| ||
1
Геологический
факультет Санкт-Петербургского
государственного университета (СПбГУ),
Санкт-Петербург, Россия
|
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 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 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 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 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. |