К ПРОБЛЕМЕ ГЕНЕЗИСА БЕСКОРНЕВЫХ ПЛАТФОРМЕННЫХ ДИСЛОКАЦИЙ

Для объяснения генезиса дислокаций рассматриваемого типа в гипотезах, конкурирующих с тектоническими, учитываются следующие факторы: деятельность плейстоценовых ледников, конвективная неустойчивость пород, неравномерное статическое давление на слой пластичных отложений, современные и древние оползни, деятельность многолетней мерзлоты. Наибольшее признание получила гляциотектоническая гипотеза, на критике некоторых положений которой мы остановимся, поскольку все рассмотренные нами деформационные структуры находятся в областях предполагаемого четвертичного оледенения.

ГЛЯЦИОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ

Кажется очевидным, что какова бы ни была природа деформационных структур, они всегда отражают реакцию горных пород на механические напряжения, и изучать их следует с помощью методов, принятых в структурной геологии. Для суждения о генезисе этих структур необходимо выяснить морфологию и кинематический тип складок и разрывов, определить положение дислокаций в плане, а также элементы залегания участвующих в них слоев и разрывных нарушений; выявить пространственную и генетическую связь между структурами разных порядков. К сожалению, следует отметить, что в работах по гляциотектонике решительно преобладает палеогеографическое направление. Обычно исследуется лишь морфология дислокаций, на основании чего делается вывод об их происхождении в рамках той или иной гляциалистической модели. При этом в зависимости от нужд схемы конструируются различные ледниковые лопасти, которые либо взаимодействуют между собой, либо сменяют друг друга во времени. В качестве характерного примера подобных произвольных построений можно привести работу Р. Додсона и Г. Уинтерса [Dodson & Winters, 1977], установивших, что в центральной части штата Мичиган гряды так называемых флютингморен имеют северо-восточную ориентировку, тогда как длинные оси заключенных в них обломков нередко вытянуты в почти поперечном направлении. Чтобы объяснить это, авторы вынуждены предположить, что морена, слагающая гряды, была отложена ледниковой лопастью, двигавшейся с востока (чем обусловлена ориентировка грубообломочного материала), а позже территория была занята другой лопастью, продвигавшейся с северо-востока на юго-запад. Льды последней лопасти вырезали в ранее отложенной морене гряды, но не оставили собственного моренного материала. Такое несоответствие между ориентировкой моренных гряд и удлиненных осей заключенных в них обломков наблюдается нередко и разными авторами объясняется по-разному. Так, по Р. Каллингфорду и К. Грегори [Cullingford & Gregory, 1918] в Йоркшире оно объясняется тем, что гряды формировались на участках, примыкавших к маргинальным подледниковым каналам стока и возникали под давлением мертвого льда. В результате гряды ориентировались параллельно краю ледника, тогда как длинные оси галек и валунов, вытянутые почти перпендикулярно их гребням, приобретали свою пространственную ориентировку еще в активном леднике и располагались по направлению его движения.

Конечно, одно и то же явление в разных случаях может быть обусловлено разными причинами, однако в приведенных примерах (а они типичны для работ гляциотектонического направления) выводы авторов формальны, так как не подкреплены необходимым комплексом наблюдений. В частности, следует анализировать не только ориентировку гряд и длинных осей каменных включений, но и элементы залегания пород, участвующих в строении гряд, разрывных нарушений (если они есть), а также определять кинематический тип дислокаций. Если, например, моренные гряда связаны с выдавливанием материала из-под края ледника, в их центральных частях должны присутствовать ядра нагнетания с характерной внутренней мелкой складчатостью, а над ними - антиклинальные складки поперечного изгиба. Последнее, кстати, и могло служить причиной ориентировки длинных осей галек и валунов, вытянутых по падению пород, в соответствии с пластическим течением материала от свода антиклинали поперечного изгиба к ее крыльям. В то же время если гряды имеют скульптурный характер, их склоны должны иметь несогласное положение по отношению к структурным элементам пород, в которых они вырезаны, и т.п.

Вообще, элементы залегания слоев и плоскостей разрывов сторонниками ледникового происхождения бескорневых дислокаций, как правило, не изучаются, а выводы об их ориентировке нередко делаются на основании кажущегося наклона границ в стенках обнажений [Левков, 1980], что является серьезным нарушением принятой в геологии методики изучения деформационных структур.

Следует отметить еще одно важное отклонение от принятой в структурной геологии методики интерпретации фактического материала. Так, если пласт деформирован и при этом не происходит закономерного изменения его фациального состава, деформация считается постседиментационной. В строении большинства гляциодислокаций морена участвует в качестве равноправного члена геологического разреза. Казалось бы, отсюда следует, что нарушение нормального залегания слоев произошло уже после того, как материковый лед в данном месте растаял, и, следовательно, связывать происхождение деформационных структур с деятельностью ледников нет никаких оснований. Между тем, участие морены в дислокациях, наоборот, рассматривается как доказательство их ледникового генезиса. Возможно, чтобы устранить это противоречие, в последние годы была выдвинута и получила широкое распространение теория внутриледникового происхождения отложенных донных морен и бескорневых деформационных структур.

Гипотеза внутриледникового происхождения бескорневых дислокаций

На протяжении долгих лет в четвертичной геологии господствовали представления о том, что основная или донная морена накапливалась подо льдом и отлагалась в процессе его донного таяния в стадию деградации материкового оледенения. В связи с этим считалось, что нарушения нормального залегания слоев, часто встречающиеся в областях предполагаемых оледенений и названные гляциодислокациями, возникали перед фронтом наступавшего ледника или между отдельными его лопастями в результате бокового сдавливания. Такие представления зародились и получили широкое распространение в Западной Европе, вероятно, под влиянием господствовавших там идей о внешнем тангенциальном сжатии как главной причине возникновения складчатых структур, в частности Альп и Карпат. Вместе с тем, К. Рихтер уже более 50 лет назад пытался доказать, что чешуйчатые надвиги, встречающиеся в верхних горизонтах осадочного чехла на севере Западной Европы, отражают ископаемую структуру ледника. В Советском Союзе основные положения гипотезы о внутриледниковом происхождении комплекса бескорневых деформационных структур были выдвинуты Е.В. Шанцером в 1966 г . Согласно этой гипотезе, донная морена формировалась под движущимся льдом, преимущественно в периферической части ледникового щита, в основном без участия донного таяния. Предполагается поэтому, что разнообразные дислокации, сопровождающие донную морену, отражают тектонику морено-содержащего льда и, следовательно, являются внутриледниковыми образованиями. Поскольку они считаются составной частью ледникового литогенеза, эти образования были названы гляциодинамическими текстурами. Предлагается отличать их от гляциодислокаций, хотя четких критериев такого различия не приводится.

Дальнейшая разработка рассматриваемой гипотезы с детальной классификацией гляциодинамических текстур и выделением различных динамических фаций основой морены проведена в работе Ю.А. Лаврушина [1976]. Гипотеза была поддержана другими исследователями [Кригер и др., 1983; Левков, 1980], разногласия которых с Ю.А. Лаврушиным относятся лишь к терминологии, и в настоящее время пользуется среди геологов-четвертичников почти всеобщим признанием. Мало того, иногда само наличие бескорневых деформационных структур даже при отсутствии в их разрезе морены считается доказательством гляциодинамической природы дислокаций, особенно если в их строении участвуют пластовые льды, которые в этом случае рассматриваются как реликтовые глетчерные образования. Подобные взгляды были рассмотрены нами при характеристике Тиутейяхинской зоны дислокаций.

В основе гипотезы о внутриледниковом происхождении бескорневых складок и разрывов лежат представления о трех основных типах движения ледников, пластическом или вязко-пластическом течении, глыбовом скольжении по ложу и скольжение серии пластин по плоскостям внутренних сколов, причем главным считается первый. Пластическое течение, по Ю.А. Лаврушину, имеет послойно-дифференцированный характер, что вызывает временное плавление льда на границах относительного скольжения и отседание взвешенного во льду материала. В итоге внутри монолитной морены появляются напоминающие слоистость сланцеватые и плитчатые текстуры. По аналогии со строением горно-долинных ледников в продольном разрезе ледниковых щитов Ю.А. Лаврушин выделяет (сверху вниз по направлению течения) следующие зоны: экзарации, транспорта, аккумуляции моренного материала, чешуйчатых надвигов. Последняя возникает из-за перегрузки придонных горизонтов льда моренным материалом, вследствие чего их пластичность и скорость течения снижаются. В конце концов они останавливаются, а на проксимальных участках этих перегруженных мореной слоев льда в леднике возникают надвиги, по которым более чистый лед наползает на прекратившую движение пластину. Движениям по плоскостям внутренних сколов (в том числе и сопровождающим послойно дифференцированное пластическое течение) Ю.А. Лаврушин придает особо важное значение, объясняя им образование относительно крупных чешуйчато-надвиговых структур и мелких структур динамического контакта, развитых на границе морены с подстилающими отложениями.

Не вдаваясь в детальный анализ рассматриваемой концепции, отметим лишь некоторые ее исходные положения, которые представляются нам спорными.

1. Концепция основана на физической теории движения ледников, которая еще далека от окончательной разработки, содержит много дискуссионных и неясных положений, что особенно касается теории движения ледниковых щитов, проблемы разрушения выступов ледникового ложа и захвата продуктов этого разрушения нижними горизонтами льда [Шумский, 1969]. В этом отношении теория образования вторичных деформационных структур в осадочном чехле над сдвигами, сбросами и надвигами жесткого основания имеет несомненные преимущества: она обоснована аналитическими и экспериментальными методами и подтверждена полевыми наблюдениями.

2. Чрезвычайно слабо разработана проблема сохранения гляциодинамических текстур в отложенной донной морене, хотя решение этой проблемы представляет наибольшие трудности при использовании рассматриваемой гипотезы, даже если признать все ее исходные положения абсолютно обоснованными. В качестве одной из причин перехода мореносодержащего льда в отложенную основную морену указывается периодическое плавление льда вдоль плоскостей скольжения, отсадка содержащихся в нем минеральных включений, частичное удаление воды по трещинам и замерзание оставшейся ее части (режеляция) в виде так называемых голубых лент, что способствовало увеличению концентрации моренного материала. Режеляционным метаморфизмом давления [Лаврушин, 1976] мореносодержащего льда Ю.А. Лаврушин объясняет и повышенную плотность морен, не приводя каких-либо доводов против широко распространенного и подтвержденного экспериментально [Кригер, 1971] мнения о том, что она является результатом разнородности гранулярного состава этих пород, обусловливающей их компактную упаковку. Кроме того, ясно, что процесс режеляции возможен только при наличии льда и, следовательно, он лишь отодвигает решение проблемы. Как же все-таки происходит удаление остаточного льда (возможное количество которого, кстати, не поддается обоснованной оценке) из его смеси с мореной? Ю.А. Лаврушин объясняет это донным таянием. Но донное таяние и отжатие воды, как бы медленно оно не происходило, неизбежно должно приводить к уничтожению динамических структур, возникающих в движущемся мореносодержащем льду. Экспериментальные данные и натурные наблюдения на некоторых ледниках показывают, что отложенная подо льдом донная морена представляет собой жидкую грязь с обломками пород и содержит от 28 до 47 % воды [Stupavsky & Gravenor, 1974].

3. Весьма проблематичны выводы о возникновении во фронтальной части покровных ледников чешуйчатых надвигов. Такие нарушения распространены в современных горно-долинных ледниках с очень непостоянным продольным и поперечным профилями дна и являются результатом глыбового скольжения ледника по его ложу. В соответствии с правилом Е. Андерсона, для возникновения надвигов, наклоненных навстречу движению ледника, необходимо, чтобы горизонтальное сжатие в этом направлении было максимальным, а давление под тяжестью льда минимальным по величине напряжения. В горно-долинных ледниках, особенно в их фронтальных частях, это условие может выполняться за счет динамического давления со стороны верхнего по течению массива льда, расположенного на участке с существенно более крутым уклоном дна. Движения щитового ледника осуществляются из-за выпуклой вверх формы его поперечного профиля, в результате чего возникают горизонтальные градиенты вертикальных давлений, обусловленных тяжестью льда. Коэффициент Пуассона для льда равен 0,33-0,36, поэтому горизонтальное давление в щитовом леднике всегда меньше вертикального, и только при большой его мощности, благодаря нелинейности связи деформации и напряжения, распределение давления приближается к гидростатическому. Следовательно, в покровных ледниках условия для возникновения надвигов отсутствуют, поэтому природу чешуйчатых гляциодинамических текстур авторы рассматриваемой гипотезы обычно объясняют деятельностью отдельных ледниковых лопастей, уподобляемых выводным ледникам Гренландии и Антарктиды. Однако в этом случае для развития надвигов необходимо, чтобы подошва лопасти на ее проксимальном участке обладала существенно большим уклоном, чем на дистальном, что в условиях Восточно-Европейской равнины и низменностей северо-западной Европы маловероятно. Кроме того, лопасти льда не должны иметь возможности растекаться под действием избыточного давления в стороны (в горно-долинных ледниках этому препятствуют склоны долин), что также маловероятно в условиях равнинного рельефа. Представляется поэтому, что на материковых равнинах проксимальные участки ледниковых лопастей должны были не перекрывать по зоне чешуйчатых надвигов перегруженные мореной и потерявшие пластичность дистальные части этих лопастей, а обтекать их. Такой вывод основывается на пластических (при медленном нарастании нагрузки) свойствах глетчерного льда: его прочность на одноосное сжатие на один - два порядка выше напряжений, при которых начинается активное течение [Шумский, 1969].

В зависимости от той или иной формы движения мореносодержащего льда выделяются наследующие его тектонику гляциодинамические текстуры. Большая их часть связывается с пластическим течением ледника. Одни из этих текстур (плитчатая, сланцеватая) морфологически неотличимы от седиментационной слоистости, другие, наоборот, имеют явно деформационный характер.

Ориентировка удлиненных каменных включений считается важным диагностическим признаком донной морены, поскольку наблюдения на современных ледниках показывают, что заключенные внутри них обломки располагаются своими длинными осями по направлению движения льда. Однако не следует забывать, что указанное явление представляет собой лишь частный случай ориентированных структур, образованных удлиненными включениями, когда происходит пластическое течение вмещающего их материала. В этой связи ориентированное положение обломков внутри пласта мореноподобных отложений, обладающих обычно пластическими свойствами, не требует для своего объяснения ледникового фактора, поскольку является естественным результатом напряженного состояния этой гетерокомпонентной породы. В справедливости такого вывода можно было бы убедиться, проводя замеры пространственного положения не только длинных осей валунов, но и вмещающих отложений, что, как указывалось выше, в работах геологов-четвертичников, к сожалению, не принято. Нами связь ориентировки каменных включений с элементами залегания мореноподобных образований и осложняющих их разрывов была показана на примере этих образований бассейна р. Печоры [Крапивнер, 1973] и Западной Камчатки [Крапивнер и др., 1980]. Такую же природу имеет и наблюдающееся иногда в шлифах ориентированное расположение песчаных и гравийных зерен.

Следует подчеркнуть, что ориентированные структуры подобного рода встречаются лишь в мореноподобных отложениях, которые в той или иной степени дислоцированы. Для правильного понимания указанного явления необходимо изучать его не только в морене, но и в подстилающих, а также в перекрывающих породах. Это правило почти никогда не выполняется, что представляет собой еще одно отклонение от принятой в геологии методики полевых наблюдений. При работе в бассейне р. Печоры нами было установлено, что упорядоченное положение длинных осей галек и валунов свойственно всем членам геологического разреза, участвующим в дислокациях, и обусловлено ориентировкой последних.

«Затягивание» подстилающих отложений внутрь морены по плоскостям скольжения рассматривается как доказательство захвата этих пород при скольжении ледника по своему ложу. Так, подстилающие морену рыхлые осадки, чаще всего пески или пластичные глины, иногда затягиваются в ее нижнюю часть в виде полого воздымающихся в сторону движения ледника языков, переходящих в горизонтальные полосы. Эти полосы по простиранию постепенно растаскиваются на отдельные неправильной формы гнезда и линзы [Лаврушин, 1976]. Дислокации указанного типа входят в группу текстур так называемой контактово-гляциодинамической зоны и обычно сопровождаются мелкими пластическими деформациями осадков, залегающих непосредственно под мореноподобными образованиями (гляциодинамические текстуры пластического выдавливания и сжатия, по Ю.А. Лаврушину).

Здесь следует напомнить изложенные выше соображения о чрезвычайно малой вероятности развития трещин надвигового типа в щитовых ледниках. Вместе с тем возникновение подобных структур на границе между двумя одновременно деформируемыми пластами, обладающими существенно различными физическими свойствами, вполне естественно. Продольный и, в меньшей степени, поперечный изгиб серии пластов всегда сопровождается их относительным перемещением по слоевым границам, которые представляют собой поверхности облегченного скольжения. Особенно активен этот процесс на контакте между называемыми компетентными и некомпетентными породами. Относительно мощные пачки мореноподобных отложений в геологических разрезах обычно выполняют роль наиболее жестких, т.е. наиболее компетентных пластов, что объясняется компактностью их сложения и, следовательно, повышенной плотностью. Межслоевое проскальзывание между мореной и подстилающими «мягкими» осадками (пески, алевриты, глины и др.) влечет за собой концентрацию на границе между ними локальных касательных напряжений, на которые эти отложения реагируют по-разному. Морена, после того как напряжения превысят ее предел ползучести, ведет себя как жесткое тело, вследствие чего в ее подошве развиваются трещины скола. Поскольку в соответствии с теорией прочности Мора сколы возникают не в плоскости максимальных касательных напряжений, а под некоторым углом к ней (считается, что этот угол равен половине угла внутреннего трения), трещины в основании пласта морены полого наклонены по отношению к ее нижнему контакту. В складках поперечного изгиба, которые развиваются в обстановке латерального растяжения, относительное сжатие, характерное для нижних частей деформируемых пластов, достигает критической величины при достаточно больших углах падения крыльев; в случае продольного изгиба трещины скалывания могут развиваться уже на начальных стадиях роста складок при весьма пологих углах наклона слоев. Кинематический тип трещин также зависит от вида складчатой деформации более высокого порядка. В складках, поперечного изгиба они соответствуют пологим сбросам, рассекающим крутопадающий нижний контакт мореноподобных отложений, на относительно пологих крыльях складок продольного изгиба трещины скола имеют наклон в ту же сторону, что и подошва морены, но несколько более круто, кинематически представляя собой надвиги. Сколы обоих этих типов показаны на рис. 26, а. В левой части рисунка такое нарушение - надвиг, сформировавшийся в начальный период роста надразломной складки продольного изгиба (Fd). Последняя в дальнейшем осложнялась ядрами нагнетания песков-плывунов, над которыми мореноподобные диамиктиты испытывали поперечный изгиб, а их круто изогнутая подошва поражалась пологими сколами сбросового типа (правая часть рисунка). Надвиг при этом приобрел более крутое падение.

Осадки, подстилающие мореноподобные образования, в зоне концентрации касательных напряжений испытывают деформации другого стиля, преимущественно пластические. Это мелкие складки волочения (см. рис. 28), нагнетания, продольного сжатия и т.п. Материал некомпетентного слоя может затягиваться внутрь морены по плоскостям сколов или, наоборот, обладая высоким поровым давлением (из-за бокового сжатия), способствовать дальнейшему распространению сколовой трещины с образованием неправильной формы гнезд и линз этих осадков вдоль ее плоскости.

Таким образом, выделение и этого типа гляциодинамических текстур в значительной степени обусловлено отклонением от принятой в геологии методики изучения дислокаций: в данном случае речь идет прежде всего о необходимости выявления деформационных структур разных порядков, а также установления  пространственной и генетической связи между ними.

Гляциодинамические текстуры движения льда по плоскостям внутренних сколов - результат постулируемых авторами рассматриваемой концепции внутриледниковых чешуйчатых надвигов, развитие которых в условиях равнинного оледенения представляется весьма проблематичным. Морфологически деформационные структуры этого типа ничем не отличаются от тектонических надвигов, изученных нами на побережье Камчатского залива (см. рис. 8, 9 а), на о. Колгуев (см. рис. 14, 17), в разрезах Самаровского останца (см. рис. 21) и т.п. В этой связи встречающиеся в основании надвиговых чешуй затащенные породы иного литологического состава и признаки их волочения, развальцевания и т.д. [Лаврушин, 1976] гораздо естественнее объясняются относительным скольжением по плоскостям сколов самих пород, а не мореносодержащего льда, поскольку в последнем случае возникает, по-видимому, неразрешимый вопрос о причинах сохранения динамических структур после исчезновения льда. Следует еще раз упомянуть об осторожности, необходимой при диагностике надвигов. Для отнесения разрыва к категории нарушений этого типа недостаточно установить, что его плоскость имеет пологий наклон и служит границей налегания нижних горизонтов разреза на верхние: этими признаками характеризуются и выположенные у современной или палеоповерхности участки сдвигов, обладающих хоть незначительной компонентой взбросового перемещения крыльев (см, рис. 4, 9, 12 а, 15, 16). Выделение надвигов может быть уверенным лишь при наличии доказательств перемещения пород вдоль линии падения сместителя (борозды скольжения, соответствующая ориентировка приразломных пластических деформаций, ориентировка главных нормальных напряжений по сопряженным трещинам скола).

Прежде чем перейти к обсуждению проблемы генезиса инъективных структур и так называемых отторженцев, в которую согласно гипотезе о внутриледниковом происхождении бескорневых дислокаций не внесено принципиально новых положений, отметим следующее. В соответствии с гипотезой была предпринята попытка устранить некоторые противоречия, возникающие при изучении предполагаемых гляциодислокаций в их прежнем понимании. В частности, это относится к объяснению причин участия в дислокациях морены, наличия ориентировки заключенных в ней удлиненных обломков, а также динамических контактов как в основании моренного пласта, так и внутри него. Принятая новой гипотезой трактовка дислокаций основана на их внешнем сходстве с деформационными структурами, возникающими в процессе движения горно-долинных и выводных ледников. Однако эти структуры можно рассматривать и как модель различных тектонических нарушений, поскольку лед, обладая пластическими и упругими свойствами, реагирует на возникающие при его движении нагрузки так же, как горные породы реагируют на тектонические напряжения: образованием складок и разрывов. В этой связи новая гипотеза объективно отражает морфологическое сходство дислокаций рассматриваемого типа с тектоническими. Вместе с тем, утверждение о том, что в процессе деформации движутся друг относительно друга и испытывают внутреннее пластическое течение не отдельные пласты или блоки горных пород, а чешуи или пластины мореносодержащего льда встречаются, как было показано выше, с рядом непреодолимых трудностей. В решении вопроса о генезисе деформационных структур ледник - такое же лишнее звено в цепи рассуждений, как флогистон в теплофизике.

К проблеме происхождения инъективных структур

В областях предполагаемого распространения материковых оледенений образование разнообразных инъективных структур обычно связывают с неравномерным давлением движущегося или мертвого льда на пластичные или рыхлые водонасыщенные породы его ложа. К ним относят так называемые гляциодайки, гляциодиапиры, гляциокупола, иногда объединяемые общим названием - «гляциопротрузии». Само перечисление терминов показывает, что в этой группе гляциодинамических текстур и гляциодислокаций (по Ю.А. Лаврушину, к последним следует относить гляциопротрузии, образованные давлением мертвого льда), по-видимому, объединены деформационные структуры разных типов. Так, гляциодайки могут оказаться трещинами отрыва, заполненными материалом более пластичных пород, залегающих выше или ниже по разрезу. Иногда гляцио-диапирами называют сильно сжатые килевидные антиклинали с субвертикальными осевыми плоскостями, отогнутыми в верхней части по направлению предполагаемого движения ледника [Лаврушин, 1976; Левков, 1980]. Отнесение этих структур к категории диапиров вряд ли оправдано, поскольку ядра нагнетания внутри них отсутствуют. В тех случаях, когда в строении такой антиклинали участвуют слоистые породы, хорошо видно, что мощность каждого слоя максимальна в ее остром замке [Лаврушин, 1976]. Складки указанного типа (в структурной геологии их называют подобными) формируются под действием сжимающих усилий, ориентированных вдоль слоистости и вызывающих продольный изгиб каждого элементарного слоя. Пластическое перераспределение материала в ходе складчатости здесь - менее существенный, вторичный процесс.

Именно такова природа изучавшихся нами килевидных антиклиналей. На Западной Камчатке они образованы пропластками мореноподобных диамиктитов, включенными в продольное вязкое течение разжиженных песков. Приуроченность осевых плоскостей этих актиклиналей к центральным частям ядер нагнетания вмещающего песчаного материала служит доказательством того, что локализация зон нагнетания, возникших за счет как вязкого (разжиженные пески), так и пластического (прослой мореноподобных диамиктитов), течения, обусловлена внешними причинами, каковыми, по-видимому, являются прочность и изгибная жесткость пород, перекрывающих активный слой и по каким-либо причинам ослабленных в данном месте (см. рис. 26, б и в, 27), На п-ове Ямал килевидные складки рассматриваемого типа образовались за счет пластического отжатия материала со свода антиклинали поперечного изгиба в примыкающую синклиналь. Пластически текут мерзлые породы - глины, содержащие прослои песков, - по поверхности песчаного пласта. Течение осуществляется послойно, в результате чего слои изгибаются, встречая сопротивление своих ненарушенных в ядре синклинали продолжений (см. рис. 34) Таким образом, некоторый наклон и иногда даже изгиб осевых плоскостей сильно сжатых килевидных антиклиналей объясняется не тем, что формирующий их материал был сначала выжат в трещины, рассекавшие основание ледника, и затем вовлечен в послойно-пластическое течение льда [Лаврушин, 1976], а продолжающимся после образования складки общим пластическим течениям пород того стратиграфического горизонта, к котором она приурочена.

Складки, в формировании которых нагнетание активного материал играет определяющую роль, образуются в результате действия сил, приложенных по нормали к слоистости, и обязательно характеризуются сложной внутренней деформационной структурой (мелкая дисгармоничная складчатость, интенсивная брекчированность и т.п.). Складчатость этот типа в терригенных отложениях, как уже указывалось выше, имеет чрезвычайно широкое распространение. Активным слоем чаще всего бывают плывунные пески, реже - алевриты, пластичные глины, мел, бурый уголь. Характерный пример приводит Ю.А. Лаврушин, описавший в одном из карьеров в районе г. Лейпцига гляциодиапир, сложенный перемятыми песками. В приконтактовой зоне с диапиром в толще морены имеется облекающая его текстура, подчеркнутая тонкими линзами песков [Лаврушин, 1976]. Подобные «облекающие текстуры» над «гляциодиапирами», по Ю.А. Лаврушину, встречаются довольно часто. В соответствии с гляциалистической концепцией, постулирующей активное воздействие ледника на свое ложе, предположение о том, что он при дальнейшем движении не срезал выдавленный песчаный купол, а оставил плащеобразно облекающую этот «бугор» морену, представляется весьма искусственным. Наличие «облекающих текстур» поэтому следует рассматривать как признак, противоречащий внутриледниковому происхождению дислокаций, Более вероятно, что здесь мы имеем дело с ядрами нагнетания, действовавшими на вышележащие породы (в том числе морену) как мягкий штамп, вследствие чего в них образовались складки поперечного изгиба (а не структуры облекания). Подобные факты наблюдались нами на Западной Камчатке (см. рис. 26, б, в; 27) и п-ове Ямал (см. рис. 30, 33).

Обычно считается, что пески выдавливаются под тяжестью льда в плывунном состоянии [Кригер и др., 1983; Лаврушин, 1976; Левков, 1980]. Однако этот процесс с физической точки зрения весьма маловероятен. При существующих скоростях движения (в выводных ледниках - первые сотни метров в год) нагрузку льда на подстилающие породы можно считать статической или, во всяком случае, нарастающей очень медленно. Как указывает И.М. Горькова, последовательное приложение нарастающих напряжений сдвига или сжатия к слабо литифицированным породам (илам, истинным плывунам) приводит к тому, что они приобретают твердообразные свойства. Структура этих пород не разрушается в такой степени, как это происходит под воздействием мгновенной нагрузки, а наоборот, уплотняется и, следовательно, упрочняется. Таким образом, по отношению к водонасыщенным пескам, представлявшим собой псевдо- или истинные плывуны, материковый лед должен был играть роль лишь дополнительной пригрузки, которая по единодушному мнению специалистов - И.М. Горьковой, П.Л. Иванова, Н.Н. Маслова - препятствует разжижению песков или делает ее вообще невозможной.

Амплитуда складок, образованных нагнетанием разжиженного песчаного материала, измеряется метрами и первыми десятками метров. Примерно такой же размах, как показано, например, Л. Эйсманом, имеют структуры, в формировании которых активную роль играли алевриты, бурый уголь и т.п. Более крупные инъективные формы характерны для глин. В северных районах происхождение этих форм нередко также связывается с неравномерным давлением ледника. В этом отношении весьма показательны дислокации синих кембрийских глин в окрестностях Ленинграда.

Кристаллический фундамент в районе развития дислокаций [Лобанов, 1976] расположен в среднем на глубине 350 м . Выше залегают верхнепротерозойские, кембрийские, ордовикские и иногда девонские породы, а также прерывистый маломощный чехол четвертичных отложений. Активную роль в процессах нагнетания играют нижнекембрийские синие глины, нормальная мощность которых равна 115- 125 м , а в ядрах нагнетания может возрастать почти в два раза. Следует отметить, что среди прочих глин пластичность этих пород, несмотря на их гидрослюдисто-каолинитовый состав, является по данным И.М. Горьковой, одной из наиболее высоких. Судя по описаниям И.Н. Лобанова, морфология складок типична для структур рассматриваемого типа: выделяются куполообразные, брахиформные или, реже, удлиненные антиклинали - зоны скучивания материала активного слоя, - осложненные ядрами нагнетания более высокого порядка - «дайками» и «штоками», которые иногда протыкают вышележащие палеозойские породы, испытывающие деформацию поперечного изгиба. Как было показано выше, подобное двухъярусное строение ядер нагнетания связано с тем, что материал активного слоя в зонах скучивания преодолевает сопротивление вышележащих пород, И.Н. Лобанов [1976], Э.А. Левков [1980] и ряд других исследователей связывают дислокации синих глин с неравномерным давлением ледника. Но это предположение не объясняет, почему складки нагнетания расположены только с «дистальной» стороны силурийского глинта и отсутствуют за пределами силурийского плато, где кембрийские синие глины не перекрыты известняками ордовика и залегают почти на поверхности. Казалось бы, именно в этих местах, где градиент вертикальных давлений был существенно большим (поскольку не приходилось преодолевать нагрузку перекрывающих синие глины пород), и должны были локализоваться зоны нагнетания глин, выдавливаемых из-под края ледника. Между тем, с позиций общей геологической теории наличие верхней относительно жесткой толщи является одним из необходимых условий развития складчатости нагнетания, поэтому отсутствие такой складчатости за пределами силурийского плато вполне естественно. Таким образом, и в этом случае ледниковое происхождение складок нагнетания и сопутствующих им структурных форм весьма сомнительно. Более вероятно их формирование в результате неравномерного давления, действовавшего снизу. Не случайно, по-видимому, что один из районов наиболее выразительного проявления рассматриваемых дислокаций (Дудергофские высоты) располагается в зоне пересечения силурийского глинта с Гатчинской зоной разломов. Возможно, что с разрывными нарушениями связаны и известные здесь малоамплитудные локальные поднятия поверхности фундамента. Относительные перемещения мелких блоков жесткого основания и должны были являться источником необходимого градиента вертикальных давлений.

К проблеме происхождения отторженцев. 

Отторженцы и дислокации слаболитифицированных и рыхлых отложений, как правило, тесно связаны в пространственном отношении, что предполагает и их генетическую связь. Не случайно оба эти явления рассмотрены совместно в последних работах, посвященных гляциотектонике [Кригер и др., 1983; Лаврушин, 1976; Левков, 1980]. По Ю.А. Лаврушину, отторженцами следует считать «любые включения рыхлых или полусвязных пород, потерявших связь с ледниковым ложем и подвергнувшихся ледниковой транспортировке» [Лаврушин, 1976]. Мы принимаем только первую половину этого определения, поскольку генетическая трактовка отторженца не следует из самого факта его существования. В тех случаях, когда речь идет о сорванных глыбах прочных пород, отторженцами следует считать лишь те, которые наряду с вмещающими их рыхлыми осадками участвуют в дислокациях (как самостоятельный блок), иначе такие глыбы относятся к категории крупных валунов и имеют седиментационную природу. Размеры отторженцев могут колебаться в самых широких пределах - от сантиметров до громадных пластин мощностью несколько десятков метров (иногда более 100 м ) при протяженности в сотни метров и первые километры. Считается, что такие отторженцы могут транспортироваться ледником на расстояние в сотни километров.

Мелкие и средние отторженцы представляют собой разнообразные по форме, но чаще всего линзовидные включения в морену материала иного литологического состава. Протяженность таких включений обычно существенно превышает их мощность и может достигать 10 м и более. В большинстве случаев, судя по нашим наблюдениям и литературным данным, они представлены песками, слоистость которых в той или иной степени деформирована, реже - галечниками и еще реже - глинами и породами других типов. Отнесение этих образований к категории ледниковых отторженцев основано только на том, что они образуют в стенках обнажений изолированные включения в морене, которая, как считается, имеет ледниковое происхождение. О физической стороне этого вопроса будет сказано ниже, здесь же отметим, что линзовидные включения песков с деформированной слоистостью встречаются не только в морене, но и в хорошо сортированных глинах явно водного генезиса, и в других породах. Считается, что мелкие и средние отторженцы ассоциируют с «гляциопротрузиями»; Ю.А. Лаврушин полагает, что многие отторженцы такого рода представляют собой срезанные ледником «головы» гляциодиапиров [Лаврушин, 1976]. Этот автор отмечает огибание отторженцев плитчатой текстурой морены, что он связывает с осложнениями пластического течения льда, как и около обычных валунов. Отсюда делается вывод, что отторженцы подобного рода транспортируются ледником как валуны, но, поскольку они сложены рыхлыми породами, в процессе транспортировки в них возникают разнообразные нарушения слоистости.

Наши наблюдения показывают, что такие «отторженцы» чаще всего являются деформационными структурами, связанными с процессами выжимания и нагнетания материала (обычно разжиженных песков), слагавшего в ненарушенном состоянии более или менее протяженный прослой внутри мореноподобных отложений или других более плотных пород.

В большинстве случаев «отторженцы» фиксируют зоны выжимания песчаного материала, где, как указывалось выше, активный слой испытывает латеральное растяжение и сокращение мощности вплоть до полной деградации, если первоначально она была незначительной. Образующиеся здесь мелкие структурные формы весьма схожи со структурами, возникающими в сходной геодинамической обстановке внутри древних метаморфических толщ. В тех случаях, когда процесс выжимания протекает неравномерно, происходит разлинзование активного слоя, заключающееся в чередовании отрезков, внутри которых он резко сокращен в мощности или полностью выжат, с участками нагнетания. Последние и принимаются за отторженцы, являясь на самом деле линиями со сложной внутренней складчатостью, возникшей в результате послойного перераспределения и локального скучивания активного материала, полностью выжатого на соседних участках (см. рис. 26, в). Этим обусловлено и огибание «отторженцев» плитчатой текстурой морены, возникшее в результате ее поперечного изгиба над локальной зоной нагнетания водонасыщенного песка. Остальные фрагменты песчаного слоя, по каким-то причинам не испытавшие разжижения, могут сохраниться внутри морены (или другого вмещающего слоя), представляя собой реликтовые линзы со слабо нарушенной внутренней слоистостью. Такие линзы иногда сложены галечником, алевритом, глиной и т.п., входившими первоначально в состав активного песчаного слоя. В некоторых случаях эти отложения в виде отдельных блоков, взвешенных в разжиженном песке, также вовлекались в латеральное перемещение материала, но отставали в своем движении и при полном выжимании вмещающего песка «застывали» в виде деформированных внутри-моренных линз и включений неправильной формы.

Зоны выжимания рассматриваемого типа всегда являются осложнением более крупных структур и чаще всего, по-видимому, возникают на участках перехода сводов антиклинальных складок и ядер синклинальных складок поперечного изгиба к их крыльям, где градиенты вертикального давления максимальны. Вместе с тем, указанные складки поперечного изгиба, в свою очередь, формируются над крупными ядрами нагнетания, возникшими в результате послойного перераспределения активного материала относительно мощного пласта, например горизонта подморенных песков. Именно поэтому отмечается связь мелких «отторженцев» с «гляциопротрузиями». Геодинамическая обстановка подобного рода рассмотрена нами при характеристике Митогинской зоны дислокаций (рис. 25, б, в).

Крупные и гигантские отторженцы в большинстве случаев сложены дочетвертичными породами. Как полагают, их объем может измеряться миллионами и десятками миллионов кубометров, а иногда достигает еще большей величины. Так, Самаровский «отторженец» имеет объем порядка 200 млн. м³. Наиболее крупные из отторженцев представлены глыбами относительно мягких некомпетентных пород - глин, мергелей, писчего мела и т.п. Прочные породы (известняки, песчаники и т.д.) образуют обычно гораздо меньшие по размеру формы, объем которых редко превышает тысячи и десятки тысяч кубометров. Основанием для отнесения этих грандиозных образований к ледниковым отторженцам, перенесенным, как порой предполагается, на сотни километров, служит лишь одно: их необычное стратиграфическое положение. Нередко такие факты устанавливаются по кернам скважин, отстоящих друг от друга на сотни метров и километры [Кригер и др., 1983], но даже, если отторженцы экспонированы в обнажениях или кальдерах, их выделение обычно лишь концептуальная модель, а не твердо установленный факт, поскольку, по-видимому, никогда не удается увидеть предположительно не имеющую корней глыбу во всех необходимых ракурсах. Это хорошо иллюстрируется примером Самаровского «отторженца», который почти по всему периметру вскрыт в обнажениях; подошва его подсечена скважинами и, тем не менее, с позиций изложенной выше альтернативной гипотезы остается достаточно места для предполагаемых корней - диапировых антиклиналей (см. рис. 19, 20). Следует отметить, что процесс образования и сохранения отторженцев в ископаемом состоянии с позиций ледниковой теории не рассмотрен сколько-нибудь полно и разносторонне [Лаврушин, 1976]. Синтезируя имеющиеся по этому поводу представления, Ю.А. Лаврушин предложил несколько механизмов отторжения ледником пород ложа, причем все они используют принцип горизонтального давления льда на выступы подстилающих пород, расположенных внутри ледника или перед его фронтом (бульдозерный эффект).

Скольжение ледника по шероховатому ложу и его воздействие на различные выступы дна - чрезвычайно сложный процесс, зависящий от многих факторов (придонная температура льда, размеры и форма выступов ложа, мощность ледника и т.д.). По этому поводу в теоретической гляциологии существуют различные гипотезы, рассмотренные П.А. Шумским [1969]. С позиций этих гипотез описывается процесс обтекания льдом препятствий или их преодоления за счет протаивания льда на проксимальной и его режеляции на дистальной сторонах выступов - мелкие неровности дна протаивают себе путь сквозь лед, а крупные обтекаются льдом, благодаря концентрации напряжения [Шумский, 1969]. Обтекание препятствий обусловлено, с одной стороны, тензорным характером напряжений, с другой - высокими пластическими свойствами льда при медленном нарастании нагрузки. Действительно, сопротивление сдвигу в основании 10-метрового выступа пород ложа, выработанного в глинах с объемной массой 2 • 10³ кг/м³ составит около 0,1 МПа. Но лед, как «идеально текучее твердое тело» [Цытович, 1973], практически не обладает пределом упругости и начинает течь с заметной скоростью уже при напряжениях порядка 0,01 МПа [Цытович, 1973]. По-видимому, речь может идти лишь о срезе ледником препятствий по каким-либо ослабленным плоскостям облегченного скольжения. Но и в этом случае возникает вопрос о возможности сохранения огромных глыб, сложенных в большинстве случаев слабыми породами, при их транспортировке на сотни километров. В самом деле, под действием огромных отторгнутых глыб лед из-под их подошвы должен выдавливаться. Кроме того, избыточное давление вызывает повышение температуры плавления льда, что в «теплых» и «умеренных» ледниках должно приводить к его протаиванию под отторженцами. В результате отторженцы вскоре после их захвата ледником должны оказаться на его ложе и в дальнейшем транспортироваться волочением по минеральному дну. Между тем, транспортировка таким способом на сколько-нибудь значительное расстояние, а тем более на сотни километров, теоретически невозможна, поскольку силы сухого трения должны привести к быстрому разрушению глыб.

Вполне естественно поэтому, что вопрос о происхождении «экзотических» глыб в областях предполагаемых оледенений почти всегда служит объектом дискуссии, и если до сих пор преобладает мнение об их ледниково-отторженцевой природе, это объясняется главным образом отсутствием удовлетворительной альтернативной гипотезы. Такой гипотезой, по всей вероятности, является предположение о том, что занимающие аномальное положение породы не сорваны и перенесены на огромные расстояния ледником, а выжаты с глубины в результате развития процессов диапиризма. Условия возникновения «отторженцев» подобного рода рассмотрены нами на примере с. Самарово в Западной Сибири. «Отторженцы», представленные такими же, как и в разрезах Самаровского останца, эоценовыми опоковидными глинами и опоками, развиты в северных районах Западной Сибири достаточно широко.

В процессах глиняного диапиризма в Западной Сибири иногда, по-видимому, принимают участие и нижние горизонты осадочного чехла. Так, И.Л. Зайонц [1972] убедительно показал, что известный выход юрских пород у юрт Еутских на р. Большой Юган не может быть объяснен деятельностью ледника. По его данным, юрские породы здесь обнажаются в ядре лежачей антиклинальной складки, крылья которой сложены мореноподобными отложениями мужиноуральской свиты. Складка является сорванной и располагается на нижнечетвертичном аллювии. На границе юрских пород с подстилающими отложениями повсеместно развит горизонт смешения (брекчия трения). По всей вероятности, здесь так же, как и в разрезе Пионерской горы (см. рис. 19, 22), экспонирована гравитационная складка, образовавшаяся в результате соскальзывания пород диапировой шляпы, выжатых с глубины 2,6- 2,8 км в нижнечетвертичную палеодолину. Сама диапировая антиклиналь располагается, по-видимому, в центральной части Еутского увала. О диапировой природе выхода юрских пород говорит и отчетливая минеральная аномалия (резко повышенное содержание пироксенов) в залегающих над и под ними новейших отложениях, указывающая на существование здесь локального источника размыва.

Можно предполагать, что экзотические выходы палеозойских пород, развитые на северо-западе европейской части СССР, и в том числе часто упоминаемая, но почти не изученная Вышневолоцко-Новоторжская зона гигантских отторженцев, обусловлены складчатостью нагнетания и диапиризмом, в котором активную роль играли упоминавшиеся синие кембрийские глины; многочисленные отторженцы, известные в Белоруссии [Кригер и др., 1983; Левков, 1980], возможно, связаны с соляной тектоникой, процессами разжижения писчего мела и т.п.

Породы, залегающие в нормальной стратиграфической последовательности на большой глубине, оказываются выжатыми к дневной поверхности, где они могут растекаться в виде диапировой шляпы (см. рис. 20) с развитием чешуйчатых надвигов на участках, где растекание затруднено (см. рис. 20, 21), образованием сжатых гравитационных складок при соскальзывании растекающихся пород в палеодолины и другие понижения (см. рис. 22). Все это приводит к тому, что породы, являющиеся для верхних горизонтов геологического разреза в данном районе экзотическими, занимают аномальное стратиграфическое положение, залегая на более молодых, в том числе четвертичных образованиях. Важным диагностическим признаком «отторженцев» подобного рода можно считать, по-видимому, горизонт смешения (брекчия, трения), всегда присутствующий в их основании (см. рис. 20, 21).

Другая весьма важная причина аномального стратиграфического положения пород вблизи современной или палеоповерхности - тектонические покровы, осложняющие крутые складки поперечного изгиба, развивающиеся над ядрами нагнетания. Образование структур этого типа обусловлено особенностями напряженного состояния штамповых складок [Гзовский, 1975] и описано Р. Чапменом [Chapman, 1974], а также другими исследователями. Нами миниатюрные модели таких структур наблюдались в Митогинской зоне дислокаций (см. рис. 28). Они представляют собой относительно тонкие пластины, дробящиеся в процессе скольжения по более молодым отложениям на отдельные блоки или надвинутые друг на друга чешуи. Подстилающие слаболитифицированные осадки непосредственно под такими чешуями вовлекаются в складки волочения, осевые плоскости которых наклонены по направлению перемещения тектонического покрова. Последующее эрозионное расчленение может привести к обособлению этих тектонических пластин в виде изолированных выходов экзотических пород, представляющих собой останцы покрова.

Подобные эрозионно-тектонические образования, судя по описаниям Э.А. Левкова [1980], который принимает их за ледниковые отторженцы, широко распространены в Белоруссии. По-видимому, ледниковыми отторженцами в разных случаях считаются то выдавленные покровы, в которых аллохтоном служат пластичные отложения активного слоя, то фрагменты перекрывающих его более жестких пород, которые могут образовывать шарьяжи на крыльях штамповых складок поперечного изгиба.

Иногда подобные шарьяжи могут возникать в лобовых частях секторов сжатия у продольных окончаний вторичных разрывов сдвигового типа (см. рис. 9, а) или в результате приповерхностного выполаживания плоскостей этих сдвигов (см. рис. 4). В подобных случаях породы, составляющие аллохтон тектонического покрова, характеризуются неглубоким коренным залеганием.

Не исключено, что имеются и другие механизмы формирования структур, принимаемых за ледниковые отторженцы, но представляется, что изложенные выше являются наиболее общими и широко распространенными.

О нарушениях, связываемых с гляциокарстом

В эту группу мелких деформационных структур относят нарушения, возникающие внутри водноледниковых или ледниковых отложений при таянии ледяных масс, располагавшихся под этими отложениями или сбоку от них. В советской литературе наиболее полная характеристика дислокаций этого типа приведена Э.А. Левковым [1980]. Автор прибегает к весьма искусственным схемами для того, чтобы объяснить развитие систем сопряженных сбросов небольшой амплитуды, а также синклинальных или антиклинальных складок поперечного изгиба. Между тем, складки поперечного изгиба в породах так называемого покровного комплекса являются неотъемлемыми спутниками складчатости нагнетания, а сопряженные, часто ступенчатые сбросы, обособляющие микрограбены и микрогорсты, - закономерный результат латерального растяжения пластов, особенно интенсивного на сводах штамповых антиклиналей [Гзовский, 1975], возникающих над ядрами нагнетания материала активного слоя (см. рис. 26, а).

Таким образом, и в этом случае природа деформационных структур легко объясняется без помощи гляциотектонических гипотез.

Выводы. Тектоническое происхождение большинства так называемых гляциодислокаций и гляциодинамических текстур подтверждается указанием многих авторов на пространственную приуроченность гляциотектонических нарушений и обусловленных ими форм рельефа к разломам фундамента (В.А. Ильин, Г.Ц. Лак, Ю.А. Кошик, В.М. Тимофеев, В.Н. Чмыхал, Э.А. Левков, З.А. Горелик, В.П. Вайтонис, А.В. Матвеев и др.).

В некоторых случаях, когда такие разломы неизвестны, их можно предполагать по отчетливой линейности полосы распространения приповерхностных дислокаций. Так, субмеридиональная Вышневолоцко-Новоторжская зона «отторженцев» нижнекаменноугольных и верхнедевонских пород имеет ширину до 15 км при протяженности около 100 км . На севере она заканчивается, сопрягаясь в торец с зоной глубинных разломов фундамента, имеющих запад - юго-западное простирание и входящих в структуру Валдайского прогиба или так называемого Крестцовского авлакогена [Милановский, 1983]. Широко известные Каневские дислокации, происхождение которых дискутируется уже более 100 лет, расположены на северном склоне Украинского щита, образуя, по данным В.А. Голубева, субмеридиональную линейную зону протяженностью около 40 км при ширине 3- 9 км . На севере она также в торец сопрягается с северным бортом Днепрово-Донецкого авлакогена. Интересно, что в последние годы в пределах Украинского щита в этом районе выявлены крупные субмеридиональные разломы сдвигового типа: Тальновский, Криворожский и Орехово-Павлоградский. Средний из них изучен лучше всего Р.Я. Самарским, Н.В. Стовасом и К.Ф. Тяйкиным. С помощью повторной триангуляции установлено, что наряду с незначительными вертикальными движениями вдоль него в настоящее время происходит правостороннее сдвиговое перемещение пород. Можно поэтому предполагать, что субмеридиональная полоса Каневских дислокаций расположена над разломом такого же типа и является правосторонней сдвиговой зоной. Это хорошо согласуется с выводами В.В. Резниченко, Б.Л. Личкова и Н.В. Балуховского о том, что приповерхностные деформационные структуры возникли в результате сжатия или движения масс, осуществляющегося с северо-востока на юго-запад.

Следует отметить, что и многие другие районы распространения предполагаемых гляциодислокаций, а также ледниковых отторженцев в пределах Восточно-Европейской платформы расположены внутри авлакогенов или вблизи их бортов. Так, в Белоруссии они приурочены к Днепрово-Донецкому (Припятский грабен) и Солигаличско-Яренскому авлакогенам [Милановский, 1983]. Выделенная нами Восточно-Колгуевская зона дислокаций входит в состав Печоро-Кожвинского авлакогена. Интенсивные дислокации новейших отложений, фиксированные полосами грядового рельефа, проявлены и в материковой части этой крупной структуры. Они экспонированы в высоких береговых обнажениях на правом берегу р. Печоры между деревнями Чаркаювом и Чаркабож. В пределах вытянутого в таком же направлении Колвинского авлакогена расположены дислокации новейших и мезозойских отложений, а также «отторженцы», известные в бассейне р. Лаи [Запольнов, 1971] и изучавшиеся нами в 1964 г . Здесь выявлен великолепно выраженный в современном рельефе, по-видимому, активный до настоящего времени левосторонний сдвиг северо-восточного простирания, а в бассейне р. Колвы - система гряд, принимаемая А.С. Лавровым и другими геологами за краевые моренные образования. В области шельфа на северо-западном продолжении Колвинского авлакогена дислокации новейших отложений, в том числе складчатость нагнетания, в которой активную роль играл, по-видимому, разжиженный песок, отчетливо выделяются по геофизическим данным.

Значительная часть нарушений на территории ПНР, ГДР и Дании, обычно описываемых в литературе как гляциотектонические: от широко известных дислокаций Свентокшиских гор на юго-востоке до районов распространения классических чешуйчатых морен у г. Щецина, а также в береговых обрывах островов Рюген и Мен на северо-западе, расположена в пределах крупного Датско-Польского авлакогена.

Структуры этого типа на Восточно-Европейской платформе закладывались в протерозое или в девоне и длительное время развивались как рифтогенные впадины. Разные авлакогены в различные отрезки геологической истории испытали инверсию [Милановский, 1983], с которой, по-видимому, и совпала смена кинематического типа разломов, приобретших существенную сдвиговую компоненту перемещения крыльев. Наиболее отчетливо она проявилась в неотектоническую эпоху.

Может показаться, что тектонической гипотезе противоречит факт широкого распространения дислокаций именно в областях предполагаемого развития материковых оледенений. Такой довод в пользу ледниковой природы дислокаций иногда приводится, хотя существуют выводы и противоположного характера: приповерхностные деформационные структуры не связаны, по мнению А.П. Дедкова, с деятельностью ледника, поскольку они развиты и во внеледниковых районах. Так, в буроугольных бассейнах Чехословакии, находящихся вне сферы деятельности плейстоценовых ледников, по С. Гурнику, проявлена складчатость нагнетания, аналогичная той, которая развита на буроугольных месторождениях Северо-Германской низменности, где подобные структуры обычно связываются с гляциодиапиризмом. Бассейны Нижней Камы, Средней и Нижней Волги также расположены южнее границ максимального распространения материковых льдов. Новейшие отложения здесь в основном сконцентрированы в речных долинах, внутри которых, а также на водораздельных плато довольно часто встречаются разнообразные (преимущественно складчатые) дислокации пермских, мезозойских и плиоценовых отложений. В.В. Бронгулеев рассматривал эти деформационные структуры вместе с так называемыми гляциодислокациями, объединив их в проблеме мелкой складчатости платформ. Указанную складчатость он считал тектонической.

По-видимому, некоторая зональность в распределении приповерхностных дислокаций все же имеется, в северных районах гораздо шире распространена складчатость нагнетания, обусловленная активной ролью разжиженных песков. О «злостном» характере северных плывунов известно давно. В свете работ В.В. Радиной [1973] не исключено, что это их свойство обусловлено климатической обстановкой, по какой-либо причине благоприятствующей жизнедеятельности газогенерирующих бактерий. Важными зональными факторами являются многолетнемерзлые и морено-подобные отложения, играющие роль регионального покровного водоупора, без которого создание избыточного гидростатического давления в нижележащем активном слое невозможно. Весьма существенно, по-видимому, и то обстоятельство, что многолетнемерзлые породы, в том числе песчаные, обладают относительно малой вязкостью (меньшей, чем вязкость льда) и склонны к ползучести, вследствие чего могут испытывать пластические деформации при весьма малых напряжениях. Наконец, некоторую специфику в деформационный процесс вносит и само присутствие в разрезах мореноподобных отложений, обычно резко выделяющихся среди выше- и нижележащих осадков относительной компонентностью (при достаточной мощности пачки). Вследствие этого в процессе общей деформации на контактах между указанными пластами возникают дополнительные складчатые и разрывные нарушения.

ПРОЧИЕ ГИПОТЕЗЫ

По сравнению с гляциотектоническими, другие гипотезы происхождения приповерхностных деформационных структур имеют гораздо более ограниченное распространение.

Применяя гипотезу о конвективной неустойчивости отложений, обусловленную инверсией их плотностей, выдвинутую Е.В. Артюшковым и А.Г. Костяевым, встречаются такие же трудности, что и при использовании принципа Рэлея-Тейлора в соляной тектонике [Китык, 1979]. Этот принцип не учитывает деформационные свойства реальных пород. Его применение оправдано, когда речь идет о времени развития и размерах различных структурных форм. Оно теряет смысл при интерпретации генезиса этих образований, поскольку в большинстве случаев течение горных пород осуществляется за счет ползучести, т.е. пластической деформации. Но даже и при вязком течении, характерном, например, для разжиженных песков, деформационные структуры, морфологически сходные с конвективными, встречаются и при нормальном распределении плотностей. Это было показано нами на примере Тиутейяхинской зоны дислокаций. В составе новейших отложений Западной Камчатки наибольшей плотностью обладает горизонт мореноподобных диамиктитов, отличающихся компактным сложением. Между тем, складки нагнетания, в которых в качестве активного слоя выступают пески, развиты как под, так и непосредственно над мореноподобными образованиями (см. рис. 25, б). Наконец, в соответствии с рассматриваемой гипотезой подъем легких и одновременное погружение тяжелых масс, уподобляемых вязким жидкостям, должны происходить с примерно одинаковой скоростью, что предполагает близкую вязкость материала этих масс. Между тем, вязкость разжиженных песков, например, на 5-7 порядков ниже вязкости вышележащих глинистых (в том числе мореноподобных) пород.

Гипотеза о мерзлотном происхождении складчатости нагнетания, объясняющая ее возникновением статических напоров в подмерзлотных плывунных песках из-за неравномерного продвижения вниз фронта промерзания [Данилов, 1980], не может быть принята по следующим соображениям. Разность статических напоров в плывунных песках обеспечит лишь течение воды в порах песков, но не самой породы, для чего необходимо ее разжижение. Условия разжижения песков требуют создания в них напоров, обязательно превышающих статические. Этой гипотезе противоречит и факт широкого распространения приповерхностной складчатости нагнетания на Баренцевоморском шельфе, причем адекватное выражение некоторых складок в донном рельефе свидетельствует о продолжении процесса в голоцене, в условиях полного отсутствия многолетней мерзлоты.

Гипотеза о выдавливании пластичных пород в речные долины под влиянием градиента вертикальных давлений, возникшего в результате частичного размыва более жестких пород покровного комплекса приводится в некоторых руководствах по геотектонике [Белоусов, 1975]. В принципе, такой механизм формирования складок возможен, но чаще всего, по-видимому, в этих случаях путают причину и следствие. Известно, что пространственное положение речных долин в общем случае структурно обусловлено. Естественно поэтому предположить, что не пластичные глины выдавились в речную долину, а речная долина (или ее отрезок) была заложена в зоне растяжения и трещиноватости пород покровного комплекса, собранных в складку поперечного изгиба над ядром нагнетания глин. К тому же во многих случаях складки нагнетания локализуются вне речных долин, как это было показано на примере Самаровского останца.

Оползневая гипотеза не пользуется широким признанием, поскольку применима только к современным и ископаемым дислокациям, локализованным на склонах речных долин. Парагенезисы деформационных структур, характерных для оползней, рассмотрены в 1966 г . В.В. Шанцером. Дислокации этого типа безусловно встречаются в разрезах, но они легко диагностируются по морфологическим признакам и условиям локализации, поэтому мы их не рассматриваем. Отметим только, что переход в ископаемое состояние оползневых дислокаций, развитых на склонах речных долин, весьма маловероятен, поскольку они должны быть размыты при заполнении долин.

 К ОГЛАВЛЕНИЮ

  Оцифровка текста - Девятуха Люля (Поляргео)