Полоса альпинотипных деформаций палеогеновых пород, не свойственных платформенному чехлу, вскрывается в правом обрыве Нижней Оби между речками Большой Атлым и Большой Леушинской. Эта широкая (до 25 км в поперечнике) зона давно фрагментарно описывалась в качестве Малоатлымских дислокаций. Бурением и сейсморазведкой установлено затухание дислокаций на глубине, отчего большинство геологов считали их результатом гляциотектонических смещений верхней части слабоконсолидированного чехла. Р.Б. Крапивнер [1986] предложил идею складчатости нагнетания вдоль глубинного сдвига. Наиболее полный профиль приведен В.Д. Наливкиным [1960], который установил серию складок изгиба, осложненных небольшими взбросами. Но у него не хватило данных для уверенного заключения о происхождении дислокаций.

В середине 1980-х годов мне пришлось делать структурную съемку этой зоны. Пикеты и главные контакты привязывались с помощью сплошного фотографирования береговых обрывов с катера. Измерения в обнажениях увязаны с разрезами колонковых скважин ниже уреза воды (рис. 1). Полученный детальный профиль длиной 19 км выявил множество до того неизвестных структурных форм. В первую очередь бросается в глаза однообразный западный наклон почти всех структурных элементов при возрастании углов падения и общей напряженности деформаций вверх по течению Оби, т.е. к востоку. Выяснилось, что кроме отмеченных предшественниками пологих гармонических складок изгиба, осложненных мелкими сбросами и взбросами, к востоку появляется все больше опрокинутых складок волочения с многочисленными листрическими надвигами вязкого типа. Еще выше по течению Оби и по разрезу локальные надвиги становятся чаще и положе, приобретая лыжеобразную форму. Между ними появляются плоские диапиры тавдинских морских глин, также наклоненные к западу. Кроме того, в систему деформаций местами вовлечены плейстоценовые морены с песчаными отторженцами.

Максимальной напряженности и субвертикальных углов падения деформация достигает в восточном конце профиля. За р. Тошманкой (67° в.д.) зона линейной складчатости внезапно кончается, а далее речные обрывы сложены горизонтально наслоенными олигоцен-нижнемиоценовыми песками и алевролитами с покрышкой из четвертичных песков и диамиктов мощностью до 12 м . Следы горизонтального течения в виде зеркал скольжения в тавдинских глинах по скважинам прослежены до глубины 310 м от уреза Оби, а ниже слои плитного комплекса ненарушены. С учетом высоты обнаженных обрывов мощность всей дислокационной зоны достигает 400 м .

Для понимания природы деформаций наиболее важны различия их стиля в свитах разного состава. В современном состоянии наиболее механически прочны морские монтмориллонитовые глины с прослоями твердого сидерита (тавдинская свита, верхний эоцен - нижний олигоцен). Далее идут средне-верхнеолигоценовые тонкослоистые алевролиты туртасской свиты и нижнемиоценовые алевроритмиты абросимовской свиты, затем новомихайловские пески с прослоями алевроглин и лигнитов и, наконец, рыхлые белые пески атлымской свиты. Однако деформационные стили образуют совсем другой ряд. Атлымские пески демонстрируют преобладание дизъюнкций, включая хрупкие надвиги и «щепки» меланжа, а местами и брекчию трения. В новомихайловской свите добавляются мелкие дисгармоничные складки по прослоям глин и лигнитов. Для туртасской и абросимовской свит характерны вязкие надвиги и пликативные деформации, включающие лежачие складки волочения и мелкую гофрировку. Минимальную компетентность демонстрируют зеленые глины тавдинской свиты, образующие кластические дайки и иногда силлы в песчаном олигоцене. В таких холодных инъекциях первичная слоистость замещена флюидальной плойчатостью динамометаморфического облика с будинированными прослоями сидерита. Все породы несут следы горизонтального сжатия, усиливающегося к востоку (см. рис. 1). Вполне очевидно, что в процессе нагнетания активным слоем являлись тавдинские глины, а пассивные свиты покрышки часто давали хрупкие деформации. Горизонтальное катакластическое течение морских глин проявлено не только во флюидальных структурах и протыкании песчано-алевролитовой крыши, но и в общем увеличении мощности тавдинской свиты к востоку. Различия деформационных стилей проще всего объясняются тем, что в процессе деформации все породы находились в вечномерзлом состоянии. В таких условиях наиболее компетентными становились твердомерзлые пески, в то время как льдистые глины, как известно из экспериментальных данных [Цытович, 1973], сохраняли воду в жидкой фазе и реагировали на нагрузку пластическим течением. Выдержанное простирание и ритмическая повторяемость структурных плоскостей с увеличением их крутизны как к востоку, так и вверх по разрезу не поддаются объяснению глубинной тектоникой. Общий характер атлымской зоны линейной складчатости с обилием чешуйчато-надвиговых и диапировых структур (см. рис. 1) аналогичен хорошо изученным гляциотектоническим сооружениям скибового типа в Белоруссии, Северной Европе, Америке [Левков, 1980].

В то же время, уникальная мощность дислоцированной толщи пород, видимо, исключает деформацию у тонкого края ледника. Необходимо допустить деформирование под давлением льда толщиной более 1 км с тангенциальным напряжением, вызванным продольной разницей мощностей льда. Скольжение холодного ледника с сухой примороженной подошвой затруднительно, а горизонтальный стресс должен разгружаться либо внутриледниковыми срывами, либо, как в данном случае, катакластическим течением глинистого субстрата. Последний служил динамической подошвой ледника при не слишком большой мощности компетентной крыши (рис. 2).

Решающую роль играло моноклинальное погружение палеогеновых толщ к востоку, обеспечившее медленное нарастание мощности надтавдинских песчано-алевролитовых толщ вниз по течению льда. Сперва ледник наступал по многолетнемерзлым породам с сопротивлением сдвигу, достаточным для того, чтобы выдержать ледник умеренной мощности. По мере увеличения толщины льда (стадия 2 на рис. 2), порог сопротивления сдвигу вначале преодолевался в глубже залегающих глинистых толщах. При этом динамическая подошва ледника (зона максимальных смещений) расщеплялась и часть поступательного движения ледника транслировалась в мерзлую глину, которая деформируется быстрее льда. Над вздутиями глины выше по течению менее мощные мерзлые пески и алевролиты покрышки сминались и раскалывались, а ниже по течению ледника они с увеличением своей мощности образовали компетентный барьер для потока глин (рис. 1). Дальнейшее движение льда к юго-востоку осуществлялось уже по субгоризонтальным плоскостям срыва внутри самого ледника (3 на рис. 2), по которым скользили на большие расстояния отторгнутые пластины песков и алевролитов. Скорее всего, путем глубокой гляциотектонической эрозии в плейстоцене была уничтожена большая часть третичных пород на севере Западной Сибири, на Гыдане - вплоть до меловых толщ.

Ссылка на статью:

Астахов В.И. Эпидермальная тектоника на Оби и ее историко-геологическое значение. Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Том 1, 2009, с. 32-36.