их необычным стратиграфическим положением, так как в подобных отложениях, вскрытых ханты-мансийской опорной скважиной в нормальном залегании, такие деформации не обнаружены. Вместе с тем слои покрывающей глины салехардской свиты залегают субгоризонтально и почти не нарушены. Этот факт в сочетании с признаками выветривания в кровле опоковидных глин подтверждает вывод о формировании надопоковой толщи уже после того, как эоценовые породы были перемещены на необычно высокий уровень.

Там, где удалось наблюдать подошву, эоценовые породы повсеместно подстилаются охарактеризованным выше горизонтом смешения, напоминающим брекчию трения. Наиболее полно он вскрыт в обнажении «Самаровская гора», где представлен сложно деформированными линзами песков и мореноподобных суглинков, хаотически включенными в опоковидные глины. Границы линз неправильные, с многочисленными пережимами и раздувами. В разрезе преобладают опоковидные глины, насыщенные посторонним материалом и содержащие рассеянную гальку и валуны, иногда раздробленные. Отмечен горизонт мощностью около 1 м , внутри которого порода перетерта до состояния бесструктурного серого порошка. Повсеместно развиты многочисленные зеркала скольжения. Встречаются округлые включения песка диаметром от долей сантиметра до 5- 20 см и эпигенетические новообразования (гипс, сидеритовые стяжения и др.). В рассматриваемых образованиях, по данным И.Л. Кузина и Н.Г. Чочиа, наряду с палеогеновыми встречаются пресноводные диатомеи, впервые появляющиеся только в осадках некрасовской серии. Мощность горизонта смешения изменяется от 3-4 до 10 м . В скв. 12 он вскрыт в интервале 3,0- 27,2 м , что, вероятно, связано с крутым (порядка 60°) падением пород на этом участке. Эти же породы С.Б. Шацкий ошибочно считает палеоценовыми, а их интенсивную дислоцированность рассматривает, как доказательство воздействия ледника. Между тем, облик горизонта и его повсеместное распространение объективно свидетельствуют лишь об активном перемещении эоценовых глин относительно подстилающих отложений. В скв. 10 эти отложения вскрыты на большую глубину.

77,6-78,6 м. Глина тощая алевритистая серая со скрытой ленточновидной слоистостью. Слои наклонены к горизонту под углом 30°.

78,6-88,2 м. Песок тонкозернистый серый кварцевый, в верхней части с редкими прослоями (около 5 см ) ленточновидной глины. Встречаются обломки бурой разложившейся древесины.

88,2-95,8 м. Алеврит серый, с текстурной ленточной слоистостью. Слои наклонены под углом 10°. В интервалах 90- 91 м , 91,3- 92,4 м и 92,7- 94,1 м - суглинок тяжелый темно-серый, довольно плохо сортированный, мореноподобный с редким угловатым гравием.

95,8-110,2 м. Глина тощая алевритистая ленточнослоистая. Слоистость в верхней части тонкая, текстурная, наклоненная к горизонту под углом до 35°. Ниже каждая лента (1,0- 1,5 см ) состоит из пары слойков, представленных вверху темной, а внизу светлой (более алевритистой) глиной. Слои здесь наклонены под углом 5°.

110,2-112,1 м. Песок тонкозернистый серый, кварцевый, участками видна тонкая ритмичная горизонтальная слоистость.

112,1-122,1 м. Алеврит тонкопесчаный темно-серый со скрытой горизонтальной слоистостью. По всей толще встречаются прослои песка.

122,1-126,4 м. Песок тонкозернистый пылеватый, темно-серый, однородный.

126,4-131,0 м. Суглинок тяжелый, темно-серый, плохо сортированный, мореноподобный, с небольшой примесью угловатого гравия, мелкой (2- 3 см ) гальки и обломков слабо лигнитизированной древесины. Встречаются тонкие (менее 0,4 см ) линзы зеленовато-серого песка, наклоненные под углом 10-15°.

131,0-136,7 м. Глина тощая алевритистая буровато-коричневая с прослоями и линзами светло-серого тонкозернистого песка (от 1- 2 мм до 1- 2 см ), а также разложившимися растительными остатками. Слои наклонены под углом 10-20°.

136,7-141,4 м. Песок тонкозернистый пылеватый, серый, с редкими обломками лигнитизированной древесины.

141,4-141,6 м. Суглинок тяжелый темно-серый, плохо сортированный, мореноподобный, с редким угловато окатанным гравием.

141,6-146,4 м. Новомихайловская свита (Рg₃² nm). Алевриты и глины с прослоями лигнитов. Слои наклонены под углом 10.

Сходный разрез вскрыт скв. 11, 12 и 40 (см. рис. 20). Он залегает в нормальной стратиграфической последовательности, тогда как перекрывающие опоковидные глины по литологическим и палеонтологическим данным являются более древними образованиями. Вся толща (в том числе и новомихайловская свита) рассечена системой крутых и пологих трещин, фиксированных зеркалами и бороздами скольжения. Иногда они отмечаются на плоскостях напластования ленточных глин, свидетельствуя о межслоевом проскальзывании в процессе общей деформации толщи. Густота трещин в целом убывает вниз по разрезу. В скв. 10 в интервалах 87,8-89 и 92- 93 м они сконцентрированы так, что порода становится брекчиевидной.

Эоценовые опоковидные глины с зоной смешения материала в основании располагаются на разных горизонтах мужиноуральской свиты. В скв. 11 под ними залегают мореноподобные суглинки мощностью 16 м с пачкой слоистых алевролитов ( 3,3 м ) в средней части. Вниз по разрезу суглинки, взаимно переслаиваясь, сменяются ленточнослоистыми глинами. В скв. 10 и 12 горизонт смешения контактирует непосредственно с ленточнослоистыми осадками. Таким образом, подошва опоковидных глин либо срезает кровлю подстилающих отложений, либо залегает на их размытой поверхности. Отсюда следует важный вывод о том, что эоценовые глины заняли наблюдаемое ныне в разрезах Самаровского останца аномальное стратиграфическое положение уже после того, как была сформирована подопоковая толща, и в том числе породы, которые обычно принимают за континентальные морены. Вместе с тем, отложения подопоковой толщи в районе с. Самарово имеют аномальный минеральный состав, заключающийся в резком (в 4,5 раза) обогащении тяжелой фракции ильменитом и магнетитом при значительном (более чем в 2 раза) снижении содержания минералов группы эпидота (см. табл. 3). Это наиболее удовлетворительно объясняется существенным размывом и переотложением материала эоценовых опоковидных глин, тем более что в шлифах из рассматриваемых пород Е.Е. Гуртовой обнаружены обломки этих глин. Следовательно, несмотря  на то, что пласт эоценовых отложений участка перекрыл уже сформированную подопоковую толщу еще в период ее накопления и, вероятно, перед ним в районе должен был существовать размываемый выступ (или выступы) эоценовых пород.

Характеристика деформаций надопоковой толщи

В центральных частях Самаровского останца кровля палеогеновых глин по данным буровых скважин располагается на абсолютной высоте 60- 75 м , а по направлению к его бортам погружается до отметки 40- 50 м и ниже. Общее спокойное залегание пород надопоковой толщи внутри останца сменяется разнообразными дислокациями на его окраинах. Специального их изучения предыдущими исследователями не проводилось, большинство авторов ограничивалось лишь констатацией интенсивных деформаций четвертичных отложений и опоковидных глин. Проведенные нами работы не являются исчерпывающими, но, базируясь на имеющемся материале, можно сделать некоторые принципиально важные выводы.

Прежде всего, дислокации характеризуются изменчивостью ориентировки в плане на расстоянии, иногда измеряемом первыми десятками метров. Выдержанные простирания слоев наблюдались в редких обнажениях лишь на юго-восточной оконечности останца, где, по-видимому, экспонированы фрагменты складок поперечного изгиба или надвиговых чешуй протяженностью (по падению) 40- 50 м . В этих разрезах покровные лессовидные суглинки вместе с подстилающими песками, морено-подобными диамиктитами и другими породами довольно круто (от 20-30° до 40-48° в разных обнажениях) наклонены на юг-юго-восток (187-212°, чаще всего 202-205°).

В большинстве случаев слои надопоковой толщи по периферии Самаровского останца слегка гофрированы, образуя морфологически нечетко выраженные, малоамплитудные (первые метры) складки с пологими (до 10-20°) крыльями. Изменчивость их ориентировки в плане, вероятно, объясняется изгибами осей или наклонами шарниров по направлению к продольным окончаниям сравнительно коротких брахиформных складок. Наряду с этим встречаются гораздо более напряженные дислокации, обычно связанные с различными разрывными нарушениями. Интересно, что районы распространения подобных деформационных структур приурочены к юго-восточной и северо-западной оконечностям Самаровского останца (см. рис. 19). Так, в обнажении «Самаровская гора», детально изученном нами в средней части, углы падения пород надопоковой толщи составляют 15-20°, изредка достигая 30°, а средний азимут линии падения слоев на коротком расстоянии (30- 50 м ) меняется почти на 90°: от 242° до 162°. Это - обычная гофрировка пород салехардской свиты, однако, в отличие от других складок подобного типа, в разрезе присутствует разрывное нарушение надвигового типа. Его сместитель фиксирован горизонтом плотно упакованных валунов и гальки, разнообразного петрографического состава (0,2- 0,6 м ), наклоненным под углом 38° по азимуту 55°. Уплощенные валуны выведены из положения равновесия, залегая под некоторым углом друг к другу и несогласно по отношению к подошве и кровле валунного галечника. Характерна общая сильная раздробленность грубообломочного материала. Многие валуны и гальки (в том числе галька кварца) легко разламываются по тонким пересекающимся трещинам на остроугольные обломки. Подобные осколки заполняют промежутки между валунами и галькой.

Еще дальше в северо-западном направлении надопоковая толща вместе с опоковидными глинами образует серию надвинутых друг на друга чешуй, причем перед фронтом надвигов рыхлые отложения, включая покровные лессовидные отложения, смяты в крутые (до 50-60º) складки, амплитуда которых достигает 15- 18 м . На рис. 21 показаны две такие пластины, еще одна заметна непосредственно западнее зарисованного участка обнажения, возможно, их число еще больше. Амплитуда надвига составляет не менее 1000 м . Основное смещение происходило в юго-западном направлении по подошве охарактеризованного выше горизонта смешения, который здесь, как и в других местах, залегает в основании пласта эоценовых глин и содержит многочисленные минеральные новообразования: гипсовые розы, выделения селенита по трещинам и пр. Мощность этого горизонта здесь достигает примерно 8 м . Он содержит много внутренних плоскостей скольжения, имеет падение азимута от 45-55° до 75-85°, ∟ 50-55°. Подобная же плоскость (азимут линии падения 75-85°, ∟ 30-40°) протягивается по кровле зоны смешения и в лобовой части надвиговой пластины срезает последнюю (см. рис. 21).

Надопоковая толща, включая горизонт плотно упакованных валунов и гальки, представляющий собой сместитель надвига, рассечена отчетливой трещиной отрыва, прослеженной на 30- 40 м по простиранию. Обычно она имеет ширину 10- 15 см , местами расширяясь до 30 см , а на отдельных участках сужаясь до 2- 5 см . Контакты трещины микронеровные, волнистые. Она заполнена тонко- и мелкозернистым светло-желтым песком. Слоистость в ее окрестностях совершенно не нарушена, отмечается лишь смещение амплитудой 0,1- 0,15 м . Трещина круто (50-60°) наклонена на север (357-02°).

К северо-западу от обнажения «Самаровская гора» поверхность опоковидных глин погружается. Склоны останца здесь пологие и плохо обнажены. Примерно в 0,3 км западнее дороги на г. Ханты-Мансийск надопоковая толща расчленена двумя крутыми субпараллельными разрывами. Первый из них (в верхней части склона) рассекает пески и морфологически сходен с трещиной отрыва. Она имеет ширину 0,6- 0,7 м и заполнена очень плотным глинистым песком, в прибортовых частях рассланцованным, с рассеянной в нем мелкой галькой, лежачий борт трещины довольно прямолинеен и круто (под углом 80°) наклонен по азимуту 17°, висячий - имеет прихотливую неправильную форму. Второй разрыв прослежен по простиранию на 60- 70 м , а его морфология еще более определенно свидетельствует о латеральном растяжении надопоковой толщи. Зона разрыва имеет ширину 2,5 м и ограничена двумя крутыми трещинами. Та из них, которая ограничивает висячий борт зоны, исключительно прямолинейна, шириной от 1 до 4 см . Она круто (80°) наклонена по азимуту 343° и заполнена песком с редкой примесью гальки. Трещина, протягивающаяся вдоль противоположного крыла разрыва, более широкая (0,4- 0,6 м ), имеет падение на север (357°) под углом 80°. Она выполнена очень плотным, слегка рассланцованным мореноподобным суглинком, раздробленным на остроугольную щебенку. Заключенная между обеими трещинами зона заполнена весьма беспорядочной смесью мореноподобных суглинков, опоковидных глин и песков. Все литологические разности содержат включения гальки. Отмечаются многочисленные зеркала скольжения. Грани некоторых галек, линз «морены» и опоковидных глин изредка покрыты мелкими кристалликами гипса. Внутренняя структура зоны свидетельствует, с одной стороны, о заполнении зияющей полосы разрыва вышележащими осадками, с другой - о горизонтальном перемещении материала по многочисленным внутренним плоскостям скольжения, ориентированным субпараллельно бортам разрыва. Салехардская свита на фоне ее общего пологого погружения на запад-северо-запад образует крутые приразломные дислокации, указывающие на правостороннее латеральное перемещение масс вдоль охарактеризованных выше разрывов. Последние, следовательно, представляют собой трещины отрыва, трансформированные в нарушении сдвигового типа. Нарушение такого же типа (трещина отрыва шириной 0,4 м , преобразованная в сдвиг) и примерно такой же ориентировки (350° ∟ 52°) встречено в соседнем овраге (улица Гагарина). Широкое распространение трещин отрыва вообще характерно для некоторых участков Самаровского останца, в частности для районов с. Самарово.

На рис. 22 приведен схематический разрез обнажения «Пионерская гора». В соответствии с данными В.Г. Васильева, в южном конце обнажения (за пределами участка, изображенного на рисунке) эоценовые глины несколько надвинуты на надопоковую толщу с юга на север (возможно, на северо-запад). Далее к северу отмечается лишь пологое (10-30°) коробление с простираниями, изменяющимися на незначительных (менее 100 м ) расстояниях от субширотных до северо-западных. Примерно через 1 км это относительно спокойное залегание пород сменяется сильно сжатой антиклинальной складкой, опрокинутой на северо-запад. Мощность мореноподобных отложений и перекрывающих их песков на крыльях складки резко сокращена, породы интенсивно трещиноваты и уплотнены. В присводовую зону антиклинали выжаты пластовые глыбы опок, образующие два ряда вдоль простирания висячего и лежачего крыльев запрокинутой складки. Максимальный размер глыб в обнажении достигает 6x20 м. Обычно они считаются ледниковыми отторженцами. Характерно, что пески и мореноподобные суглинки огибают эти глыбы: слои в песках, и в том числе горизонты выпуклой волновой ряби близ бортов глыб залегают вертикально. В подошве верхней глыбы опок встречен тонкий ( 10 см ) пласт черной опоковидной глины; его контакт с опокой представляет собой зеркало скольжения.

Эоценовые опоковидные глины, слагающие нижнюю часть этого обнажения, подстилаются пачкой косослоистых русловых песков мощностью более 25 м , вскрытых скважинами В.Г. Васильева. По литологическим признакам, мощности и гипсометрическому положению они могут быть сопоставлены только с упомянутыми выше древнеаллювиальными песками (ранний плейстоцен), опоясывающими Самаровский останец. Таким образом, эоценовые породы залегают на разных по возрасту отложениях: внутри останца: на ленточных глинах или мореноподобных диамиктитах, а на его окраинах они местами надвинуты на борт палеодолины, прорезающей над- и подопоковую толщи.

Ориентировка изученных дислокаций в плане приведена на рис. 19, из которого видно, что обусловленные перемещения масс никак не могут быть объяснены гляциотектоникой. Ледник, если учитывать состав заключенного в мореноподобных отложениях грубообломочного материала, должен был двигаться из Полярно-Уральского центра оледенения и, следовательно, мог осуществлять горизонтальное давление только со стороны северо-западных румбов. Между тем, даже в пределах весьма ограниченной площади Самаровского останца элементы залегания пород надопоковой толщи весьма изменчивы и отражают реакции на активные усилия, осуществлявшиеся с северо-востока («Самаровская гора»), юго-востока («Пионерская гора») и т.п.

Подведем итоги. Образование крупных ледниковых отторженцев обычно связывается с «бульдозерным эффектом», возникающим перед фронтом наступающего ледника. Несколько иначе объясняет это явление Ю.А. Лаврушин, считающий, что отторжение и транспортировка глыб подстилающих пород осуществляются внутри ледника по плоскостям скалывания, образующим серию чешуйчатых надвигов, наклоненных навстречу его движению. Именно так по опубликованным нами ранее материалам объясняет этот автор и Самаровский феномен [Лаврушин, 1976]. С указанных позиций эоценовые глины вместе с непосредственно подстилающими и перекрывающими их отложениями должны рассматриваться как единая динамическая фация основной морены. Однако ни бульдозерная, ни гляциодинамическая модели механизма образования ледниковых отторженцев не приложимы к разбираемому случаю, что подтверждается следующей суммой фактов.

1. Споры и пыльца, выделенные из отложений, содержащих «отторженец» эоценовых глин, не отражают приледниковых условий, а наоборот, свидетельствуют о климате, несколько более благоприятном, чем современный. Данные минералогического и палинологического анализов показывают, что над- и подопоковые толщи разновозрастны.

2. Непосредственно над и частично под эоценовыми породами залегают явно водные отложения, а морены ледника, с которыми можно было бы связать транспортировку экзотической «глыбы» опоковидных глин, расположены выше или ниже по разрезу.

3. Контакты между мореноподобными и заведомо водными слоистыми осадками обычно имеют литологический характер и лишь на отдельных участках становятся динамическими.

4. Эоценовые породы заняли свое необычное положение в разрезе после формирования подопоковой толщи еще до накопления надопоковых отложений, которые перекрывают опоковидные глины, местами надвинутые на надопоковую толщу, а иногда и на прорезающий ее древний аллювий, что свидетельствует о постседиментационном характере дислокаций.

5. Ориентировка дислокаций надопоковой толщи и опоковидных глин не соответствует возможному вектору горизонтального давления со стороны гипотетического ледника.

Представлению о ледниковой транспортировке эоценовых пород противоречит также аномальный вещественный состав новейших и даже олигоценовых (новомихайловская свита) отложений, свидетельствующий о длительном размыве существовавшего в районе локального выступа (или выступов) эоценовых опоковидных глин.

Природа Самаровского феномена

Из приведенных данных следует, что аномальное залегание эоценовых глин и дислокации новейших отложений Самаровского останца вызвано активной ролью самих опоковидных глин. Существует, по-видимому, только один механизм, который может удовлетворительно объяснить весь комплекс наблюдаемых фактов: внедрение глиняных диапиров с образованием растекающихся по палеоповерхности диапировых шляп. Результаты бурения показывают, что Самаровский останец приурочен к локальной положительной структуре, выраженной по всем трем стратиграфическим подразделениям некрасовской серии и по кровле тавдинских глин (см. рис. 20). Амплитуда структуры по основанию лигнитоносной новомихайловской свиты составляет не менее 100- 120 м . Подобные амплитуды на этом статиграфическом уровне в Западной Сибири известны лишь в районе так называемых Атлымских дислокаций, которые связаны со складчатостью нагнетания и входят в одну структурно-тектоническую зону вместе с Самаровским останцом (см. ниже). Ядро диапира на рис. 20 показано условно: проходка скв. 1 с глубины 218 м проводилась без отбора керна. На глубине 240 м , судя по данным каротажа, скважина вошла в глины. Косвенные данные (цвет глинистого раствора) указывают на то, что эти глины не относятся к тавдинской свите. В зубьях шарошечного долота были подняты мелкие обломки опоковидной породы (устное сообщение И.Л. Зайонца).

Показательно поведение кровли тавдинской свиты. Ее положение легко устанавливается методами электроразведки по смене тавдинских глин с удельным сопротивлением 5-10 Ом·м, перекрывающей высокоомной толщей некрасовской серии (атлымская и новомихайловская свиты). По данным вертикального электрозондирования эта граница повсеместно имеет очень спокойное залегание в районе устья р. Иртыша - на абсолютных отметках минус 210- 220 м . На этом уровне она вскрыта несколькими скважинами (в том числе опорной ханты-мансийской) вокруг Самаровского останца. Вместе с тем, под Самаровским останцом и примыкающим к нему с юго-запада пойменным сегментом кровля тавдинской свиты ведет себя крайне незакономерно, залегая во многих случаях на 100- 150 м ниже или выше своего обычного гипсометрического положения. В первом случае это можно связать с компенсационными синклиналями, во втором - с поперечным антиклинальным изгибом рассматриваемых отложений на склонах или на сводах растущих диапировых куполов.

Стратиграфический разрез района Самаровского останца (без аномально залегающего пласта эоценовых глин) приведен в табл. 4. Разрез обладает отчетливой инверсией плотностей, соизмеримой с той, которая характерна для галокинеза: средневзвешенная объемная масса пород, перекрывающих опоковидные глины эоцена, составляет 1,87 г/см³, что на 17 % выше объемной массы последних. Интересно, что по результатам 38-го рейса исследовательского судна «Гломар Челленджер» сходные условия отмечаются на внешнем шельфе Норвежского моря (погруженное краевое плато Воринг), где выраженные в рельефе дна диапировые купола выявлены геофизическими работами и подтверждены бурением. Ядра протыкания сложены эоценовыми и олигоценовыми диатомовыми илами, близкими по составу кремнистым глинам люлинворской свиты. Сходство с районом с. Самарово подчеркивается приблизительно таким же строением осадочного чехла, а также тем, что породы куполов местами перекрыты плиоцен-четвертичными «мореноподобными» глинами мощностью 10- 60 м , в которые иногда включены «отторженцы» диатомовых илов. Характерно, что на контакте кремнистых илов ядра диапира и вышележащих плиоцен-четвертичных пород встречен горизонт смешения материала обеих литологических разностей. Считается, что диапиризм вызван гравитационной неустойчивостью, которая возникла после того, как кремнистые илы эоцена, олигоцена и миоцена (средняя объемная масса 1,324 • 10³ кг/м³, средний коэффициент пористости 4,55) были перекрыты 330-метровой толщей плиоцен-четвертичных песчанистых глин (средняя объемная масса 1,846 • 10³ кг/м³, средний коэффициент пористости 1,04). При этом высказывается предположение и об определенной роли дифференцированных четвертичных тектонических движений, предопределивших пространственную локализацию диапировых куполов.

Кремнистые глины люлинворской свиты обладают особенностями, которые, вероятно, играют большую роль в развитии процесса нагнетания, чем инверсия плотностей (табл. 5). Глины верхней части люлинворской свиты по свойствам аналогичны вышележащим эоцен-олигоценовым породам, с которыми они связаны постепенным переходом. Глины и алевриты преимущественно песчаной новомихайловской свиты образуют незакономерные прослои небольшой мощности и не имеют самостоятельного значения в деформационном процессе.

Эоценовые опоковидные глины отличаются от вышележащих глинистых образований меньшей объемной массой, большими пористостью, влажностью и пределами пластичности. Это прежде всего объясняется особенностями их вещественного состава: первые состоят из бейделлитового глинистого вещества и аморфного кремнезема, вторые - являются терригенными образованиями с преобладанием гидрослюд в глинистой фракции. Присутствие гелей кремнезема обусловливает хорошую сорбционную способность опоковидных глин и образование кристаллизационных структурных связей, существенно влияющих на деформационные свойства рассматриваемых пород [Горькова, 1975]. Подобные связи обычно служат причиной возникновения весьма рыхлого структурного каркаса глин, в порах которого удерживается большое количество иммобилизованной воды. Высокая влагоемкость опоковидных глин связана также и с их монтмориллонитовым составом. Несмотря на значительную пористость и влажность, эти глины нельзя считать недоуплотненными: по показателям уплотненности и консистенции они уплотнены даже сильнее мореноподобных суглинков салехардской свиты, компактность которых объясняется плохой сортировкой их гранулярного состава [Кригер, 1971]. Следовательно, пониженная объемная масса рассматриваемых отложений связана с их аномальным удельным весом. Наличие кристаллизационных (кристаллизационно-коагуляционных) связей обеспечивает сравнительно высокую прочность глин, которая резко снижается после разрушения структуры.

Глины люлинворской и тавдинской свит достаточно литифицированы и находятся в полутвердой консистенции, поэтому они должны обладать свойством ползучести, т.е. течения с постоянной наибольшей вязкостью под действием постоянных напряжений сдвига в достаточно широком их диапазоне. Опоковидные глины эоцена, как уже было отмечено, наряду с коагуляционными, обладают и кристаллизационными структурными связями, тогда как для тавдинских глин характерны только мягкие коагуляционные связи. Это подтверждается и отношением пределов пластичности, равным соответственно 0,6 и 0,46. Первое из них, по И.М. Горьковой, характерно для цементационных, второе - для коагуляционных и стабилизационных структур. Исходя из этого предел текучести опоковидных эоценовых глин (т.е. критическое напряжение, выше которого породы приобретают свойство ползучести) должен быть выше тавдинских, и при медленном нарастании напряжений именно последние должны были бы перейти в подвижное состояние и стать активным материалом в процессах нагнетания. Между тем, активную роль в глиняном диапиризме играли более прочные и вязкие опоковидные глины. Причину подобного несоответствия следует искать в каком-либо явлении, которое могло снижать прочность эоценовых глин в гораздо большей степени, чем тавдинских. Наиболее вероятно, что таким явлением было избыточное водонасыщение рассматриваемых пород. Чем выше пористость глин (см. табл. 5) и чем они гидрофильнее, тем ярче выражен эффект снижения их прочности при переувлажнении. Даже при незначительном увеличении влажности прочность, по сравнению с естественной прочностью, монтмориллонитовых глин может уменьшиться в несколько раз.

Дополнительное поступление флюидов, по всей вероятности, осуществлялось из более глубоких горизонтов разреза по зонам проницаемости, связанным с разломом. Некоторые факты в пользу существования последнего будут приведены ниже. Здесь мы остановимся на имеющихся в разрезах Самаровского останца признаках грязевого вулканизма, который, как считается большинством авторов, приурочивается к глубинным разломам или зонам их пересечения.

Следы грязевого вулканизма особенно многочисленны на юго-восточной оконечности останца и чаще всего проявлены в нижних преимущественно песчаных слоях салехардской свиты. Они представлены выдержанными на десятки и, возможно, сотни метров пластами, которые мы первоначально, как и некоторые другие исследователи (В.Г. Васильев, И.А. Волков, B.C. Волкова, Е.Е. Гуртовая), принимали за горизонты переотложенных опоковидных глин. Эти горизонты включены в песчаные и изредка в мореноподобные отложения. Они почти нацело состоят из практически неокатанных обломочков светло-серых опок и черных опоковидных глин и содержат нерегулярные тонкие линзовидные прослои песка, а также редкую гальку. Отмечается зачаточная гранулярная сортировка рассматриваемых образований: в одних пластах преобладают обломки щебнистой (1- 2 см ), в других - дресвяной (от нескольких миллиметров до 1 см ) размерности. Порода имеет рыхлое сложение, зернистую текстуру и мощность обычно от 0,15 до 1 м . По внешнему облику она аналогична так называемой сопочной брекчии (см. предыдущий раздел). В районе бывшего Гидропорта рассматриваемые образования залегают непосредственно под покровыми лессовидными суглинками и на отдельных участках (по-видимому, вблизи эруптивных аппаратов) составляют существенную часть разреза салехардской свиты. В одном из обнажений на этом участке 4-метровый пласт сопочной брекчии подстилается 6-метровой зоной переслаивания сопочных брекчий и песков. Мощность отдельных слоев изменяется от 0,02-0,04 до 0,2- 0,4 м . В одних интервалах преобладают сопочные брекчии, в других - пески. Изредка встречаются тонкие (менее 5 см ) пропластки морено-подобных суглинков.

Сопочные брекчии, по-видимому, вскрыты также скв. 1 В.Г. Васильева в кровле погребенного нижнечетвертичного аллювия разреза «Пионерская гора», где они представлены двумя маломощными ( 0,5 м ) горизонтами, состоящими из кусочков опоковидных глин с примесью песка и гальки. Наконец, между обнажениями «Пионерская гора» и «Самаровская гора» в с. Самарово заданная нами скважина, пройдя старичные суглинки поймы и углубившись в нижнечетвертичный аллювий, встретила обильное выделение газа, вынудившее прекратить бурение. Его состав (СН₄ 83,24%; СО₂ 14,22%; N₂ 2,54%) характерен для газов грязевого вулканизма, в том числе для грязевых вулканов Керченско-Таманской области (см. предыдущий раздел). По всей вероятности, при проходке скважины встретилось реликтовое скопление газа в локальной ловушке. Диапировые купола изученного участка развивались длительно (по-видимому, начиная со среднего олигоцена) и вместе с тем прерывисто, что вообще характерно для структур этого типа. Именно с длительным развитием куполов связано наличие следов размыва опоковидных глин во всех членах надтавдинского разреза Самаровского останца. Вероятно, рост диапиров был наиболее быстрым в периоды региональных перерывов морского осадконакопления и формирования древнеаллювиальных свит, которые совпадали с фазами наибольшей тектонической активности. Одна их таких фаз на севере Западной Сибири была, по данным И.Л. Зайонца и Р.Б. Крапивнера, приурочена к перерыву между эпохами накопления мужиноуральской и салехардской свит, граница между которыми часто фиксируется дисперсным угловым несогласием и глубокими палеодолинами. В районе с. Самарово в это время диапировые купола достигали поверхности. Обильные поступления воды и газа по зонам активизированных разломов приводили к разрушению структуры опоковидных глин, а временами к их разжижению, сопровождавшемуся проявлениями грязевого вулканизма и вязким растеканием глинистой массы диапира по поверхности с образованием диапировых шляп. Вероятно, подобное явление описано С.А. Ковалевским в 1939 г . на вулкане Коур-Даг (Азербайджан), извержения которого происходили очень давно (исторических данных нет), в период наблюдений отмечалось непрерывное выдавливание твердой, как пластилин, брекчии из кратера, наподобие пасты из тюбика. В результате этого олигоценовые майкопские глины местами перекрыли поверхность четвертичных террас, причем скорость движения (с 1926 по 1937 г .) составляла в среднем 0,8 м/мес (до 3,5 м/мес). Такое движение можно, вероятно, сопоставить с течением ньютоновской жидкости, обладающей очень высокой вязкостью. Х. Рамберг [1976] утверждает, что в области шляпы купола, появляющейся тогда, когда купол вырастает почти до поверхности или же выходит на поверхность, течение имеет более или менее радиальное центробежное направление: материал растекается в стороны от центра купола. Такое растекание послужило причиной появления в разрезе Самаровского останца, выжатого из глубины пластообразного тела (или тел) эоценовых опоковидных глин, залегающего на гораздо более молодой мужиноуральской свите. Диапировое протыкание пород, залегающих в нормальном разрезе над опоковидными глинами, вызвало их тангенциальное сжатие вокруг растущих куполов, сопровождавшееся дислокациями, фрагменты которых наблюдались в кернах скважин, вскрывших мужиноуральскую, новомихайловскую и атлымскую свиты. Протыкание вышележащих пород сопровождалось частичным захватом их материала, что отразилось на гранулярном составе эоценовых глин диапировой шляпы (табл. 6).

Подобное локальное обогащение опоковидных глин песчаными фракциями связано с их захватом из пород некрасовской серии и мужиноуральской свиты. Вместе с материалом вышележащих пород при их диапировом протыкании опоковидными глинами захватывались и заключенные в этих породах палеонтологические остатки, что проявилось в смешанном составе палинологических спектров и диатомовых флор. Последнее обстоятельство послужило даже причиной того, что опоковидные глины Самаровского останца были приняты И.Л. Кузиным и Н.Г. Чочиа за послеэоценовые образования.

Не совсем ясна природа охарактеризованного выше горизонта смешения эоценовых опоковидных глин и более молодых отложений. Он мог быть связан с часто формирующейся вокруг диапировых куполов брекчией трения, в которую вовлекались фрагменты вмещающих отложений. Впоследствии в связи с образованием диапировой шляпы эта брекчия могла оказаться в основании экзотического «пласта» опоковидных глин. Более вероятно, однако, что горизонт смешения формировался при поверхностном растекании пород диапировой шляпы, которые срезали небольшие выступы своего ложа, захватывая и ассимилируя отторгнутый материал.

В позднем плиоцене выжатые на поверхность эоценовые глины были перекрыты почти 50-метровой толщей осадков, причем рост диапировых куполов постепенно замедлялся, а активность грязевого вулканизма снижалась. На это указывает общее уменьшение количества переотложения продуктов размыва опоковидных глин и слоев сопочных брекчий снизу вверх по разрезу салехардской свиты.

Еще одна важная фаза неотектонической активизации в северных районах Западно-Сибирской низменности совпала со временем разработки раннеплейстоценовых палеодолин. В этот период в районе современного г. Ханты-Мансийска уже обособился эрозионный останец, размеры которого были близки современным (см. рис. 19), причем поверхность окаймлявшей останец раннечетвертичной палеодолины располагалась ниже подошвы эоценовых глин, развитых внутри останца. Указанное обстоятельство существенно влияло на проявление активизировавшихся процессов диапиризма в приповерхностных горизонтах: диапировым куполам здесь было легче растекаться в стороны, чем протыкать покрывающие породы салехардской свиты. Вполне естественно поэтому, что движение материала было направлено от центров растекания (вершины диапировых куполов) к периферии останца, где почти повсеместно отсутствовала фронтальная блокировка сформированных ранее диапировых шляп. Вместе с расползанием последних пассивно перемещались и покрывающие их отложения [Рамберг, 1970], результатом чего явились наблюдаемые в обнажениях дислокации надопоковой толщи. Прихотливая смена ориентировки и слабая в большинстве случаев морфологическая выраженность дислокаций объясняется их общим короблением при центробежном растекании субстрата.

В соответствии с экспериментами Х. Рамберга [1970], снаружи, у краев расползающихся языков купола образуется контактная зона, в которой сжимающие напряжения относительно перпендикулярны фронту языков. Такие напряжения на контакте приводят к образованию складок в покрывающем слое, оси которых почти параллельны фронтальному краю купола. Складки подобного типа образуются также в тех случаях, когда слоистый поверхностный комплекс соскальзывает по склону купола и нагромождается у его края. Сходное явление наблюдается в разрезе «Пионерская гора», где опоковидные глины диапировой шляпы соскользнули по склону останца в палеодолину Иртыша, перекрыв нижнечетвертичные аллювиальные пески. В отложениях надопоковой толщи в результате этого образовалась гравитационная лежачая складка, опрокинутая в общем северо-западном направлении (см. рис. 22). Ее морфология была осложнена тем, что в кровле эоценовых глин здесь присутствовал горизонт опок, часто встречающихся в разрезе люлинворской свиты. Подобные компетентные слои в процессе растекания более пластичного вмещающего материала разрываются и растаскиваются, как при будинаже [Рамберг, 1970]. Будучи относительно наиболее хрупкими и легкими (их плотность в приведенном разрезе составляет 1,32-1,36 • 10³ кг/м³), опоки выдавливались в ядро складки по плоскостям внутриформационных срывов. Выжатые в ядро складки глыбы опок создавали местные осложнения поля напряжений, с чем связано их огибание слоями надопоковой толщи и образование S-образных структур, принятых Г.А. Черновым в 1973 г . за нарушения в ледниковом отторженце.

Деформации другого типа отмечены в обнажении «Самаровская гора», где фронт растекавшейся диапировой шляпы был блокирован надопоковой толщей, поскольку ближайший борт раннечетвертичной палеодолины здесь располагался далеко от центра растекания (см. рис. 21). Наличие упора обусловило образование складок, параллельных краю растекающегося купола, а при дальнейшем росте деформаций здесь возникла система чешуйчатых надвигов, свидетельствующая о давлении с северо-востока (см. рис. 19).

Поскольку линии течения в породах диапировых шляп в плане расходятся от центров растекания, в компетентных слоях перекрывающей опоковидные глины салехардской свиты широко распространены трещины отрыва, наиболее точно фиксирующие направление течения материала [Попова и Соколова, 1982]. В результате продолжающегося перемещения эти трещины должны были неизбежно приобрести сдвиговый характер, как это и наблюдается во многих разрезах Самаровского останца.

Малый объем буровых работ не позволил выявить стволы диапировых куполов, поперечные размеры которых должны быть соизмеримы с мощностью активного слоя (~120 м). На рис. 19 показана схема распределения диапировых антиклиналей в плане, основанная на предположении о том, что ядра нагнетания имеют северо-западную и северо-восточную ориентировку (см. ниже).

СКЛАДЧАТОСТЬ НАГНЕТАНИЯ В ПРЕДЕЛАХ БЕЛОГОРСКОГО МАТЕРИКА (р. ОБЬ)

Диапировые структуры Самаровского останца расположены на юго-восточной оконечности крупной зоны дислокаций, экспонированной в обнажениях высокого правого берега р. Оби между устьем р. Иртыш и с. Перегребное. В литературе за этим районом закрепилось название «Белогорский материк» и «Белогорье». Зона вытянута в северо-западном направлении (~320º) на 300 км , контролируя положение правого борта долины р. Оби, которая выше устья Иртыша имеет субширотную, а ниже с. Перегребное - субмеридиональную ориентировку.

В последние годы в процессе геологической съемки долина р. Оби на рассматриваемом отрезке была разбурена рядом поперечных буровых профилей. Оказалось, что наблюдаемые в береговых обрывах складчатые деформации быстро затухают по мере движения в глубь Белогорского материка, так что ширина 300-километровой Белогорской зоны дислокаций составляет не более 5- 10 км . В отдельных случаях с ней, по-видимому, сопрягаются зоны дислокаций северо-восточного простирания, вытянутые вдоль долин некоторых правых притоков р. Оби, например, вдоль р. Малый Атлым (рис. 23).

Предъюрский фундамент Западно-Сибирской плиты в пределах характеризуемой площади плавно погружается к востоку, располагаясь на глубинах от 2,5 км на северо-западном до 3- 3,5 км на юго-восточном ее флангах. Осадочный чехол имеет примерно такое же строение, как и в районе Самаровского останца; отмечается лишь некоторое сокращение его мощности (в основном за счет нижних горизонтов) и существенное увеличение кремнистости эоценовых пород, представленных здесь диатомитами, опоками, диатомовыми и опоковидными глинами. В береговых обнажениях вскрыты в основном олигоценовые, нижнемиоценовые (некрасовская серия) и изредка эоцен-олигоценовые (тавдинская свита) отложения, а также более молодые осадки. Участки их спокойного субгоризонтального залегания чередуются с сериями складок разных порядков. Несмотря на то, что эти деформационные структуры довольно хорошо обнажены и неоднократно посещались исследователями, достаточно полного монографического изучения их не проводилось. Имеются лишь выборочные описания отдельных участков с использованием данных бурения по профилям, вытянутым обычно вдоль долины р. Оби.

По данным буровых и сейсморазведочных работ доказано, что складчатость Белогорского материка бескорневая: подошва тавдинской свиты и более древние слои залегают в целом спокойно, иногда участвуя в пологих (доли градуса) изгибах слоев максимальной амплитудой 50- 80 м . Учитывая этот факт, большинство исследователей связывает рассматриваемые дислокации со складчатостью нагнетания, хотя само пластическое перераспределение материала активного слоя объясняется разными причинами: неравномерным давлением ледника, как предполагают И.Ф. Ли, Л.М. Кравченко и С.А. Архипов) или выдавливанием глин из-под водоразделов в речные долины, по мнению Н.В. Мизинова, И.Л. Кузина и П.П. Генералова. В.Д. Наливкин, П.П. Генералов и некоторые другие авторы не исключают возможность проявления тектонического фактора.

Активную структурообразующую роль в складчатости играют глины тавдинской свиты, мощность которых иногда на очень коротком расстоянии может изменяться в два раза и более. В области водораздельных пространств их ненарушенная нагнетанием кровля располагается на глубине 200- 300 м . Указанные отложения, как это вообще свойственно структурам нагнетания, образуют относительно крупные зоны скучивания материала (массивы, валы), вытянутые вдоль общего простирания полосы развития дислокаций. Их длина, вероятно, может превышать 10- 20 км , а ширина обычно составляет несколько километров. Один из таких массивов приведен на рис. 24. Он ориентирован субпараллельно долине р. Малый Атлым и, по-видимому, пересечен буровым профилем под острым углом к простиранию. Аналогичная структура, характеризующаяся общим воздыманием послетавдинских образований, вскрыта в береговых обнажениях между районами поселков Октябрьский и Малый Атлым, где р. Обь пересекает Белогорскую зону дислокаций по диагонали, тогда как на остальной площади она течет вдоль нее. Деформационные структуры на этом участке выражены наиболее рельефно и известны под названием Атлымских (Малоатлымских) дислокаций.

Амплитуда упомянутых выше крупных массивов по кровле тавдинской свиты составляет 40- 60 м , а средняя крутизна крыльев, по-видимому, не превышает первых градусов. Структуры этого типа в Западной Сибири были впервые выделены Н.Г. Чочиа и И.Л. Кузиным. По всей вероятности, они аналогичны «валам», сложенным майкопскими глинами Керченско-Таманской области, и образованиям, широко развитым в районах распространения соляной тектоники. Как и в указанных случаях, над кровлей этих массивов в пределах рассматриваемой зоны дислокаций выступают гораздо более узкие и высокие (до 100- 150 м ) складки с крутизной крыльев, измеряющейся десятками градусов и изредка (у диапировых структур) достигающей 80-90°. Верхняя часть таких «аппендиксов» в некоторых случаях вскрыта современной эрозией. Тавдинские глины в ядрах нагнетания интенсивно брекчированы, участками внутри них видна сложная мелкая дисгармоничная складчатость.

Надтавдинские слои - атлымские пески, лигнитоносные песчано-глинистые отложения новомихайловской и абросимовской свит вместе с залегающими между ними алевритами туртасской свиты - пассивно повторяют изгибы кровли тавдинских глин, образуя складки поперечного изгиба. Они характеризуются относительно простым строением, корытообразным, обычно несколько асимметричным поперечным сечением и субвертикальным положением осевых плоскостей. Поскольку в береговых обрывах тавдинские глины редко выступают выше уровня эрозионного среза, именно складки поперечного изгиба, в которых участвуют породы некрасовской серии, в большинстве случаев доступны непосредственному наблюдению. Крутизна их крыльев выполаживается по мере удаления от ядер нагнетания. Изредка последние приобретают характер диапиров, протыкая вышележащие слои с образованием диапировых шляп (см. рис. 24). Вероятно, с латеральным сжатием пород некрасовской серии вокруг таких ядер протыкания связано существование малоамплитудных (первые десятки метров) взбросов, отмеченных В.Д. Наливкиным. Встречаются также мелкие складки послойного пластического течения, связанные с отжиманием материала пластичных слоев некрасовской серии со сводов антиклинальных складок в синклинальные понижения между ними. В тех случаях, когда некрасовская серия залегает ниже уровня эрозионного среза, в обнажениях экспонированы лишь дислокации новейших отложений, чаще всего мужиноуральской свиты. Здесь со сводов антиклинальных складок иногда отжимаются и нагнетаются на соседние участки горизонты песков, заключенные внутри глинистых образований. Салехардская свита и более молодые осадки обычно не участвуют в складчатости или дислоцированы очень слабо, налегая на разные горизонты более древних пород по границе углового несогласия.

В ряду пунктов внутри Белогорской зоны дислокаций известны ограниченные по ширине выходы дотавдинских пород - опоковидных глин люлинворской свиты и верхнемеловых опоковидных песчаников [Кузин и Матвеев, 1973]. Один из них расположен в устье Иртыша в 15 км к северо-западу от Самаровского останца. Верхнемеловые песчаники встречены в виде плохо обнаженных экзотических глыб мощностью 6- 10 м , залегающих внутри новейших отложений. Глыбы сильно раздроблены и содержат многочисленные включения обломков местных пород (глин, кремнистых глин, алевролитов, песчаников). Позднемеловой возраст матрицы этих пород в двух случаях доказан палеонтологически [Кузин и Матвеев, 1973]. Не исключено, что экзотические глыбы верхнемеловых пород вынесены с глубины порядка 600- 700 м эксплозивной грязевулканической деятельностью. Подобные факты весьма характерны для районов распространения грязевого вулканизма. Возможное наличие отдельных узких диапировых структур, уходящих корнями гораздо глубже подошвы тавдинской свиты, не противоречит данным бурения, так как обычно расстояния между скважинами измеряются несколькими километрами и иногда достигают 10 км и более.

Итак, Самаровский останец расположен на юго-восточной оконечности зоны дислокаций Белогорского материка и вытянут в том же направлении. Он отделен от высокого правобережья р. Оби 15-километровым участком поймы, приуроченным к району слияния Оби и Иртыша, но объединяется с ним единым стилем дислокаций. В обоих случаях основой дислокаций служат складки нагнетания, причем активным слоем внутри Самаровского останца являются опоковидные глины эоцена, а в разрезах Белогорья - большей частью вышележащие глины тавдинской свиты (поздний эоцен - ранний олигоцен).

Отчетливая линейность рассматриваемой зоны дислокаций при ее значительной ( 300 км ) протяженности указывает на связь охарактеризованных выше деформационных структур верхних горизонтов осадочного чехла с разломом (или зоной разломов) фундамента. Такой вывод подтверждается и наличием в фундаменте на трассе предполагаемого нарушения вытянутых вдоль нее гранитных массивов [Сурков и Жеро, 1981]. По геофизическим данным, эта разрывная структура показана на геологической карте СССР масштаба 1:2 500 000 (1981). В северо-западном направлении ее продолжает прерывистая система разломов, протягивающаяся до побережья Печорского моря, где она заканчивается узким дизъюктивным валом Сорокина. Общая длина рассматриваемого линеамента достигает 1000 км . В пределах Печорской синеклизы, по нашим наблюдениям, разломы северо-западного направления в неотектоническую эпоху представляют собой правосторонние сдвиги.

Можно предполагать, что юго-восточные продолжения рассматриваемых разрывных структур и параллельные им разломы в пределах Западно-Сибирской плиты также характеризуются существенной компонентой правостороннего сдвигового перемещения крыльев. В этой связи зоны выжимания материала активного слоя могли возникать над верхними кромками вторичных разрывных нарушений, поражавших подстилающие породы, или над вершинами ограниченных ими приподнятых блоков, а также в центральных частях надразломных складок группы Fd.

Интересны данные об ориентировке ядер нагнетания и обусловленных ими складок поперечного изгиба внутри Белогорской зоны дислокаций. По наблюдениям В.Г. Васильева, В.Д. Наливкина, Д.Г. Зилинга и др., они имеют субмеридиональное (170-190°) и гораздо реже северо-восточное или северо-западное простирание. Поскольку форма структур нагнетания, образующихся в активном слое, определяется деформационными свойствами вышележащих пород, следует предположить, что изгиб последних в большинстве случаев развивался таким образом, что латеральное растяжение слоев происходит в субширотном направлении. Наличие подобных субмеридиональных ослабленных участков в покровном комплексе согласуется с выводом об отнесении Белогорской зоны дислокаций к категории правосторонних сдвиговых зон (В предыдущей работе [Крапивнер, 1978] мы, ошибочно приняв субмеридиональные дислокации Белогорья за надсдвиговые складки группы Fd, неправильно отнесли Белогорский разлом к левосторонним сдвигам), которая при общем северо-западном простирании должна характеризоваться субширотными траекториями напряжений наибольшего растяжения. Над областями скучивания тавдинских глин вышележащие породы некрасовской серии образовывали простые складки поперечного изгиба. Развивавшиеся внутри них в процессе деформации изгиба ослабленные участки вызывали локализацию нагнетания в гораздо более узких зонах, что способствовало появлению над кровлей массива скученных глин отдельных «штоков» и «гребней», иногда приобретавших характер диапировых структур (см. рис. 24). Рост складок нагнетания, вероятно, облегчался развитием в тавдинских глинах аномально высокого порового давления, обусловленного динамическим уменьшением их пористости и притоком флюидов с глубины. В ряде случаев в зонах повышенной проницаемости приток флюидов (вода, газ) был столь значительным, что породы интенсивно переувлажнялись. В этих условиях более подвижными становились гидрофильные высокопористые кремнистые глины эоцена, палеоцена или верхнего мела, к которым переходила роль активного слоя в процессах нагнетания. Рост диапировых ядер нагнетания этих глин сопровождался грязевым вулканизмом и выжиманием на поверхность огромных блоков верхнемеловых пород. Зоны повышенной проницаемости (и, следовательно, локализации диапировых ядер и грязевого вулканизма), возможно, связаны с местами пересечения разломов фундамента и обособившихся над ними в породах чехла сдвиговых зон. Во всяком случае, такая закономерность намечается для района г. Ханты-Мансийск (см. рис. 23).

Более редкие северо-западная и северо-восточная ориентировки складок с рассматриваемых позиций должны встречаться там, где в строении отложений, залегающих выше активного слоя, участвуют мощные толщи пластичных глин. Прочность последних на сдвиг, как известно, меньше, чем на отрыв, поэтому ослабленные зоны в покровном комплексе распределяются вдоль траекторий максимальных касательных напряжений: в диагональной Белогорской сдвиговой зоне в диагональных направлениях. Такая ориентировка складок, по-видимому, характерна для тех участков рассматриваемой зоны дислокаций, где активную роль в процессах нагнетания играли эоценовые опоковидные глины, перекрытые пластичными глинами позднелюлинворского и тавдинского возраста. Один из таких участков - Самаровский останец.

Складки нагнетания и диапировые структуры в настоящее время установлены во многих районах Западной Сибири (бассейны рек Пур, Таз, Надым, Казым, Большой Юган, возвышенность Люлинвор и др.). Появляются данные и о выделении диапировых куполов по результатам сейсморазведочных работ, хотя в большинстве случаев этим структурам на сейсмических профилях, вероятно, соответствуют зоны отсутствия корреляции, связанные с загазованностью отложений. Чаще всего активным слоем в процессах нагнетания служат пластичные кремнистые глины палеогена, а также тавдинская свита. П.П. Генералов [1983] считает наиболее благоприятным для развития этих процессов кремнисто-терригенную толщу турона-эоцена и тавдинскую свиту, хотя иногда ядра диапиров сложены более древними (в том числе юрскими) породами.

Изложенная концепция предполагает огромную практическую важность изучения складчатости нагнетания, так как это помогает раскрытию особенностей глубинной структуры и выяснению геодинамических условий ее формирования. Поскольку рассматриваемые деформационные структуры или обусловленные ими складки поперечного изгиба проявлены в верхних горизонтах осадочного чехла и обычно имеют то или иное геоморфологическое выражение, они служат поверхностными индикаторами явлений, происходивших на значительной глубине. Это позволяет распространять на большие площади информацию, полученную по отдельным скважинам или геофизическим профилям.

СКЛАДЧАТОСТЬ НАГНЕТАНИЯ, ОБУСЛОВЛЕННАЯ АКТИВНОЙ РОЛЬЮ ВОДОНАСЫЩЕННЫХ ПЕСКОВ, НА ПРИМЕРЕ ОДНОГО ИЗ РАЙОНОВ ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ

В рыхлых отложениях северных и центральных районов СССР широко распространена складчатость нагнетания, в процессе формирования которой активную роль играл водонасыщенный песок. При интерпретации ее генезиса устанавливаются те же основные направления, что и при объяснении соляного или глиняного диапиризма. Поскольку рассматриваемые деформационные структуры располагаются вблизи дневной поверхности и развиты преимущественно в областях предполагаемых плейстоценовых оледенений, их происхождение чаще всего связывают с неравномерным давлением материкового льда (по аналогии с неравномерным литостатическим давлением в складчатости нагнетания, формирующейся в более глубоких горизонтах геологического разреза). Считается, что пески в плывунном или мерзлом состоянии выдавливались из-под края ледника и нагнетались перед его фронтом в трещины, разделявшие глыбы мертвого льда. И.Д. Данилов [1980], критикуя эти представления, в качестве энергетического источника складчатости нагнетания рассматривает статические напоры, возникающие в подмерзлотных плывунных песках под влиянием неравномерного продвижения вниз фронта промерзания. Е.В. Артюшков предполагает, что внутри осадочной оболочки, в том числе в самой ее верхней части, широко проявлена инверсия плотностей. Происхождение приповерхностных пластических дислокаций поэтому он связывает с теорией Рэлея-Тейлора о конвективной неустойчивости системы, состоящей из двух вязких жидкостей, в которой верхняя тяжелее нижней. Рассмотрим конкретные деформационные структуры, в которых активную структурообразующую роль играет песок, на примере существенно различающихся по геологическим условиям районов - Большерецкого поднятия (Западная Камчатка) и Харасавэйского вала (п-ов Ямал).

Общая геологическая характеристика района Большерецкого поднятия

В пределах Западной части Камчатки равнина является наземным продолжением крупной платформенной структуры Охотоморского шельфа, которая обычно рассматривается как эпимезозойская плита. Субширотное Большерецкое поднятие, поперечное по отношению к основным структурам Западной Камчатки и прилегающего шельфа, обособляется между бассейнами рек Большая на юге и Кихчик на севере. В его фундаменте по геофизическим данным и результатам буровых работ установлено широкое распространение кристаллических (в основном метаморфических) пород, тектонический выступ которых в пределах субмеридионального Срединного хребта образует восточное горное обрамление равнины на западе Камчатки. Платформенный чехол представлен неоген-четвертичными отложениями мощностью до 0,5- 0,6 км . На севере (р. Кихчик) в их разрезе преобладают слаболитифицированные песчаники, алевролиты и глины с редкими вулканическими постройками и отдельными пластами базальтов. В составе новейших отложений выделяются: верхнеэнемтенская подсвита (250- 300 м ), относящаяся ко второй половине раннего плиоцена (лигнитоносные глины и алевриты с прослоями вулканических туфов, песчаники, конгломераты, ленточные глины, в кровле - мореноподобные диамиктиты); среднеплиоценовая камешковская свита (аллювиальные, вахтовые и лиманные осадки мощностью до 120- 130 м , выполняющие переуглубленные каньонообразные палеодолины); верхнеплиоценовая митогинская свита (до 50 м ), слагающая 300-500-метровую террасу вдоль восточной окраины равнины на западе Камчатки и выступающая в цоколях вложенных террас (пески, галечники, ленточные глины и алевриты, мореноподобные диамиктиты); маломощные четвертичные отложения, формирующие чехол 80-100-метровых и более низких бассейновых и сопряженных с ним аллювиальных террас [Крапивнер, 1982].

Мореноподобные диамиктиты района считаются обычно ледниковыми образованиями, реже их включают в состав бассейновых осадков, хотя фактическое обоснование обеих точек зрения не приводится. В результате специальных исследований нами было показано, что эти отложения относятся к группе ледово-морских фаций, которые накапливались в сильно опресненном палеобассейне, изолированном от акватории Охотского моря субмеридиональным барьерным поднятием [Крапивнер и др., 1980].

Отложения осадочного чехла залегают в целом спокойно. Они полого (первые градусы) наклонены в западном направлении в соответствии с общей глыбовой структурой региона. По результатам геофизических работ и геологической съемки выделяются разломы субмеридионального, северо-западного и юго-западного направлений. Считают, что они имеют существенную горизонтальную компоненту перемещения крыльев или являются чистыми сдвигами. В осадочном чехле над такими разломами формируются сдвиговые зоны, причем вторичные сколы обычно не распространяются в митогинскую свиту и перекрывающие ее осадки [Крапивнер, 1980]. Тем не менее, верхнеплиоценовые и четвертичные отложения внутри сдвиговых зон участвуют в сложной мелкой складчатости, основу которой составляют ядра нагнетания песчаного материала. Субмеридиональная зона дислокаций подобного типа экспонирована на побережье Охотского моря.

Строение Митогинской зоны дислокаций

Рассматриваемая неотектоническая структура хорошо выражена в современном рельефе, занимая береговую полосу шириной 1- 1,2 км (с учетом дислокаций, развитых в вершине подводного склона) и протяженностью 18 км . С востока она ограничена меридиональным отрезком долины Митоги, которая здесь проложена вдоль береговой линии в непосредственной близости от нее, с запада - абразионными обрывами, сменяющими на этом участке характерные для Западной Камчатки аккумулятивные берега (рис. 25, а). Подобная геоморфологическая позиция позволяет прослеживать дислокации на всем их протяжении в почти непрерывных береговых обнажениях между районами устьев р. Северная Митога и руч. Насекина.

В верхней части осадочного чехла повсеместно распространена митогинская свита (40- 50 м ); выступающая в цоколе 18-20-метровой бассейновой террасы и, по данным бурения, залегающая на мореноподобных отложениях позднеэнемтенского возраста. Свита имеет трехчленное строение, отражающее трансгрессивно-регрессивный характер ее разреза. Снизу вверх выделяются: пачка прибрежных песков и галечников (10- 15 м ), пачка сублиторальных мореноподобных образований (25- 30 м ), соответствующих максимальному распространению Митогинской трансгрессии, пачка регрессивных прибрежных осадков (8- 10 м ), представленная прибрежными песками и галечниками, а также литоральными (ваттовыми) глинами и алевритами. Выше по разрезу в ядрах синклинальных складок от размыва сохранились маломощные (первые метры) алевритоглинистые осадки верхнечетвертичной большерецкой свиты, разрез которой всегда завершается протяженным (до первых сотен метров) слоем погребенного торфа мощностью от нескольких сантиметров до 2,7 м . По радиологическим определениям абсолютный возраст торфа изменяется от 25-30 тыс. лет в кровле до 40-42 в подошве залежей. И митогинские, и большерецкие отложения по границе углового несогласия венчаются мелкозернистыми песками и алевритами насекинской свиты, представляющими собой собственно террасовые образования. Их мощность редко превышает 2- 3 м . Насекинские осадки, в свою очередь, перекрываются покровными торфами, которые по результатам радиоуглеродных анализов начали формироваться 11-12 тыс. лет назад и вблизи подошвы содержат выдержанный на десятки километров горизонт вулканического пепла (0,05- 0,1 м ) - продукт извержения, происшедшего около 7,3 тыс. лет назад [Крапивнер, 1982].

Митогинские дислокации имеют очень молодой (позднеплейстоценовый - современный) возраст, что подтверждается не только молодостью охваченных ими отложений, но и структурным выражением рассматриваемого тектонического элемента в целом, характерным для ранних стадий развития сдвиговых зон. По подошве насекинской свиты северная часть Митогинской зоны представляет собой субмеридиональный (355°) ряд эшелонированных брахиформных складок, длинные оси которых вытянуты по азимуту 30-35°. В современном рельефе им соответствуют увалы, выделяющиеся над поверхностью плоской заболоченной террасы, полого снижающейся в сторону моря и в межувальных промежутках плавно сливающейся с береговой линией. С запада эти увалы абрадируются морем, с востока - подрезаются р. Митогой, долина которой заняла образовавшуюся за ними субмеридиональную депрессию рельефа. Между некоторыми увалами вершины крутых меандров этой реки отделены от моря 200-300-метровой полосой низменной болотистой суши. Поверхность голоценовых торфяников на таких участках располагается на уровне волнового заплеска и ниже, а между абразионными обрывами, ограничивающими соседние увалы, протягивается наложенный на торфяник штормовой вал (см. рис. 25).

Наиболее крупные из рассматриваемых антиклиналей имеют следующие параметры: амплитуда от 12 до 22 м ; наклон крыльев-первые градусы; расстояние между длинными осями соседних складок 0,7- 0,9 км ; длина 1,9- 2,2 км . Размеры антиклинальных структур последовательно уменьшаются в северном направлении и на северной оконечности Митогинской зоны дислокаций длина складок, по-видимому, не превышает 0,3- 0,4 км , а амплитуда измеряется несколькими метрами. Важная общая черта структур охарактеризованного типа - пологий, но весьма отчетливый наклон шарниров в сторону периклинальных замыканий.

По морфологии этих тектонических элементов, а также по их пространственной ориентировке, установленной по эшелонированному расположению террасо-увалов, они относятся к категории надразломных складчатых структур группы Fd (по С.С. Стоянову) и образовались над субмеридиональным (355°) левосторонним сдвигом (сбросо- или взбросо-сдвигом) пород фундамента. Такой вывод подтверждается также ориентировкой часто встречающихся в разрезе террасо-увалов трещин отрыва, вытянутых поперек простирания надразломных складок. Трещины рассекают всю видимую в обнажениях толщу пород и, имея ширину до 0,5- 1,0 см , нередко заполнены материалом покровных торфяников.

Уменьшение размеров надразломных складок в северном направлении связано с тем, что амплитуда горизонтальных смещений вдоль погребенного сдвига и, следовательно, величина реактивных напряжений в незатронутых разломом породах чехла над ним достигают максимума в центральной части сдвига и сходят на нет у его продольных окончаний. Южнее устья р. Митоги эта закономерность проявлена менее отчетливо, по-видимому, потому, что породы осадочного чехла (вплоть до подошвы нижней песчаной пачки митогинской свиты) нарушены системой вторичных сдвигов (сбросо- и взбросо-сдвигов) групп R, R' и др. Возможно, указанный факт обусловлен более древним возрастом южной оконечности Митогинского разлома, находящимся вследствие этого в дизъюнктивной (пликативно-дизъюнктивной) стадии развития.

Надразломные складки продольного изгиба группы Fd осложнены более мелкими дислокациями, отчетливо проявленными на фоне общего относительно спокойного залегания слоев. В большинстве случаев эти дислокации связаны со складчатостью нагнетания, активным материалом которой служили разные горизонты водонасыщенных песков, залегающие в подошве и в верхней части разреза Митогинской свиты. В береговых обнажениях вскрыты лишь регрессивные пески и верхняя половина подстилающих их мореноподобных диамиктитов. Между обеими литологическими разностями обособляется переходная зона, внутри которой они переслаиваются друг с другом; в этой зоне отмечаются также выдержанные горизонты галечников. В латеральном направлении регрессивные пески нередко фациально замещают нижележащие мореноподобные диамиктиты, а вверх по разрезу они обычно сменяются литоральными (ваттовыми) глинами и алевритами с характерной ленточновидной слоистостью. В кровле последних местами сохранились погребенные автохтонные торфяники с запредельными радиоуглеродными датировками.

Вертикальная и горизонтальная литологическая неоднородность разреза служит причиной того, что на одни и те же тектонические напряжения рассматриваемая толща реагирует формированием разнообразных по генезису и морфологии деформационных структур. Так, пески, разжижаясь, могут переходить в легкоподвижное состояние и испытывать вязкое течение, алевриты и глины склонны к пластическим деформациям, а галечники и мореноподобные диамиктиты (при мощности, превышающей некоторую критическую величину) - к развитию разрывных нарушений и перемещению по плоскостям сколов. Относительная жесткость мореноподобных отложений обусловлена крайней неоднородностью их гранулометрического состава [Крапивнер и др., 1980; Кригер, 1971] и, вследствие этого, весьма плотной упаковкой зерен.

В регрессивной серии митогинских осадков активную роль в процессах нагнетания, в зависимости от соотношения мощностей переслаивающихся песков, галечников и мореноподобных диамиктитов, играли то относительно мощные (несколько метров) горизонты песков с пропластками галечников и мореноподобных отложений, то тонкие (от нескольких дециметров до 1- 2 м ), но однородные по составу песчаные слои, разделенные пластами «морены» и галечников. В первом случае инородные слои вовлекались в общее перемещение материала, испытывая при этом пластические и разрывные деформации продольного сжатия, во втором - формировались небольшие песчаные купола, характеризующиеся простым строением.

В зонах выжимания материал активного слоя (слоев) испытал латеральное растяжение. Прослои галечников разлинзованы, отдельные их будины испытали вращение и перемещены на некоторое расстояние. При незначительной (первые дециметры) мощности активный слой иногда практически полностью редуцируется, свидетельство его былого присутствия - послойная цепочка реликтовых песчаных линз, между которыми песок полностью выжат за пределы зоны (рис. 26). Отдельные линзы имеют аномально большую мощность и более округлое поперечное сечение, представляя собой участки локального скучивания, характерные для областей выжимания активного материала в складках рассматриваемого типа. При полном выжимании и деградации залегавшего между двумя пластами «морены» горизонта песков, содержавшего прослои галечников, сохранившиеся разрозненные фрагменты активного слоя (в том числе будины галечников) нередко принимаются за мелкие ледниковые отторженцы.

Ядра нагнетания песчаного материала в поперечном сечении имеют форму слабо или отчетливо выраженного купола с плоским основанием, наклоном крыльев от 4 до 15° (изредка до 40°), шириной от нескольких десятков метров до 150 м , высотой обычно не более 10 м и увеличенной в несколько раз по сравнению с первоначальной мощностью активного слоя. Внутренняя структура ядер нагнетания зависит от литологических и текстурных особенностей активного слоя. Если в качестве последнего выступают пески с пропластками материала, резко отличающегося от них по свойствам, внутри песчаных куполов отмечаются хаотические структуры с деформированными обрывками прослоев мореноподобных диамиктитов, неправильными и пластообразными включениями галечников и т.п. (рис. 27). Весьма своеобразные деформационные структуры возникают при нагнетании песчаного материала в зону фациального выклинивания прослоев мореноподобных диамиктитов. Если мощность такого слоя незначительна (несколько сантиметров), он сминается в неправильные, мелкие, иногда разорванные складки согласно с вмещающими песками (см. рис. 27). Пласт мореноподобных отложений мощностью порядка 0,5- 1,0 м может образовывать единичную сильно сжатую, иногда слабо наклоненную по направлению течения килевидную антиклиналь амплитудой от 2 до 6 м с углами наклона крыльев, достигающими 80° (см. рис. 26, б, в). Подобные складки, резко выделяющиеся в береговых обнажениях на фоне общего пологого залегания слоев, встречены в 0,2 и 1,5 км севернее, а также в 4 км южнее устья р. Митоги. Если максимальная мощность заключенного в песках пласта (фациального клина) «морены» превышает 1 м , жесткость его возрастает настолько, что он деформируется по пологим плоскостям сколов, кинематически соответствующим надвигам амплитудой от нескольких дециметров до 10 м и более. Рассматриваемый пласт не только испытывает относительное смещение по плоскостям этих надвигов, но и перемещается как единое целое вместе с вмещающими песками. В результате, его исходная протяженность сокращается в несколько раз, а мощность внутри ядра нагнетания резко возрастает (рис. 28). Мореноподобные отложения на таких участках содержат как бы захваченные фрагменты (на самом деле реликты) вмещающих отложений - линзы песков, вулканического пепла, торфа и т.д. В разрезе подобная структура сохраняет вид фациального замещения песков мореноподобными диамиктитами, но с неправдоподобно большим соотношением мощности зоны латерального перехода к ее протяжению (1:2 - 1:3).

Близкие по характеру структуры тектонические скучивания в ядрах нагнетания образуют и пласты галечников. Они также смещаются по многочисленным плоскостям скалывания надвигового типа, перемещаются вместе с материалом активного слоя и нагромождаются в сводах песчаных куполов (см. рис. 26, а, б, в).

Если пески характеризуются тонкой слоистостью, они могут образовывать внутри песчаных куполов мелкие складки послойного пластического течения, амплитудой не более 1- 2 м , запрокинутые по направлению общего нагнетания материала. В тех редких случаях, когда активный слой по гранулярному составу однороден и неслоист, песок в ядрах нагнетания лишен внутренней структуры.

Каждое ядро нагнетания песчаного материала можно рассматривать как вертикальный мягкий штамп, действующий на перекрывающие породы (галечники, мореноподобные диамиктиты, алевриты и глины) и сминающий их в складки поперечного изгиба (см. рис. 27). Мореноподобные диамиктиты более или менее существенной мощности в результате своей жесткости реагировали на вертикальные сжимающие напряжения образованием пологих и крутых сколов сбросового типа, поражавших контакт этих отложений с подстилающими или перекрывающими осадками. В соответствии с теоретическими и экспериментальными данными [Гзовский, 1975] пологие сколы формировались на крыльях, а крутые - ближе к сводовым частям складок (см. рис. 26, а). Первые из них создают иллюзию быстрого фациального замещения песков (галечников) мореноподобными отложениями или «затягивания» подстилающих осадков внутрь «морены» по плоскостям сколов [Лаврушин, 1976], вторые - напоминают некоторые типы мелких структур, являющихся, по мнению Е.В. Артюшкова и А.Г. Костяева, результатом гравитационной конвекции.

Пластичные глины и алевриты на сводах антиклинальных складок поперечного изгиба «раздавлены» и отжаты в межкупольные понижения, где участвуют в строении чашеобразных или килевидных синклиналей, нижняя половина которых (относительно условий нейтральной линии) образована поперечным изгибом, а верхняя - нагнетанием материала. Складки этого типа характерны для регрессивных ленточнослоистых глин митогинского возраста, а также для маломощных (несколько метров) алевритов и глин большерецкой свиты с завершающим их разрез ископаемым торфом. На крыльях синклиналей иногда видны запрокинутые в сторону их осевых плоскостей мелкие складки послойного пластического течения алевритоглинистого материала.

Особенности строения регрессивной серии митогинской свиты, заключающиеся в частом чередовании песков с другими литологическими разностями, определяют многоярусность процесса нагнетания. Он распределялся по нескольким активным слоям, разделенным «инертными» интервалами разреза, пассивно участвующими в дислокациях. Нагнетание начиналось в стратиграфически наиболее низком слое песка. В вышележащих «инертных» осадках в результате этого обособлялись штамповые синклинали и антиклинали. Со сводов последних второй снизу горизонт песка отжимался в прилегающие синклинали, где он в свою очередь мог образовать небольшие купола нагнетания более высокого порядка, над которыми будет отжиматься в стороны третий снизу слой песка и т.д. Чаще относительно крупные ядра нагнетания «продавливают» несколько вышележащих пластов песка, которые уменьшаются в мощности или полностью редуцируются на своде крупной антиклинали и нагнетаются на ее крылья (см. рис. 27).

В складчатости нагнетания, вероятно, участвует и нижняя трансгрессивная пачка песков митогинской свиты, вскрытая бурением гораздо ниже уровня моря [Крапивнер, 1982] и нигде в береговых обрывах не выступающая. Об этом свидетельствуют экспонированные в обнажениях складки поперечного изгиба. В сводах антиклиналей выступают мореноподобные диамиктиты, на их крыльях и ядрах синклиналей - регрессивные пески и венчающие их ленточнослоистые глины и алевриты митогинского возраста и (или) маломощные слои большерецкой свиты. По кровле мореноподобных отложений амплитуда этих складок достигает 12 м , а ширина измеряется несколькими сотнями метров (обычно 300- 400 м ). Складки характеризуются арко- или корытообразным поперечным сечением с пологим растянутым сводом и наклоном крыльев в нижней части порядка 10-20°. Именно эти складки с ядрами нагнетания нижнемитогинских песков в своей основе и формировались в первую очередь, продуцируя более мелкую складчатость в верхних горизонтах разреза.

Таким образом, если принять Митогинский разлом сдвигового типа в фундаменте за структуру первого порядка, надразломные складки продольного изгиба (Fd), а также диагональные и поперечные сколы (R, R' и др.) следует относить ко второму, а продуцируемые ими ядра нагнетания, развитые в нижнемитогинских песках - к третьему порядкам. Доступные непосредственному наблюдению мелкие складки нагнетания, сформировавшиеся в регрессивных верхнемитогинских осадках, являются, следовательно, структурами четвертого и более высоких порядков, поэтому расшифровать условия их образования без выявления и анализа перечисленной структурной иерархии невозможно.

В плане ориентировка ядер нагнетания и образованных над ними складок поперечного изгиба становится все менее отчетливой по мере возрастания порядка структур. Так, наиболее крупные складки с ядрами нагнетания нижнемитогинских песков в своей основе имеют простирание, в целом поперечное по отношению к длинным осям надразломных складок продольного изгиба (Fd); простирание ядер нагнетания четвертого порядка гораздо менее закономерно и нередко отклоняется от указанного направления на 30-40°, имея соответственно северо-западную (320-340°) или субширотную (80-100°) ориентировку. Осложняющие их мелкие складки, проявленные в верхних горизонтах новейших отложений, характеризуются гораздо большим разбросом простираний, которые иногда могут изменяться на весьма коротком (несколько метров) расстоянии.

На крыльях крупных складок поперечного изгиба, относящихся к структурам третьего порядка, иногда развиваются небольшие тектонические покровы, амплитуда которых измеряется первыми десятками метров. По мнению некоторых авторов, подобные структурные элементы характерны для районов распространения глиняного  диапиризма [Chapman, 1974]. На рис. 28 показано северное крыло одной из таких антиклинальных структур. Оно осложнено куполовидной складкой нагнетания четвертого порядка, в которой роль активного слоя выполняли регрессивные пески митогинской свиты. Заключенный внутри них пропласток мореноподобньгх диамиктитов в процессе нагнетания был тектонически разлинзован и скучен в ядре дополнительной складки. Вышележащие ленточнослоистые глины отжимались со свода последней к северу, в соответствии с общим наклоном крыла антиклинали третьего порядка. Когда этот наклон из-за повторных импульсов нагнетания песков нижней пачки митогинской свиты достиг критической величины (в приведенном примере 35°), вблизи зоны выполаживания слоев возникло разрывное нарушение, кинематически соответствующее очень пологому сбросу. Подобные разрывы в нижних частях крыльев антиклинальных складок поперечного изгиба были получены в экспериментах М.В. Гзовского [1975].

Пологое разрывное нарушение представляло собой нижнюю границу тектонической пластины, состоящей из ленточнослоистых глин во фронтальной и мореноподобных диамиктитов - в тыловой частях. Максимальная мощность пластины (в тыловой части), вероятно, не превышала 3 м . В результате гравитационного скольжения, которое, по-видимому, также индуцировалось импульсами нагнетания, рассматриваемая тектоническая пластина перекрыла породы, развитые в основании крыла антиклинали третьего порядка: разные горизонты регрессивной серии осадков митогинского возраста (пески, ленточные глины, торф), а также нижнюю песчаную пачку большерецкой свиты. Амплитуда горизонтального перекрытия составляет 20- 25 м .

В процессе скольжения по автохтону тектоническая пластина осуществляла некоторое выпахивание кровли подстилающих пород, материал которых частично ассимилировался во фронтальной части покрова (в ленточных глинах). Трение, препятствовавшее перемещению аллохтона, приводило к его дроблению в лобовой части и тектоническому сдваиванию. Подстилающие породы (позднемитогинский торф, раннебольшерецкие пески) образовывали мелкие запрокинутые по направлению движения шарьяжа складки волочения.

Указанное тектоническое событие произошло в большерецкое время и в ослабленном виде повторялось позднее, в том числе менее 37 тыс. лет назад, на что указывает слабая дислоцированность слоев (в том числе погребенных торфяников), перекрывающих породы аллохтона по границе размыва и углового несогласия (см. рис. 26 г, 28). Сходный микрошарьяж, но меньшей амплитуды (несколько метров) установлен на противоположном южном крыле рассматриваемой антиклинали третьего порядка. Здесь в дислокациях участвуют митогинские мореноподобные диамиктиты, алевриты большерецкой и насекинской свит вместе с разделяющим их торфяником, абсолютный возраст которого в подошве равен 30,5 ± 0,39 тыс. лет (Rτ-155).

Рост песчаных куполов нагнетания продолжался и в голоцене, что устанавливается по наблюдаемому в ряде случаев перераспределению мощности рельефообразующих насекинских алевритов над куполами и межкупольными понижениями (см. рис. 26 г, 27). Породы на крыльях куполов нередко поражаются зияющими трещинами отрыва, заполненными материалом большерецкой и насекинской свит (см. рис. 26, б).

Мы столь подробно остановились на характеристике рассматриваемых деформационных структур потому, что они обладают всеми признаками так называемых гляциодислокаций. В подобных случаях обычно считается, что срезала и деформировала верхнюю часть подстилающих отложений не пластина «морены», а оставивший ее ледник. Ошибочность такого вывода проявляется особенно отчетливо при выяснении иерархической соподчиненности структур разных порядков. В приведенном примере такое предположение опровергается также тем, что в дислокациях участвуют явно послеледниковые большерецкие и насекинская свиты.

Происхождение складок нагнетания Митогинской зоны дислокаций

Строение ядер нагнетания, состоящих из хаотического смещения оборванных и скрученных фрагментов слоев относительно жестких («морена, галечники») и реже пластичных (глины, алевриты) пород, заключенных в бесструктурную песчаную массу, указывает на то, что течение активного слоя осуществлялось не как в твердом теле, т.е. без разрыва сплошности (пластичность), а подобно жидкости, и, следовательно, порода какое-то время находилась в разжиженном состоянии. Правда, в тех редких случаях, когда внутри песчаных куполов нагнетания видны довольно правильные складки послойного течения материала, следует говорить о пластической деформации песков. Механизм последней не совсем ясен и, возможно, объясняется частичным разжижением этих осадков. Такое предположение подтверждается тем, что складки послойного пластического течения по латерали незакономерно сменяются участками, внутри которых песок имеет хаотическую «брекчиевидную» структуру (см. рис. 26 в).

Так или иначе, разжижение песков несомненно происходило, и именно это определяло тектонический стиль деформационных структур третьего и более высоких порядков. Следовательно, для выяснения природы этих структур необходимо установить причины разжижения песков и объяснить возникновение градиента давлений, обусловившего направление течения материала, локализацию ядер нагнетания и их ориентировку.

Пески, участвующие в процессах нагнетания, представлены несколькими литологическими разностями. Они могут быть мелкозернистыми, хорошо сортированными или средне- и даже крупнозернистыми, с примесью гравия и гальки. Наиболее вероятной причиной их разжижения следует считать вибрацию, связанную с тектоническими землетрясениями. В настоящее время Митогинская зона дислокаций располагается внутри области, где зарегистрированы землетрясения максимальной силой 6 баллов. Не исключено, что в недавнем геологическом прошлом их интенсивность здесь была еще большей.

Поскольку процесс нагнетания песчаного материала происходил одновременно на нескольких гипсометрических уровнях, необходимо прежде всего выяснить условия, существовавшие в самом нижнем активном слое, каковым, по-видимому, являлась пачка песков, залегающая в основании митогинской свиты. По данным бурения она имеет мощность 10- 15 м и залегает на верхнеэнемтенских мореноподобных диамиктитах, перекрываясь сходными по составу породами (см. рис. 25, б). Эти наиболее жесткие в разрезе новейших отложений образования составляют в верхних горизонтах осадочного чехла каркас охарактеризованных выше надразломных складок продольного изгиба (Fd).

Разжижение песков - эпизодический процесс, осложнявший развитие деформационных структур Митогинской сдвиговой зоны, обусловлено сугубо местными причинами. В момент разжижения пески находились под давлением, величина которого определялась двумя факторами: динамическим напором, необходимым для взвешивания вышележащих пород, и статическим напором, связанным с гипсометрическим положением рассматриваемого пласта. Так как по результатам бурения установлено, что мощность отложений, перекрывающих нижнемитогинские пески, в пределах единичной надразломной складки практически постоянна [Крапивнер, 1982], основной вклад в инициирование процесса нагнетания должны были вносить именно статические напоры. Последние достигали наибольшей величины в центральных частях антиклинальных складок группы Fd и наименьшей - на их периферии. Учитывая параметры этих складок, градиент статических напоров вдоль их длинных и коротких осей должен был составлять соответственно 0,13-0,2 и 0,35-0,5 МПа/км. Под действием этих сравнительно небольших градиентов давлений разжиженный песок должен был растекаться во все стороны от центра надразломной антиклинали, особенно по направлению к ее ближайшему периферийному участку. Теоретически там, где разность давлений становилась равной нулю, разжиженный песок должен был скучиваться, а вышележащие породы изгибаться над возникающим ядром нагнетания. Практически этот процесс, по-видимому, наступал гораздо раньше из-за скоротечности периода разжижения, продолжительность которого лишь ненамного превышала время действия сильных сейсмических колебаний.

Отсюда следует, что места расположения и форма ядер нагнетания разжиженных песков в значительной степени зависели от условно мгновенной прочности и жесткости вышележащих отложений. Последние в этом отношении обладали определенной анизотропией, связанной с распределением остаточных напряжений в надразломных складках продольного изгиба (Fd). Известно, что сопротивление большинства пород деформации минимально в направлении действия растягивающих усилий. В складках группы Fd траектории максимальных растягивающих напряжений ориентированы субпараллельно их длинным осям (см. рис. 25, в). Они действуют и в настоящее время, о чем свидетельствует наличие многочисленных трещин отрыва, иногда заполненных материалом покровных торфяников (см. выше). Таким образом, поперечная по отношению к складкам группы Fd ориентировка ядер нагнетания песков нижней пачки митогинской свиты обусловлена напряженным состоянием вышележащих отложений и, в связи с этим, - простиранием обособляющихся внутри них ослабленных зон. Можно предполагать, что градиент давлений в разжиженных песках влияет на локализацию зон выжимания, тогда как деформационные свойства вышележащих пород определяют направление вязкого течения, а также местоположение и форму ядер нагнетания.

Песчаные горизонты, распространенные в регрессивной серии митогинских осадков, вовлекались в процесс нагнетания под воздействием роста куполов, возникших на более высоком стратиграфическом (и, следовательно, гипсометрическом) уровне. Ориентировка сложенных ими мелких складок нагнетания гораздо менее упорядочена, поскольку наряду с градиентом статических напоров на активный слой нередко действует и разница в весе вышележащих пород (см. рис. 25, б), тогда как деформационные свойства последних из-за их незначительной мощности играют меньшую роль.

СКЛАДЧАТОСТЬ НАГНЕТАНИЯ, ОБУСЛОВЛЕННАЯ АКТИВНОЙ РОЛЬЮ ВОДОНАСЫЩЕННЫХ ПЕСКОВ, НА ПРИМЕРЕ ОДНОГО ИЗ РАЙОНОВ П-ОВА ЯМАЛ

П-ов Ямал расположен вблизи северной окраины Западно-Сибирской плиты, входя в состав крупной надпорядковой структуры - Южно-Карской синеклизы. В ее разрезе выделяются фундамент, промежуточный и собственно платформенный структурные этажи. Фундамент сложен породами глинисто-сланцевой, на севере - аспидной формаций, относящимися к складчатым комплексам салаирского и каледонского возраста [Сурков и Жеро, 1981]. Он имеет сводово-блоковое строение и расчленен на ряд крупных линейных структурных элементов, общего север - северо-западного простирания. Исследованный район располагается на северо-западной оконечности одной их таких структур - Нурминского антиклинория. Породы фундамента нарушены густой сетью разломов преимущественно диагональной ориентировки, которые чаще всего пересекают основные структурные направления (рис. 29, а). Предполагается, что тектонический рельеф фундамента сформировался к началу юрского времени, в результате раннекиммерийской тектонической активизации.

Промежуточный структурный этаж связан с рифтогенезом, проявлявшимся в пределах Западносибирской плиты в триасе. На п-ове Ямал эффузивно-терригенные образования этого возраста мощностью 1,5-2,0 км выполняют узкие грабены север - северо-западной ориентировки. Непосредственно на исследованной площади они, по-видимому, отсутствуют. Собственно платформенный чехол имеет мощность 5- 8 км , в рассматриваемом районе 6- 7 км . В его состав входят юрские, меловые и палеогеновые глины, алевролиты, песчаники (обычно слаболитифицированные), а также глины, алевриты, реже пески и мореноподобные диамиктиты плиоцен-четвертичного возраста. По сейсмическим данным иногда внутри осадочного чехла отмечаются малоамплитудные разрывные нарушения. Возможно, с ними связано отмечаемое в кернах некоторых скважин наклонное залегание мезозойских слоев.

Основные черты геологического строения

Исследованный район расположен между устьями рек Харасавэй и Тиутей-Яха. В отличие от низменных аккумулятивных берегов, развитых непосредственно к югу и северу, здесь повсеместно распространены прямолинейные абразионные (термоабразионные) обрывы, вытянутые в южной половине площади по азимуту 25°, в северной - по азимуту 55°. Резкая смена ориентировки береговой линии происходит в районе мыса Бурунный, где к абразионному обрыву прислонена лайда и низкая (первая над уровнем моря) морская терраса общей шириной до 1,5 км , вследствие чего побережье на этом участке имеет аккумулятивный характер. Верхняя часть геологического разреза детально изучалась по непрерывным береговым обнажениям и охарактеризована данными многочисленных, обычно неглубоких (30- 60 м ) скважин, пройденных в прибрежной зоне суши и на подводном склоне (вплоть до 5- 6 км от линии берега). Единичная скважина глубиной 315 м со сплошным отбором керна была пробурена в центральной части района. В интервале 150- 315 м ею вскрыты глины и алевриты с пропластками песка, имеющие проблематичный возраст (возможно, палеогеновые). Выше по разрезу (56- 150,0 м ) вскрыта позднеплиоценовая салехардская свита, в основании которой залегает маломощная ( 6 м ) пачка слоистых мелких песков с единичной галькой в подошве. Слоистость местами нарушена микросбросами. Пески перекрыты плотными мореноподобными диамиктитами (144- 90,0 м ) с редкой галькой, местами в них отмечаются сланцеватость, зеркала скольжения и мелкая гофрировка встречающихся иногда слоев иного литологического состава. Верхняя часть свиты (90- 56 м ) сложена хорошо сортированными алевритами и глинами с редкими остатками раковин. Вышележащие отложения охарактеризованы на более значительной площади. Непосредственно на салехардской свите залегает предположительно нижнечетвертичная тиутейская толща, состоящая из двух выдержанных по латерали пачек. Нижняя из них представлена трансгрессивными ваттовыми фациями и состоит из незакономерного переслаивания глин, алевритов и песков общей мощностью 35- 45 м . Для пачки в целом характерны тонкая внутренняя горизонтальная слоистость и наличие многочисленных внутренних пропластков намывного торфа. Во многих случаях слои в керне наклонены под углом 15-20°, что указывает на некоторую дислоцированность ваттовых отложений. Вверх по разрезу они сменяются сублиторальными (вероятно, лиманными) глинами и алевритами верхней пачки, мощность которой составляет 40- 50 м .

Густая сеть скважин и хорошая прослеживаемость пластов тиутейской толщи по латерали позволили выделить в пределах исследованного района две пологие кулисно подставляющие друг друга складки, простирающиеся по азимуту 45-50°. Они имеют протяженность не менее 10 км (возможно гораздо больше), амплитуду 30- 40 м и крутизну крыльев 2-3º. Субпараллельно осям этих складок вытянуты абразионные обрывы, развитые к северо-востоку от района мыса Бурунного (см. рис. 29, б). Рассматриваемые складки вытянуты поперек структур осадочного чехла, наследующих крупное поднятие фундамента (см. рис. 29, а, б). Пересечение структурных направлений проявляется в изгибах стратоизогипс мезозойских пород, осложняющих их общее северо-западное простирание.

Более высокие горизонты геологического разреза представлены верхнечетвертичными и голоценовыми отложениями, формирующими чехол трех развитых в районе морских террас. Они залегают на тиутейской толще с размывом и небольшим угловым несогласием, так что на уровне последующего среза в сводовых частях упомянутых выше антиклинальных структур обнажается нижняя ритмично-слоистая, а на их крыльях - верхняя алевритоглинистая пачка нижнеплейстоценовых образований.

Основная часть площади занята третьей морской террасой, отложения которой выделены нами под названием пронхинской толщи. Ее строение можно изучать в обрывах, протягивающихся северо-восточнее мыса Бурунного, между устьями рек Пронха-Яха и Тиутей-Яха, а также в 11 км к юго-востоку от этого мыса, в пределах небольшого останца третьей террасы. Подошва толщи почти повсеместно располагается ниже уровня моря и вскрыта бурением. В основании разреза залегают аллювиальные пески мощностью до 10- 12 м , выполняющие погребенную палеодолину, вытянутую в северо-восточном направлении. Исключительно прямолинейный левый борт этой палеодолины выявлен по четырем буровым профилям на подводном склоне. На протяжении 12 км он вытянут по азимуту 35º. Противоположный правый борт погребенного вреза расположен на суше и буровыми профилями не пересечен. По результатам интерполяции данных между профилями ширина палеодолины достигает, по-видимому, 5 км .

На аллювиальных песках, а вне пределов древней долины на разных горизонтах тиутейской толщи залегает пачка ритмично-слоистых мелкозернистых ваттовых песков, мощность которых в нормальном залегании составляет 12- 15 м . В верхней части они более однородны, в нижней содержат примесь более тонких, в том числе коллоидных (менее 0,01 мм ) фракций, а также выдержанные горизонты глинистых алевритов мощностью до 1- 2 м , тонкие (сантиметры) пропластки намывного торфа и рассеянные растительные остатки. На ритмичнослоистых песках в нормальной стратиграфической последовательности залегают бесструктурные темно-серые монтмориллонитовые глинистые алевриты и глины, участками сильно обогащенные вивианитом («черные глины»). Изредка в них встречаются раковины Portlandia arctica Gray и включения единичной гальки. Мощность пачки ненарушенных «черных глин» составляет по данным бурения 15- 20 м .

Прослои намывного торфа в верхней части пачки ритмично-слоистых песков имеют по радиологическим определениям следующий абсолютный возраст: в 10 км юго-западнее устья р. Пронха-Яха (в разрезах буровых скважин) 35 100 ± 1 000 лет (ГИН-2810) и > 26 000 (ГИН-2811), в 5 км и в 10 км к северо-востоку от устья этой реки соответственно > 31 520 (Rτ = 281) и 35 404 ± 340 лет (Rτ = 284). «Черные глины» местами венчаются алевритами озерно-болотного генезиса, причем абсолютный возраст содержащихся в них пластов автохтонного торфа изменяется от 9 330 ± 180 лет (ГИН-2398) в основании до 8 950 ± 120 лет (ГИН-2399) в середине этой пачки. В соответствии с приведенными данными пронхинская толща формировалась в интервале времени от 30-35 до 10-15 тысяч лет и, следовательно, относится к самому концу позднего плейстоцена.

В южной части рассматриваемого района, между мысом Харасавэй и упомянутым выше останцом III террасы, в невысоких береговых обрывах экспонирован разрез 10-12-метровой II террасы, которая здесь вытянута вдоль берега узкой (~1 км) полосой. В пределах этой террасы пронхинская толща размыта, и в ее цоколе залегают тиутейские глины, в разрезе которых в 0,5 км выше устья р. Харасавэй встречены скопления раковин Portlandia arctica Gray. В кровле глин от размыва местами сохранились автохтонные торфяники, имеющие абсолютный возраст 9 040 ± 120 (ГИН-2402) и 8 700 лет (ГИН-2401). Таким образом, залегающие выше по разрезу рельефообразующие пески и глины второй террасы являются осадками максимальной стадии голоценовой трансгрессии, а 5-метровую террасу района мыса Бурунного следует связывать с длительной стабилизацией уровня при регрессии голоценового моря. Голоценовые морские осадки также «опираются» на погребенную палеодолину, вскрытую бурением на подводном склоне. Она имеет несколько меньшую ширину, чем Пронхинская палеодолина (1,5- 2 км ), расположена в 1,5- 2 км мористее и вытянута в том же направлении.

Плиоцен-четвертичные отложения района в настоящее время находятся в мерзлом состоянии, температура пород в подошве слоя ее сезонных колебаний составляет минус 5-7°.

Интенсивные дислокации четвертичных отложений в береговых обнажениях наблюдаются в разрезах III морской террасы: на протяжении 5 км к северо-востоку от устья р. Пронха-Яха и далее в виде слабых проявлений - почти до левого борта р. Тиутей-Яха. Второй, незначительный по длине ( 0,6 км ) участок развития дислокаций отмечен в 11 км к юго-западу от мыса Бурунный, в пределах останца рассматриваемой террасы.

Впервые нарушения нормального залегания четвертичных осадков в районе изучались Ф.А. Каплянской [1982] и В.Д. Тарноградским [1982], которые не дали общей характеристики структур, а ограничились описанием деталей, указывающих, по мнению этих авторов, на гляциодинамическую природу деформаций. Участки с крутонаклонным (вплоть до вертикального) залеганием песчаных слоев они интерпретировали как серию диапировых структур, возникающих под давлением ледника. Поскольку дислоцированные породы льдонасыщены и содержат участвующие в общей структуре горизонты пластовых льдов, Ф.А. Каплянская и В.Д. Тарноградский полагают, что под давлением ледника выжимались изначально мерзлые грунтово-ледяные массы. Следует отметить, что подобный механизм маловероятен из-за чрезвычайно низкой сжимаемости мерзлых песков, которая при температурах, меньших, чем минус 4-5°, приближается к сжимаемости скальных грунтов [Цытович, 1973].

Сведения о пространственной ориентировке, морфологии и размерах рассматриваемых деформационных структур получены по результатам детального изучения береговых разрезов на всем их протяжении и дешифрировании аэрофотоснимков, поскольку многие складки имеют адекватное отражение в современном рельефе. Судя по этим данным, а также по результатам сухопутного и морского бурения (ориентировка погребенных долин и т.п.) зона распространения дислокаций, которую мы называем Тиутейяхинской, представляет собой линейную полосу, вытянутую в север - северо-восточном направлении (30-35°), близком к ориентировке абразионных обрывов между устьем р. Харасавэй и районом мыса Бурунного. К северо-востоку от этого мыса береговая линия пересекает полосу развития дислокаций под острым углом. Ширина указанной полосы, по-видимому, достигает 12 км , но наиболее интенсивная складчатость сконцентрирована в ее осевой части, ширина которой не превышает 4 км . В пределах исследованного района Тиутейяхинская зона дислокаций имеет длину 35 км , захватывая прибрежную сушу и прилегающую часть подводного склона. В север - северо-восточном направлении она, вероятно, продолжается в пределах прибрежного мелководья и, пересекая пологую дугу абразионного берега, трассируется далее на север-северо-восток глубинным разломом, выявленным здесь по геофизическим данным (см. рис. 29, a). С учетом этого общая длина Тиутейяхинской зоны составляет 150 км . Не исключено, что она продолжается под водами Карского моря и в юг - юго-западном направлении, и тогда длина зоны может значительно превышать приведенную величину.

Таким образом, рассматриваемая полоса интенсивных дислокаций четвертичных отложений, по всей вероятности, обособилась над зоной глубинного разлома, имеющего характерное для северной половины Ямала север - северо-восточное простирание. С юго-востока к нему в отдельных местах подходят разломы второго диагонального направления (~310°). Дешифрирование аэрофотоснимков показывает, что на поверхности им соответствуют зоны развития грядового рельефа, по-видимому, также связанные с нарушенным залеганием четвертичных осадков. В 120 км южнее, в районе полярной станции Марре-Сале в береговых обрывах экспонированы дислокации новейших отложений [Данилов, 1980], полоса распространения которых, судя по фиксирующему ее грядовому рельефу, имеет северо-западное (300-305°) простирание. В осевой части Марресалинской зоны дислокаций по геофизическим данным выделен разлом примерно такой же ориентировки (см. рис. 29, а).

Естественно предположить, что дислоцированность четвертичных отложений связана с разломами фундамента не только пространственно, но и генетически и, следовательно, в неотектоническую эпоху движения осуществлялись по разломам как север - северо-восточного (30-35°), так и северо-западного (300-310°) направлений. Если считать эти тектонические направления сопряженными, проявленными в едином поле напряжений, то вытянутые вдоль них разломы, которые, по-видимому, имеют древнее заложение, на неотектоническом этапе должны представлять собой сдвиги (сбросо- или взбросо-сдвиги). С таким предположением согласуется и наличие внутри Тиутейяхинской зоны дислокаций крупных кулисно расположенных складок, отчетливо выраженных по пологим наклонам слоев тиутейяхинской толщи и простирающихся по азимуту 45-50°. С указанных позиций эти структуры представляют собой надсдвиговые складки продольного изгиба (группы Fd, см. рис. 1, в), а разлом север-северо-восточного простирания, над которым они обособились, - левый сдвиг. Таким образом, Марресалинский и другие разломы северо-западной ориентировки (300-310°) следует считать правыми сдвигами (сбросо- или взбросо-сдвигами). Разломы север - северо-западного направления (330-340°) в подобном сдвиговом поле тектонических напряжений должны характеризоваться, в основном вертикальным, сбросовым перемещением крыльев. Это хорошо согласуется с общей структурой п-ова Ямал, где по указанным тектоническим направлениям граничат друг с другом наиболее крупные поднятия (антиклинории) и прогибы фундамента, а также грабены триасовой рифтовой системы (см. рис. 29, а).

Строение Тиутейяхинской зоны дислокаций

Деформационные структуры Тиутейяхинской зоны дислокаций повсеместно представлены складками разнообразными по размерам и морфологии, но объединенными одним общим признаком: их основу составляют зоны выжимания и ядра нагнетания песков, залегающих в нижней части песчаной пачки верхнечетвертичной пронхинской толщи.

Если рассматривать Тиутейяхинский разлом и всю связанную с ним зону дислокаций как основную структуру, надразломные складки продольного изгиба (Fd) следует относить уже к структурным элементам второго порядка. Еще более высокие порядки имеют дислокации, доступные непосредственному наблюдению в береговых обнажениях. Деформационные структуры здесь отчетливо устанавливаются по поведению подошвы «черных глин», которая то скрывается под уровень моря, то вновь появляется, поднимаясь местами до бровки береговых обрывов, расположенной на высоте 20- 25 м . Граница между «черными глинами» и подстилающими их ритмично-слоистыми песками при ее непрерывном прослеживании «очерчивает» серию относительно крупных симметричных антиклиналей и синклиналей, которые можно отнести к структурам третьего порядка. На 5-километровом отрезке берега к северо-востоку от устья р. Пронха-Яха, где наблюдается наиболее напряженная складчатость, экспонировано 10 подобных антиклинальных поднятий и 9 разделяющих их синклиналей, а в 600-метровом разрезе останца III морской террасы, расположенном в 10 км к юго-западу от мыса Бурунного, - одна синклиналь и две антиклинали. Вместе с тем, подошва ритмично-слоистых песков по данным бурения на всей площади развития дислокаций залегает спокойно, участвуя лишь в очень пологих (первые градусы) изгибах, связанных с надразломными складками продольного изгиба (Fd). Таким образом, складки, вскрытые в береговых обнажениях, являются типичными бескорневыми структурами.

Антиклинали характеризуются трапециевидным поперечным сечением с пологим сводом, более или менее отчетливо сменяющимся прямолинейными крыльями, крутизна которых быстро достигает 15-20°. Основная часть разреза всех антиклинальных поднятий сложена пачкой ритмично-слоистых песков, «черные глины» на их сводах отсутствуют или имеют сокращенную мощность, быстро нарастающую по направлению к соседним синклиналям (рис. 30). В осевых зонах последних эти породы достигают наибольшего развития, чем обусловливается чашеобразная форма поперечного сечения синклиналей. Встречаются даже структуры, представляющие собой синклинали по подошве «черных глин» и очень пологие антиклинали по их кровле. По терминологии В.И. Китыка [1979] они относятся к так называемым гетероклиналям - характерным элементам дисгармоничной складчатости, связанным с внутриформационным течением пород.

Особенности поперечного сечения складок третьего порядка обусловливают большую ширину антиклиналей, обычно изменяющуюся от 75-100 до 300 м по сравнению с синклиналями, ширина которых чаще всего не превышает 75-100 и лишь в отдельных случаях равна 200- 250 м . Амплитуда складок составляет 25- 30 м , а их длина измеряется сотнями метров и иногда достигает 1- 1,5 км . Чаще всего они простираются в субширотном или запад - северо-западном и несколько реже - в субмеридиональном или север - северо-восточном направлениях, так что отдельные складки могут сочленяться друг с другом почти под прямым углом.

В области развития рассматриваемых структур рельефа III морской террасы обладает общей волнистостью, причем пологие валообразные возвышенности соответствуют сводовым частям антиклинальных поднятий и изредка - упомянутых выше гетероклиналей, а имеющие разнообразную форму в плане понижения топографической поверхности приурочены к ядрам синклиналей.

Гораздо более отчетливое структурное и геоморфологическое выражение имеют дислокации 4-го порядка, которые представлены аркообразными или диапироподобными антиклинальными и разделяющими их синклинальными складками с вертикальным положением осевых плоскостей. Их амплитуда изменяется от 5-10 до 25- 30 м при наклоне крыльев, достигающем соответственно 40-60 и 75-85°. Эти структуры располагаются, как правило, на флангах охарактеризованных выше более крупных антиклинальных поднятий вблизи зон их сочленения с ядрами примыкающих синклиналей. Обычно они встречаются группами по 2-3 складки, иногда кулисообразно подставляющих друг друга, и ориентированы субпараллельно общему простиранию антиклинальных поднятий 3-го порядка. В тех случаях, когда последние сопрягаются почти под прямым углом, крутые линейные складки, осложняющие их соседние крылья, также подходят друг к другу под углом около 90° (рис. 31, 32). Оси складок зачастую испытывают изгибы в плане, причем отклонения их от генерального направления могут достигать 30°. Выделяются два основных направления складчатости: 265-295° (наиболее распространенные простирания) и 350-25°, изредка встречаются складки, вытянутые по азимуту 330-340° и 40-60°.

Основную роль в строении антиклиналей 4-го порядка так же, как и более крупных антиклинальных поднятий, играет пачка ритмично-слоистых песков. «Черные глины» развиты в понижениях между соседними антиклиналями, в том числе в тех случаях, когда они, как указывалось выше, подходят друг к другу под прямым углом. Таким образом, активную роль в формировании общей структуры играют антиклинали, тогда как синклинали пассивно заполняют пространство между ними. Внутри синклиналей подошва «черных глин» изогнута гораздо круче кровли, которая чаще всего залегает вообще субгоризонтально. В результате, на сводах куполовидных антиклинальных складок «черные глины» имеют резко сокращенную мощность или вообще отсутствуют. Они также повсеместно отсутствуют в осевых зонах крутых диапироподобных антиклиналей. Благодаря этому обстоятельству сводовые части антиклинальных структур 4-го порядка выделяются на поверхности III морской террасы в виде гряд различных размеров. Относительная высота гряд изменяется от 1 до 8 м , а длина фиксирует протяженность складок 4-го порядка. Аркообразные антиклинали обычно брахиформны: их длина не превышает нескольких десятков метров, тогда как диапироподобные - линейны и имеют длину, достигающую 200 м (изредка 300 м ).

В поперечном разрезе всех складок можно выделить три зоны: внутреннюю, среднюю и внешнюю, существенно различающиеся по литологическому составу и кинематике движений. Первая из них экспонирована только в центральных частях относительно крупных антиклиналей 4-го порядка, которые из-за большого угла наклона крыльев вскрыты в береговых обнажениях на значительную глубину. Структурные построения показывают, что в пределах антиклинальных поднятий 3-го порядка она также имеет сплошное распространение, хотя зачастую расположена ниже уровня денудационного среза (см. рис. 30). Эта зона сложена мелкозернистыми, обычно сильно пылеватыми (табл. 7) песками, содержащими тонкие (сантиметры) прослои слабо глинистых алевритов и горизонты, обогащенные мелким растительным детритом. Как и вся песчаная пачка пронхинской толщи, эти осадки обладают тонкой ритмичной слоистостью. Замечательной особенностью внутренней зоны являются чрезвычайно сложные мелкие дисгармоничные дислокации слоев, охватывающие ее на полную мощность. Это - беспорядочная смесь округлых включений песков разного состава («микромеланж») или хаотически закрученные складочки амплитудой от долей сантиметра до 0,7 м , среди которых встречаются обрывки глинистых пропластков, фиксирующих реликты более правильных складок послойного пластического течения (см. рис. 33, а).

По структурным построениям (см. рис. 30) мощность песчаных отложений с подобной внутренней дислоцированностью изменяется от первых метров в ядрах синклиналей до 25 м в центральных частях антиклиналей. Таким образом, внутренняя зона формирует ядра антиклинальных складок, по обе стороны от которых их крылья наклонены в разные стороны. Контакт между внутренней и средней зонами всегда отчетливый, резкий: сложные дислокации внутри первой из них как бы огибаются параллельными слоями второй. Интенсивность сложных дислокаций внутренней зоны несколько убывает от оси к ее периферии. В этом же направлении появляется некоторая упорядоченность мелкой складчатости. Морфология и пространственное положение последней в целом аналогичны строению песчаных ядер нагнетания Западной Камчатки (см. рис. 25) и свидетельствуют о том, что мелкие дислокации внутренней зоны складок являются результатом вязкого течения материала.

Средняя зона складчатых структур имеет сплошное распространение, а ее мощность равна 12- 15 м . Она сложена тонкослоистыми мелкозернистыми песками, которые отличаются от подстилающих более однородным гранулярным составом, а также присутствием довольно мощных (до 1- 2 м ) и выдержанных по простиранию ритмично повторяющихся прослоев глинистых алевритов. Первый снизу подобный прослой и является обычно границей между нижней и средней зонами складок. В разрезе аркообразных антиклиналей к ней иногда приурочены тонкие (менее 0,6 м ) пласты льда, причем подошва средней зоны совпадает с подошвой плавно изогнутой ледяной залежи. В этих случаях тонкие (сантиметры) пласты ископаемого льда в сводовой части антиклинальных складок встречаются и ниже рассматриваемой границы, уже в пределах внутренней зоны, где они разлинзованы и мелкогофрированы (см. рис. 33, б). Наиболее мощные (5- 6 м и более) горизонты пластового льда распространены в сводах антиклинальных поднятий 3-го порядка и приурочены к кровле средней зоны, т.е. к контакту с залегающими выше по разрезу «черными глинами». Протяженность такого пласта по простиранию складки может по буровым данным достигать 2 км , а в поперечном направлении не превышает первых сотен (чаще нескольких десятков) метров. Изредка пластовые льды в кровле средней зоны встречаются на крыльях диапироподобных антиклинальных складок четвертого порядка, причем угол наклона этих залежей достигает 70-80° (см. рис. 32). Практически во всех случаях ископаемые льды залегают на контакте между песчаными (внизу) и глинистыми (вверху) отложениями.

Средняя зона поперечного сечения всех складок имеет в целом простое строение и состоит из серии первично горизонтальных слоев, согласно изогнутых параллельно границе с внутренней сложно дислоцированной зоной, составляющей ядра антиклинальных структур. В зависимости от конфигурации последних углы наклона слоев изменяются от нескольких градусов до 75-85°. В нижней и, реже, в верхней частях средней зоны встречаются трещины небольшой (обычно менее 1 м ) амплитуды, причем смещения слоев затухают по восстанию или падению разрывов. На крутых и субвертикальных крыльях складок распространены пологие (10-40°) нарушения, представляющие собой по кинематическому типу микронадвиги или микросбросы (см. рис. 31, 32). Определение пространственного положения осей главных нормальных составляющих тензора напряжений по системам сколовых трещин [Гзовский. 1975] показывает, что сжатие, обусловившее изгибы слоев средней зоны, имеет радиальную ориентировку. Таким образом, дислокации средней зоны могут быть отнесены к категории складок поперечного изгиба. Это подтверждается и морфологией рассматриваемых структур, для которых характерны вертикальные осевые плоскости, прямые, не затронутые дополнительной складчатостью крылья и куполовидная или коробчатая форма поперечного сечения. В нижней части рассматриваемой зоны, особенно на сводах антиклиналей четвертого порядка, прекрасно сохранились все элементы седиментационной структуры: ленточновидная слоистость, горизонты волновой ряби и т.п.

В верхней части средней зоны распространены разнообразные мелкие (сантиметры) структуры, сопровождающие продольное растяжение слоев. Интенсивность этого растяжения была очень велика: в основании средней зоны удлинение пластов в процессе поперечного изгиба достигало 50-60%. В тех случаях, когда пески средней зоны на крыльях диапироподобных антиклиналей залегают субвертикально и головы пластов не срезаны склоном, они, начиная с глубины 2- 3 м от дневной поверхности, запрокидываются в противоположные от ядра соответствующей складки стороны и затем образуют своеобразные поверхностные структуры с концентрически изогнутой внутренней слоистостью, благодаря чему в поперечном сечении они напоминают рулет (см. рис. 31, 32). Обычно они выражены в современном рельефе в виде очень пологих всхолмлений. Строение и пространственное положение этих структур указывает на то, что у дневной поверхности материал средней зоны диапироподобных антиклиналей пластически растекался в разные стороны от их осевых плоскостей. В итоге, пески, находящиеся в нормальном залегании под «черными глинами» внутри подобных зон растекания образуют «рулеты», наложенные на поверхность этих глин. Таким образом, по строению и условиям образования указанные структуры имеют сходство с так называемыми диапировыми шляпами.

Внутренняя структура «черных глин», слагающих третью внешнюю зону складок, ввиду практически полного отсутствия слоистости, как правило, не видна, поэтому выводы о характере их дислоцированности можно сделать в основном по наблюдениям общих условий залегания этих пород. Подошва глин повторяет конфигурацию складок поперечного изгиба подстилающих слоистых песков, причем углы ее наклона могут изменяться от нескольких градусов до 80-85°. Вместе с тем, кровля рассматриваемых осадков расположена в целом субгоризонтально, испытывая лишь очень пологую волнистость (см. рис. 30, 31, 32). В результате мощность глин может изменяться от 0 до 30 м на весьма коротких расстояниях (первые десятки метров). Глины, как уже говорилось, залегают в основном в ядрах синклинальных складок разных порядков, а на сводах антиклиналей нередко вообще отсутствуют. Геоморфологические наблюдения показывают, что поверхность III морской террасы практически не срезает (за исключением нижних частей пологих делювиально-солифлюкционных склонов) верхние фланги дислоцированных пластов, вследствие чего своды многих антиклиналей выражены в современном рельефе в виде песчаных гряд и холмов, а на некоторых участках палеоповерхность, совпадающая с кровлей «черных глин», законсервирована под песчаными «рулетами». Таким образом, резкие изменения мощностей «черных глин» при переходе от антиклинальных складок к синклинальным нельзя объяснить их последующим размывом, а следует связывать с деформационным перераспределением. Такое перераспределение должно было осуществляться за счет пластического течения со сводов антиклиналей в ядра разделяющих их синклинальных складок. Из-за однородного литологического состава глин структуры течения в них, как правило, не видны. Одним из внешних проявлений мелких деформаций, затронувших всю толщу этих пород, вероятно, является их общая брекчированность, оскольчатость. В тех редких случаях, когда глины содержат серию выдержанных горизонтов песка, в них развиты сложные, сильно сжатые изоклинальные складки послойного пластического течения амплитудой от нескольких дециметров до 3 м , осевые плоскости которых наклонены от свода антиклинали к ядру примыкающей к ней синклинали. В этом же направлении быстро нарастает и мощность «черных глин» (рис. 34).

Таким образом, три зоны, выделенные по литологическим и морфологическим признакам внутри развитых на побережье складок, соответствуют разным кинематическим типам складчатости: внутренняя и внешняя связаны с течением материала в первом случае вязким, во втором пластическим, средняя - отражает поперечный изгиб слоев.

Происхождение деформационных структур Тиутейяхинской зоны дислокаций и участвующих в ее строении пластовых льдов

Для более полного понимания природы рассмотренных выше дислокаций приведем некоторые важные показатели, характеризующие свойства участвующих в складчатости осадков III морской террасы, усредненные по большому числу определений (см. табл. 7).

Ясно, что образование складок не может быть объяснено с позиций гипотезы о конвективной неустойчивости пород, поскольку в разрезе пронхинской толщи их плотность закономерно возрастает сверху вниз. Более того, граница между разными кинематическими типами деформаций (вязкого течения и поперечного изгиба) песков проходит не по их кровле, а внутри песчаной пачки. Наконец, этой гипотезе противоречит широко распространенное выжимание материала выше уровня топографической поверхности (гряды на III морской террасе).

Выводы о происхождении складчатости, изложенные Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградским, не согласуются с рядом фактов. Приведем лишь главные из них.

1. Морена в обычном ее понимании в разрезе складчатого комплекса отсутствует. По представлениям указанных авторов, локальной мореной следует считать сами дислоцированные отложения, сорванные с мест исходного залегания и перемещенные в теле ледника. Это предположение опровергается данными бурения: и ритмично-слоистые пески, и «черные глины» выдержаны по латерали и наблюдаются в одних и тех же взаимоотношениях друг с другом и с подстилающими породами на протяжении нескольких десятков километров.

2. Вследствие гораздо более высокой пластичности мерзлых глин по сравнению с мерзлыми песками [Цытович, 1973] и их приповерхностного залегания неравномерное давление на субстрат со стороны ледника должно было вызвать прежде всего активные дислокации течения в «черных глинах», тогда как фактически активным материалом являлись пески, а «черные глины» лишь заполняли пространство между песчаными ядрами антиклиналей.

3. Гляциотектоническому генезису складок противоречит наличие «рулетообразных» структур пластического растекания песчаного материала по палеоповерхности. Последняя практически совпадала с современной топографической поверхностью (см. рис. 30), которая, таким образом, в период формирования дислокаций не могла быть перекрытой ледником.

Отчетливо проявленная линейность зоны развития дислокаций и отдельных складок внутри нее, а также определенная упорядоченность ориентировки последних в плане свидетельствуют о тектонической природе рассматриваемой складчатости. Характер дислоцированности пород внутренней и средней зон складок позволяет предполагать, что в процессе деформации пески, составляющие их разрез, находились в разных физических состояниях. Пески средней зоны участвуют в пластической деформации поперечного изгиба, свойственной твердым телам, тогда как сложные мелкие дислокации, развитые во внутренней зоне, - результат вязкого течения песчаного материала, сопровождавшегося нарушением его сплошности.

В маломощных прослоях деформации вязкого течения местами отмечаются и выше по разрезу песчаных отложений, откуда следует, что во всяком случае в начальную стадию развития складчатости пески находились в талом состоянии, а их нижние горизонты и отдельные пропластки в верхней части пачки временами разжижались. Можно предполагать, что нижняя часть песков пронхинской толщи обладала свойствами истинных плывунов. Это подтверждается и гранулярным составом отложений (см. табл. 7): алевритистые пески, развитые преимущественно в нижней части песчаной пачки, сходны с так называемыми песчано-коллоидными породами, которые И.М. Горькова [1975] относит к истинным плывунам. Следует отметить, что содержание дисперсных фракций (менее 0,01 мм ) нередко составляет 8-12 % и в отдельных образцах достигает 15-25 %. Нижняя часть пачки ритмично-слоистых песков обогащена органическим материалом (пропластки намывного торфа, растительные остатки), что также характерно для песчано-коллоидных пород. По всей вероятности, органическое вещество служило питательной средой для бактерий, газообразные продукты жизнедеятельности которых создавали избыточное давление в поровых водах. Для того чтобы нейтрализовать вес вышележащих пород на уровне подошвы песчаной пачки, в рассматриваемом случае необходимо было создать дополнительный гидростатический напор, равный 0,4-0,5 МПа. Подобные величины давлений были получены в опытах В.В. Радиной [1973], продолжавшихся несколько лет.

Некоторое рассеяние напоров, связанное с оттоком насыщенной пузырьками газа поровой воды, вероятно, приводило к тому, что горизонты песчаных отложений, обладавших свойствами истинных плывунов, находились в обстановке неустойчивого равновесия: достаточно было незначительного динамического воздействия, чтобы внутренняя структура песков была разрушена и они перешли в разжиженное состояние. По экспериментальным данным разрушение структуры истинных плывунов происходит при чрезвычайно низких напряжениях, величина которых имеет порядок 10² Па [Горькова, 1975]. Источником этих напряжений с изложенных позиций должна была явиться реакция пород осадочного чехла на сдвиговые (в геологическом смысле) движения пород фундамента вдоль Тиутейяхинского разлома. В породах чехла в результате этих движений сформировался кулисный ряд складок продольного изгиба (Fd), отчетливо выраженных по различным слоям тиутейской толщи (см. выше). Последняя залегает непосредственно под горизонтом истинных плывунов, протягивающимся в основании разреза III морской террасы. Этот горизонт реагировал на сдвиговые напряжения и связанный с ними продольный изгиб разжижением и вязким течением материала. По всей вероятности, разжижение песков происходило в моменты наиболее быстрых и кратковременных подвижек вдоль тиутейяхинского разлома, являясь реакцией на скачкообразное нарастание напряжений в осадочном чехле. В периоды разжижения рассматриваемый горизонт находился под действием таких же сил, что и нижнемитогинские пески в Митогинской зоне дислокаций. Однако если для последних характерна поперечная по отношению к складкам группы Fd ориентировка ядер нагнетания, обусловленная направлением траекторий наибольших растягивающих напряжений в вышележащих породах, то в песках пронхинской толщи образовалось несколько систем скучивания материала, простирающихся под углом друг к другу. Наиболее распространенная субширотная (265-295°) и субмеридиональная (350-25°) ориентировка этих систем примерно соответствует направлению траекторий главных касательных напряжений, которые должны были развиваться в осадочном чехле над тиутейяхинским разломом при сдвиговом перемещении его крыльев. Подобное напряженное состояние было характерно и для отложений, перекрывающих потенциально активный слой песка, в те периоды, когда рост напряжений осуществлялся достаточно плавно и этот слой не разжижался. В моменты разжижения песков распределение напряжений в покровном комплексе сохранялось, хотя эти напряжения и становились остаточными. В отличие от Митогинской зоны дислокаций, где главную роль в строении толщи, перекрывающей активный слой, играют относительно жесткие мореноподобные диамиктиты, в рассматриваемом случае большую часть разреза покровного комплекса слагают пластичные «черные глины». Поскольку пластичные глины относятся к категории пород, для которых сопротивление сдвигающим усилиям меньше, чем растягивающим, ослабленные зоны внутри них в сдвиговом поле тектонических напряжений ориентируются вдоль траекторий главных касательных напряжений. Этим обстоятельством, по-видимому, и обусловлено простирание двух упомянутых выше главных систем складчатости. Промежуточные (диагональные) простирания ядер нагнетания встречаются обычно в зонах сочленения складок двух главных направлений (субмеридионального и субширотного). Иногда вследствие этого складки приобретают в плане дугообразную форму, как это приведено на рис. 32. Некоторую роль в формировании складчатости, возможно, играло и неравномерное давление на разжиженный слой со стороны перекрывающих пород, что должно было приводить к нарушению линейности и общей упорядоченности простираний структур.

По данным П.Л. Иванова, коэффициент вязкости разжиженных песков с объемной массой скелета 1,45-1,67 г/см³, аналогичной объемной массе песков пронхинской толщи (см. табл. 7), изменялся от 1÷3 • 10² до 2÷3 • 10³ Па•с. При такой вязкости процесс нагнетания должен был быть, по всей вероятности, весьма скоротечным, хотя и гораздо более продолжительным, чем в примере, приведенном для Западной Камчатки: градиент напряжений в рассматриваемом случае был существенно меньшим, а пески из-за их низкой фильтрационной способности могли оставаться в разжиженном состоянии во много раз дольше. Тем не менее, вязкое течение песков осуществлялось с неизмеримо более высокой скоростью, чем пластическое течение материала при глиняном диапиризме. По всей вероятности, разжижение и нагнетание песков происходило импульсно, в соответствии с импульсами подвижек пород фундамента, являясь реакцией на скачкообразное нарастание касательных напряжений в осадочном чехле. Можно предполагать, что расстояние между зонами выжимания и ядрами нагнетания активного материала определяется в основном скоростью вязкого течения и длительностью отдельных импульсов разжижения. В силу того, что эти параметры от импульса к импульсу изменялись, менялось и местоположение возникавших каждый раз ядер нагнетания. В результате на первых порах обособились относительно крупные «массивы» скучивания разжиженного песка, представляющие собой ныне антиклинальные поднятия 3-го порядка. Расстояние между осевыми частями зон выжимания и нагнетания для этих структур составляет обычно 100-150 м, изредка достигая 200 м .

Как известно, разжижение песка неизбежно сопровождается его последующим уплотнением и отжатием избыточной воды. Последняя в виде восходящего фильтрационного потока должна была перемещаться вверх по разрезу, что могло приводить к переувлажнению нижней части пачки «черных глин».

Отток разжиженного песка из зон выжимания и его скучивание в ядрах нагнетания способствовали росту напряжений в покрывающих породах, находившихся в обстановке поперечного изгиба. Развитие деформаций этого типа обеспечивалось низкой жесткостью пород и строением песчаной пачки, в разрезе которой ритмично чередуются слои разного литологического состава. Относительно мощный пласт монолитных «черных глин» поддавался поперечному изгибу в гораздо меньшей степени и вписывался в общую структуру, главным образом за счет пластического течения материала со сводов растущих антиклиналей в ядра примыкающих синклиналей. Этому способствовало резкое снижение структурной прочности гидрофильных монтмориллонитовых глин в нижней части пласта из-за их переувлажнения водой, отжимавшейся в процессе разжижения и нагнетания активного слоя. «Раздавливание» горизонта с низкой механической прочностью и обеспечивало отжимание «черных глин» в стороны от свода растущей складки. Сходные явления происходили здесь иногда и в нижележащих ритмично-слоистых песках средней зоны. В ее нижней части некоторые маломощные (до 1- 2 м ) слои песков, заключенные между пластами глинистых алевритов, разжижались в процессе деформации поперечного изгиба, а их материал отжимался со сводов и нагнетался на крылья антиклиналей (см. рис. 31).

В последовательных импульсах нагнетания вязкость разжиженного песка постепенно возрастала из-за его прогрессивного уплотнения (отжатие избыточной поровой воды) и повышения концентрации твердой фазы. Вследствие этого перемещение материала активного слоя в прежние ядра нагнетания с течением времени затруднялось. Кроме того, развитие деформации поперечного изгиба в вышележащих отложениях вызвало появление ослабленных зон там, где касательные напряжения достигали максимальной величины. Обычно такие участки располагаются над верхним и нижним краями вертикальных штампов [Гзовский, 1975], которыми в рассматриваемом случае служили ядра нагнетания разжиженного песка.

Указанные факторы сделали неизбежным появление на определенной стадии новых ядер нагнетания, обусловивших рост антиклинальных складок более высокого, 4-го порядка. Поскольку они формировались намного ближе к зонам выжимания и, следовательно, активный слой находился под воздействием большего градиента давлений, процессы нагнетания появлялись гораздо интенсивнее, чему способствовало и пониженное сопротивление вышележащих пород на ослабленных участках. По этой причине вновь образованные ядра нагнетания имели заметно большее отношение высоты к ширине основания, чем аналогичные структуры 3-го порядка. По мере роста они приобретали в поперечном сечении форму крутой арки, реже - близкую к трапеции. Так продолжалось до тех пор, пока в область скучивания поступало достаточно большое количество материала. Однако с течением времени ресурсы водонасыщенного песка в зонах выжимания истощались. В результате мощность слоя разжижения последовательно уменьшалась, рост ядер нагнетания замедлялся и, наконец, прекращался совсем. Лишь в осевых частях тех из них, которые были расположены в непосредственной близости от зон выжимания, обособлялись локализованные в очень узкой полосе участки скучивания последних порций выжимавшегося сюда разжиженного песка. Рост этих узких остаточных ядер нагнетания, обладавших почти вертикальными стенками, над прежними сводами аркообразных или трапециевидных структур нагнетания придавал последним диапироподобную форму поперечного сечения (см. рис. 31, 32).

Развитие складчатости нагнетания рассматриваемого типа в условиях многолетней мерзлоты, по-видимому, может приводить к образованию пластовых льдов, широко развитых в рыхлых отложениях так называемой криолитозоны. Проблема происхождения этих загадочных образований остро дискуссионна и уже давно обсуждается в литературе. Критический обзор существующих точек зрения приведен в статье Ш.Ш. Гасанова, который склоняется принять инъекционную гипотезу. Несмотря на то, что пластовые льды в большинстве случаев сопровождаются дислокациями вмещающих осадков и нередко сами в той или иной степени дислоцированы, до сих пор не выдвигалось гипотез, связывающих происхождение ископаемых льдов с процессами, сопровождающими развитие деформационных структур. Наоборот, М.М. Корейша, А.Н. Хименков и Г.С. Прыксина высказали предположение о том, что дислокации рыхлых отложений обусловлены ростом залежей подземного льда.

Рассмотрим кратко возможные причины происхождения пластовых льдов Тиутейяхинской зоны дислокаций. Охарактеризованная выше складчатость нагнетания носит явно постседиментационный характер и, как указывалось выше, начинала формироваться в талых отложениях. Однако общие палеогеографические соображения указывают на то, что складчатость сопровождалась развитием многолетней мерзлоты. Поскольку подошва «черных глин» в процессе деформации изгибалась, а фронт промерзания продвигался вниз в виде субгоризонтальной плоскости, он достигал нижней границы «глинистой пачки» прежде всего на сводах антиклинальных поднятий 3-го порядка. На этих же участках в расположенных ниже по разрезу ядрах нагнетания происходило наибольшее уплотнение периодически разжижавшихся песков и, вследствие этого, наиболее значительное отжатие избыточной поровой воды в виде восходящего фильтрационного потока (см. выше). В итоге, на пологих сводах крупных антиклинальных складок 3-го порядка в определенное время возникали условия, благоприятные для формирования залежей пластового льда. Значительная мощность последних, наличие в них «взвешенных» прослоев песка, а также наблюдаемое нередко переслаивание льдов с минеральными грунтами указывают на прерывистость длительного процесса образования подземных льдов, что согласуется с данными об импульсном характере складчатости нагнетания.

Рост пластовых льдов продолжался одновременно с продвижением вниз фронта промерзания и слабым поперечным изгибом вмещающих осадков, благодаря чему относительно мощные пласты льда приобрели выпуклую вверх форму поперечного сечения. В дальнейшем, когда центры нагнетания переместились на фланги антиклинальных поднятий 3-го порядка, нарастание пластовых льдов на сводах последних прекратилось. Если к этому периоду фронт промерзания распространился до подошвы «черных глин» и на флангах рассматриваемых структур, над зарождавшимися здесь ядрами нагнетания 4-го порядка на указанном стратиграфическом уровне формировались пластовые льды второй генерации, обычно менее мощные, чем льды, развитые на пологих сводах крупных антиклиналей.

Залегающая под «черными глинами» песчаная пачка из-за ее значительно меньшей обводненности (см. табл. 7) промерзала гораздо быстрее «черных глин». Вероятно, поэтому в ее верхней половине существенные по мощности прослои ископаемых льдов отсутствуют. Не исключено, что это связано также с временным затуханием активности тиутейяхинского разлома.

Нижний ярус пластовых льдов начал формироваться, когда фронт промерзания достиг поверхности куполов нагнетания 4-го порядка. Неоднократные повторные тектонические импульсы приводили к тому, что оба горизонта пластовых льдов вместе с заключенными между ними ритмично-слоистыми песками средней зоны оказывались вовлеченными в деформацию поперечного изгиба. Дальнейшее продвижение фронта промерзания, сопровождавшее складчатость, вызывало возникновение тонких линз пластового льда уже в теле новых ядер нагнетания на все более низких уровнях. Во время деформации верхнего пропластка льда несколько ниже по разрезу формировался следующий, и так до тех пор, пока мерзлота не «поглотила» всю пачку водонасыщенных верхнечетвертичных песков, что послужило причиной прекращения процесса нагнетания.

Предложенная схема формирования залежей пластового льда в процессе складчатости нагнетания хорошо объясняет и факт последовательного уменьшения мощности льдов при переходе от древних их генераций к более молодым (т.е. сверху вниз по разрезу). Это связано с прогрессирующим истощением количества избыточной поровой воды в процессе неоднократных актов разжижения и уплотнения материала активного слоя, а также с постепенной деградацией последнего в зонах выжимания и в целом (из-за постепенного промерзания).

Как известно, мерзлые породы обладают свойством ползучести. Именно высокая пластичность мерзлых песков обеспечивала более чем двукратное удлинение слоев практически без разрыва сплошности при их поперечном изгибе над диапироподобными остаточными ядрами нагнетания (см. рис. 32). Лишь изредка на крыльях наиболее крутых складок поперечного изгиба отмечаются малоамплитудные разрывные нарушения, являющиеся пологими по кинематике надвигами и сбросами по отношению к залегающим субвертикально слоям.

Мерзлые глины из-за гораздо более высокого содержания в них льда и не за мерзшей воды (см. табл.7) существенно пластичнее мерзлых песков. Поскольку вязкость мерзлых пород (особенно глинистых) ниже вязкости льда, в массивах мерзлых глин, расположенных на склонах, возможны пластично-вязкие течения, аналогичные ледниковым. Это показал на конкретных примерах Г.И. Бондаренко. Таким образом, если при формировании антиклинальных поднятий 3-го порядка пластично-вязкое течение охватывало лишь нижние переувлажненные горизонты «черных глин», то в период роста новых ядер нагнетания в перемещение вовлекался весь пласт промерзших к тому времени глинистых пород. Их течение начиналось после того, как крутизна складок поперечного изгиба по кровле нижележащих песков средней зоны достигала критической величины и так же, как в ледниках, характеризовалось нарастающей по направлению к дневной поверхности скоростью. Важный признак подобной динамической обстановки - мелкая гравитационная складчатость послойного пластического течения, встречающаяся иногда в основании глинистой пачки на крыльях структур 4-го порядка (см. рис. 34), а также следы захвата материала подстилающих песков, распространенные близ нижнего контакта «черных глин», в случае его достаточно крутого наклона (см. рис. 31). Многократное повторение импульсов нагнетания и повышенная по сравнению с песками ползучесть «черных глин» в мерзлом состоянии обеспечивали сохранение наметившейся еще в начале складчатости тенденции к последовательному сокращению мощности глин на сводах растущих антиклиналей и ее увеличению в ядрах расположенных между ними синклинальных складок. Изредка внутри последних глины, стекавшие с соседних сводов, испытывали деформацию продольного расплющивания с образованием упоминавшихся ранее гетероклиналей.

В конце концов, своды диапироподобных и некоторых аркообразных антиклинальных складок четвертного порядка полностью освободились от покрова глин, заполнивших синклинальные понижения между ними. По этой причине рост ядер нагнетания на последнем этапе их развития сопровождался возникновением в рельефе III морской террасы грядобразных всхолмлений, сложенных мерзлыми песками средней зоны (рис. 35). На сводах диапироподобных антиклиналей склоны гряд, образованные субвертикальными слоями, были вначале почти отвесными. Под действием силы тяжести мерзлые пески внутри таких форм рельефа постепенно «расплывались» в стороны, испытывая деформацию медленного пластического течения. Следы этого течения зафиксированы в упоминавшихся выше «рулетообразных» структурах, а также в связанных с их формированием приповерхностных отгибах и нависаниях субвертикальных слоев средней зоны непосредственно ниже по разрезу (см. рис. 31, 32).

Имеющиеся стратиграфические данные позволяют оценить время, потребовавшееся для формирования рассматриваемых деформационных структур. С учетом абсолютного возраста верхов песчаной пачки (не более 30 тыс. лет) и времени, необходимого для накопления вышележащей пачки лиманных глин мощностью 10- 20 м , первые стадии формирования складок можно ориентировочно отнести к самому концу плейстоцена (15-17 тысяч лет назад), который считается периодом глобальной регрессии моря. Вместе с тем, 8,5-9,5 тыс. лет назад складчатость в основном была уже сформирована и в обусловленных ею понижениях рельефа существовали мелкие заболачивающиеся озера, в которых накопление минеральных осадков иногда прерывалось торфообразованием. Таким образом, основная часть складок сформировалась за весьма короткий (6-7 тысяч лет) отрезок времени.

ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРОЕНИЯ И ФОРМИРОВАНИЯ СКЛАДОК НАГНЕТАНИЯ И СОПРОВОЖДАЮЩИХ ИХ СТРУКТУР

Приведенные выше литературный обзор и характеристика складчатости нагнетания, развитой в терригенных отложениях различных районов, показывают, что независимо от глубины залегания и состава активного слоя, а также от размеров формирующихся складок процессы нагнетания реализуются в одних и тех же главных структурных формах. Здесь мы сталкиваемся с таким же подобием структур разного порядка и масштаба (от микроскопических до изображаемых на геологических картах), которое отмечается для сдвиговых зон [Tchalenko, 1970] и объясняется общностью механизма их образования.

Повсеместно выделяются зоны выжимания, внутри которых происходит латеральное растяжение и разлинзовывание активного слоя с сокращением его мощности, и зоны нагнетания, где выжатый материал скучивается в виде антиклинальных складок. Последние в этих случаях характеризуются весьма сложной мелкой внутренней складчатостью, обусловленной различной скоростью течения различающихся по составу соседних слойков, в других - обладают хаотическим брекчиевидным строением, связанным с разжижением активного слоя и течением его в виде вязкой бесструктурной массы. Заключенные внутри активного слоя горизонты, состоящие из относительно прочного материала, разлинзовывались и вовлекались в общее течение в виде отдельных блоков, линз, будин и т.п., сгруживаясь в центральных частях ядер нагнетания. Так вели себя пропластки опок в опоковидных глинах района Самаровского останца, прослои галечников и плотных мореноподобных диамиктитов внутри регрессивных песков митогинской свиты (Западная Камчатка).

По-видимому, общая закономерность - и двухъярусное строение зон нагнетания, впервые установленное Ф. Трусхеймом для соляных структур. Так, соляным «кряжам», «массивам» и «валам» соответствуют столь же крупные сооружения из глин, известные в Керченско-Таманской области и в Западной Сибири. В северной части Западно-Сибирской плиты к структурам подобного типа относятся выделенные сотрудниками ВНИГРИ по геоморфологическим признакам (грядовый рельеф и пр.) Полуйский и Ярудейский валы. В их пределах отмечаются выходы на уровень современного эрозионного среза эоценовых и нижнеолигоценовых отложений, причем амплитуда дислокаций по этим слоям достигает 200 м . При проведении сейсморазведочных работ оказалось, что по отражающим горизонтам в подстилающих верхнемеловых и более древних отложениях указанные «валы» не выражены: на их месте отмечается пологое моноклинальное падение слоев. Можно предполагать, что «валы» на самом деле представляют собой серию зачаточных ядер нагнетания протяженностью от нескольких километров до первых десятков километров, «навешенных» (по терминологии Н.Г. Чочиа) на тектонические линии, связанные с крупными разломами фундамента. Эти крупные и относительно пологие складки нагнетания, как и аналогичные образования, характерные для областей развития галокинеза [Китык, 1979], осложняются более мелкими и крутыми, возможно диапировыми антиклиналями, в ядрах которых на поверхность выступают эоценовые опоковидные глины. Подобные структуры, по Н.В. Мизинову, встречаются и внутри Белогорской зоны дислокаций, а также установлены в разрезе сопряженных с ней тектонических зон (см. рис. 24).

Наконец, относительно крупные скопления материала активного слоя, осложненные аркообразными или диапироподобными антиклинальными складками более высоких порядков, характерны и для зон нагнетания плывунных песков. Они выявлены в Тиутейяхинской зоне дислокаций на п-ове Ямал (см. рис. 30) и на различных участках шельфа Баренцева моря. По сравнению с аналогичными образованиями в глинах этих структуры отличаются меньшими размерами как в плане (сотни метров - первые километры в длину), так и в вертикальном разрезе (десятки метров - 120 м).

Двухъярусное строение зон скучивания материала активного слоя связано со стадийностью процесса нагнетания. Поскольку эта стадийность характерна для складчатости рассматриваемого типа независимо от состава активного слоя, можно предполагать, что она определяется внешними условиями, контролирующими возможность скопления избыточного материала в том или ином месте при отсутствии свободного пространства. К таким условиям прежде всего относятся деформационные свойства пород, перекрывающих активный слой, и особенности их напряженного состояния.

Первая стадия развития структур нагнетания заключается в формировании крупных относительно пологих массивов, валов и т.п., локализующихся на тех участках, где отложения, перекрывающие активный слой, по тем или иным причинам оказывают наименьшее сопротивление деформации поперечного изгиба и сопровождающего его латерального растяжения. Чаще всего положение, форма и ориентировка этих участков определяются особенностями напряженного состояния пород. В процессе нарастания поперечного изгиба в породах, залегающих над активным слоем, возникают другие ослабленные зоны, приуроченные к новым участкам концентрации касательных напряжений. Последние в соответствии с экспериментальными данными располагаются в местах перехода пологого свода к обеим крыльям актиклинали. Если же ширина складки незначительна и не превышает мощности деформируемой толщи, обособляется лишь один максимум касательных напряжений - вдоль оси растущей складки [Гзовский, 1975]. После того как касательные напряжения на участках их локальной концентрации достигнут определенной величины, в породах, перекрывающих активный слой, образуются новые, гораздо более узкие ослабленные зоны, к которым и приурочиваются места дальнейшего скучивания материала активного слоя. Начинается вторая стадия процесса нагнетания: над поверхностью массивов и валов появляются «аппендиксы» - аркообразные или диапировые структуры более высоких порядков. В тех случаях, когда отдельные импульсы нагнетания были очень кратковременными, вторая стадия процесса не успевала развиться и структуры высоких порядков, в том числе диапировые, не возникали. Так было в Митогинской зоне дислокаций (Западная Камчатка), где разжижавшиеся в результате землетрясений трансгрессивные пески митогинской свиты скучивались в виде относительно крупных антиклинальных поднятий, которые не осложнились структурами более высоких порядков. Можно, таким образом, считать, что одноярусное строение зон скучивания разжиженного песка в неотектонических структурах Западной Камчатки подтверждает изложенную выше общую схему стадийного развития процесса нагнетания.

Весьма характерными осложнениями ядер нагнетания и развивающихся над ними складок поперечного изгиба являются разнообразные структуры, в формировании которых отчетливо проявлено противоборство напряжений, вызывающих рост этих складок, с силой тяжести. К их числу относятся так называемые диапировые шляпы вместе с сопровождающими их складчатыми и разрывными дислокациями в областях развития соляного или глиняного диапиризма (см. рис. 20, 21, 22, 24), сходные с ними образования, венчающие вершины крутых диапироподобных структур, в формировании которых активную роль играл разжиженный песок (см. рис. 31, 32); мелкие складки пластического течения на сложенных глинами крыльях куполовидных антиклиналей (см. рис. 34) и т.п. По-видимому, в эту же группу структур входят и пологие разрывные нарушения, встречающиеся в нижних частях крыльев куполовидных антиклиналей в тех случаях, когда их крутизна достигает некоторой критической величины. В результате нередко возникают небольшие тектонические покровы, в которых аллохтоном служат относительно жесткие породы (например, мореноподобные диамиктиты), выступающие на крыльях антиклинальных складок, а автохтоном - более молодые отложения, сохранившиеся от размыва внутри соседних синклиналей (см. рис. 28). Непосредственные причины образования разрывов рассматриваемого типа - особенности распределения траекторий максимальных касательных напряжений в антиклинальных складках поперечного изгиба. В верхних частях крыльев и на сводах этих складок в соответствии с характерным для них напряженным состоянием могут развиваться нормальные гравитационные сбросы [Гзовский, 1975].

Вертикальное распределение участков разреза, охваченных складчатостью нагнетания, обнаруживает определенную связь с составом активного слоя. Так, для ее развития в пластах соли наиболее благоприятны глубины порядка 4- 5 км [Белоусов, 1975], в глинах этот процесс, по-видимому, не развивается глубже 2,5- 3,0 км от поверхности [Chapman, 1974], наконец, большая группа осадочных образований, находящихся на начальных стадиях литогенеза, испытывает послойное перераспределение материала лишь в самых верхних горизонтах чехла до глубин порядка 100- 200 м . Во всех случаях, как было показано выше, образуются одни и те же основные структурные формы, изменяются только их размеры, уменьшающиеся по мере снижения глубины залегания активного слоя. Подобная вертикальная зональность дислокаций одного и того же типа в разных по составу отложениях объясняется различными деформационными свойствами последних. Действительно, соль приобретает способность к пластическому течению (в связи с ростом температуры и давления) на больших глубинах, там, где глины эту способность уже потеряли вследствие синерезиса, перекристаллизации твердой фазы и образования кристаллизационно-конденсационных структур. Вместе с тем, в верхних горизонтах осадочного чехла, где напряжения минимальны, деформации течения могут проявляться лишь в слоях, материал которых обладает низким условным пределом текучести (P_к-1) или совсем его не имеет и склонен к разжижению. В вертикальном ряду: соль (галит), пластичная или полутвердая глина, глина текучей консистенции или водонасыщенный песок, расположенном по убыванию глубины проявления складчатости нагнетания, отмечается последовательное снижение величины важных прочностных и реологических показателей - наибольшей и наименьшей вязкости; граничного напряжения течения с наибольшей постоянной вязкостью (предел ползучести); пределов текучести и прочности [Горькова, 1975; Diapirism & diapirs, 1968].

Известно, что скорость деформации обратно пропорциональна вязкости и прямо пропорциональна напряжению (при вязком течении) или разности между существующим напряжением и условным пределом текучести (при пластическом течении). Снизу вверх по разрезу осадочного чехла напряжения, действующие на активный слой, могут уменьшиться на один - два, максимум два - три порядка. Вместе с тем, эффективная вязкость материала, являющегося на данной глубине активным в процессах нагнетания, изменяется в гораздо большей степени. Так, у пластичных или полутвердых глин она в 10⁵-10⁷ раз меньше, чем у галита, а у разжиженных песков - в 10⁶-10⁹ раз меньше, чем у глин. Таким образом, скорость процесса нагнетания при переходе на более высокие уровни геологического разреза и соответствующей смене состава активного слоя должна скачкообразно возрастать на несколько порядков. В приповерхностных условиях, для которых характерно вязко-пластичное или даже вязкое течение материала, деформационные структуры нагнетания могут возникать на глазах человека [Diapirism & diapirs, 1968].

Формирование складок нагнетания контролируется, с одной стороны, градиентом напряжений, величина которых должна быть достаточна для разрушения внутренней структуры материала активного слоя, с другой - его способностью к пластическому течению с постоянной скоростью в узком диапазоне напряжений (между пределами текучести и ползучести), или (при разжижении) - к вязкому. Теоретически источником градиента напряжений могут служить как тектонические силы, так и неравномерная нагрузка на активный слой со стороны вышележащих пород. Инверсия плотностей не является необходимым условием развития складчатости рассматриваемого типа, и, по-видимому, вообще не играет существенной роли в ее формировании.

В приведенных примерах причина неравномерного давления на активный слой - дифференцированные вертикальные движения, всегда сопровождающие сдвиговую деформацию: относительный подъем центральных частей эшелонированных надразломных складок (Fd), взбросовая или сбросовая компоненты перемещения крыльев вторичных разрывов и т.п. Складчатость нагнетания в осадочном чехле может возникать и в иных геодинамических обстановках, причем зоны выжимания во всех случаях локализуются на участках максимальных давлений.

Очень большое значение имеют и деформационные свойства пород, перекрывающих активный слой: при тех же напряжениях указанные породы еще не переходят в текучее состояние, но должны обладать способностью изгибаться над областью скучивания более подвижного материала, или отжиматься со сводов образующихся при этом скучивании поднятий. Пластическое течение активного слоя происходит при напряжениях, меньших предела ползучести, и тем более предела прочности этих отложений. Ясно, что напряжения, которые в зонах нагнетания воздействуют на вышележащие более жесткие породы, заведомо ниже предела ползучести последних и могут оказаться даже меньше условного предела текучести. Все это затрудняет или делает невозможным деформацию пород над зонами скучивания материала активного слоя, что препятствует возникновению структур нагнетания. Как было показано на приведенных примерах, изгиб или отжимание пород верхней толщи над избыточными скоплениями материала активного слоя обычно обеспечивается существованием ослабленных зон. Последние, в свою очередь, - результат определенного напряженного состояния пород и приурочиваются к участкам действия максимальных растягивающих усилий или (если в строении покровной толщи большую роль играют пластичные глины) - к зонам концентрации касательных напряжений. Необходимость таких ослабленных зон для реализации процесса нагнетания в виде конкретных структурных форм, по-видимому, одна из главных причин развития складчатости нагнетания под влиянием тектонических сил.

 К ОГЛАВЛЕНИЮ

  Оцифровка текста - Девятуха Люля (Поляргео)