Постледниковые сейсмогенные деформации озовой гряды в северной части Карельского перешейка

Полный текст

Введение

Озовые гряды, один из наиболее характерных типов ледникового аккумулятивного рельефа, до сих пор имеют неоднозначное генетическое трактование. В большинстве случаев формирование озов связывают с потоками талых ледниковых вод, протекавшими в теле или на поверхности ледника на этапе деградации (мертвого льда). Линейная концентрация флювиогляциального песчано-гравийно-галечного материала осуществляется в “туннелях” или “корытах”, вытаявших под воздействием талых вод, а формирование собственно линейных гряд происходит при проекции “аллювия” ледниковой реки на ложе ледника при его таянии. Если рассматривать последний ледниковый покров Фенноскандии, то пространственная локализация таких гряд в региональном масштабе [1, 2] закономерно “обрисовывает” ледниковые потоки (лопасти), позволяя реконструировать их взаимоотношения, внутреннюю структуру и динамику, включая векторы направления ледника в активной фазе и осцилляции при деградации.

С другой стороны, давно замечено, что озовые гряды пространственно сопрягаются с разрывными структурами фундамента, причем не пассивными, а активизированными в завершающую фазу оледенения, с ощутимыми дифференцированными (вертикальными) смещениями, вызывающими расколы в теле ледника, наследуемые потоками талых вод [3]. Этой же точки зрения придерживались исследователи озов в Карелии [4–6] и на Кольском п-ове [7]. Однако, в этом механизме имеются существенные противоречия, подробно проанализированные В. Г. Чувардинским [8], предложившим, в свою очередь, оригинальное объяснение происхождения озовых гряд как линейных надразломных складок из деформируемого дифференцированными движениями фундамента вышележащего первично горизонтального рыхлого чехла [9]. Такое предположение основано не только на пространственной сопряженности озов с разломами, но и на разнообразных деформациях озовых отложений, несущих следы, в том числе сжатия (надвиги, диапиры), что, по мнению этого автора, противоречит ледниковому генезису. Однако достаточно трудно увязать с предложенной концепцией свойства озовых отложений, присущие водно-ледниковому генезису, с характерной окатанностью, сортировкой и локализацией.

Тем не менее, пост-седиментационные деформации озовых отложений нуждаются в объяснении. Наиболее распространенный из предлагаемых механизмов, — гляциотектонический: переформирование в процессе повторного ледникового надвигания [10] или фронтального скалывания [11]. Однако и в этих гипотезах достаточно нестыковок, к примеру, несогласие направлений предполагаемых ледниковых осцилляций и кинематических характеристиках деформационных структур.

Однако есть еще одно объяснение, представляющееся вполне непротиворечивым. Отмечено, что вдоль крупных озовых нарушений и в настоящее время отмечается повышенная сейсмичность [12], а в поздне- и пост-ледниковое время интенсивность сейсмических сотрясений была существенно выше [13]. Сейсмические события вполне могли создавать деформации как складчатого и разрывного характера, так и связанные с разжижением тонкодисперсных осадков (диапиры, кластические дайки). В таком ключе, к примеру, рассматриваются деформации в озах на юге Швеции, приуроченные к обширной области, подвергшейся сильным сотрясениям на рубеже голоцена и приуроченные к краевой зоне отступающего ледника [14]. Cледует отметить, что для деформационных структур одного из озов этой зоны предложен альтернативный генезис — гравитационное уплотнение в условиях активного таяния мертвого льда и оползневой нагрузки [15]. Однако, локальная применимость предлагаемой модели только к единичному разрезу при распространении здесь разнотипных сейсмогенных деформаций на широкой площади [13, 16, 17] только частично затрагивающих озы, заставляет склоняться к сейсмическому происхождению всего комплекса деформационных структур. Впрочем, и авторы альтернативной модели, сознавая ее недостатки и усиливая свою аргументацию, привлекли в качестве агента воздействия гляциотектонику, не исключая и сейсмические эффекты [18] и, таким образом, возвращаясь к началу дискуссии.

Дискуссионность вопроса о возникновении деформаций остается и требует внимательного рассмотрения возможных условий и причин их развития и возрастного диапазона. В этом контексте нужно рассматривать озовые формы рельефа, слагающие их деформированные отложения, структурно-тектонические и палеогеографические условия территории исследования — северной части Карельского перешейка.

Методические основы

Выяснение пространственно-временных и генетических связей между структурными условиями и флювиогляциальным рельефом опирается на сочетание нескольких необходимых для исследования направлений: 1) комплексный анализ рельефа территории с привлечением детальных топографических карт, цифровых моделей рельефа, космических снимков высокого разрешения; 2) анализ фондовых и литературных материалов по тектоническому строению, новейшим, молодым и современным тектоническим движениям, истории развития рельефа в поздне- и послеледниковье; 3) изучение деформаций рельефа, в рыхлых отложений, и коренного субстрата, определение кинематических и временных параметров и их сопоставление.

Геолого-геоморфологические условия территории

Район исследования расположен на юго-восточной периферии Фенноскандинавского кристаллического щита, в зоне развития докембрийских кристаллических пород — гранитов-рапакиви, анортозитов, габброидов и метаморфитов, разбитых на блоки крупными древними разломами преимущественно северо-западного простирания, относящимися к Ладожско-Ботнической зоне [19]. Для части этих древних нарушений установлена древняя сдвиговая кинематика [20], что дает основание предполагать сдвиговые компоненты и для всего ансамбля древних нарушений. Разрывные нарушения образуют развитую иерархическую систему блоков, границы между которыми четко выражены в современном рельефе в виде протяженных ложбин, занятых элементами гидросети, уступов и седловин. Часть крупнейших разломов проявляется в виде узких линейных “трогов” в дочетвертичном рельефе [21] протяженностью в десятки километров при характерной ширине около 1 км и глубине до 100 м, заполненных осадками последнего оледенения и последующей пост-ледниковой седиментации.

Четвертичный чехол района маломощный и представлен преимущественно гравийно-песчаными моренными отложениями последнего оледенения, плащеобразно покрывающими межгрядовые понижения, сопрягающимися с водно-ледниковыми (флювио- и лимногляциальными) позднеплейстоценовыми, а также озерными и болотными голоценовыми отложениями. Относительное повышение мощности наблюдается в упомянутых линейных ложбинах, а также в озовых и осцилляционных грядах смешанного происхождения, к которым относятся краевые гряды Сальпаусселькя (I и II) расположенные в северо-западной части территории (рис. 1).

Рис. 1. Пространственное соотношение блоковой тектонической структуры и озов на территории севера Карельского перешейка

(а) — морфолинеаменты, выделенные по результатам анализа ЦМР, космоснимков и топокарт.

1 — морфолинеаменты; 2 — осцилляционные гряды (Сальпаусселькя I (SS I) и II (SS II)); 3 — озовые гряды (по [1, 33]); 4 — элементы гидрографии; 5 — участок детальных исследований (рис. 2).

(б) — цифровая модель рельефа по данным обработки космических снимков ASTER.

(в) — схема тектонического районирования (по [19]).

Структурно-вещественные комплексы Русской плиты: 1 — отложения венда, 2 — отложения рифея; структурно-вещественные комплексы Фенноскандинавского щита: 3 — Выборгский массив рапакиви-гранитов, 4 — Лахденпохский метаморфогенный комплекс, 5 — разрывные нарушения Ладожско-Ботнической зоны

Согласно последним палеогеографическим реконструкциям, территория исследования освободилась от ледникового покрова в период от 13.8 тыс. л. н. до 11.8 тыс. л. н. [22]. Озовые гряды, развитые на всей территории, сформировались, очевидно, в это время в процессе таяния мертвого льда и отступания края ледника. В завершающей фазе этого периода были сформированы две осцилляционные гряды — Сальпаусселькя I и II (12.3–12.1 тыс. л. н. и 11.8–11.6 тыс. л. н. соответственно) [23]. Оставленная ледником территория была покрыта водами Балтийского ледникового озера (БЛО), существовавшего здесь до 11620 л. н. и моделировалась в этот период в результате размывов в волно-прибойной зоне на локальных возвышенностях и аккумуляции озерно-ледниковых сезонных отложений — ленточных глин, песков и супесей на большей части площади. Максимальный уровень БЛО отмечается на современных отметках около 101 м над у. м. в районе гряды Сальпаусселькя I, а ко времени достижения краем ледника положения гряды Сальпаусселькя II он снизился в результате двух падений уровня в сумме на 10 м [24, 25]. Для южной периферии исследуемого района уровни БЛО во время формирования гряд Сальпаусселькя I и II в современных отметках достигали 70 и 60 м над у. м. соответственно [26]. Вслед за стадией Сальпаусселькя II уровень практически сразу упал на 25–28 м, из-за прорыва озера на запад в районе г. Биллинген в южной Швеции около 11.5–11.6 тыс. л. н. [22, 23, 27, 28]. После катастрофического спуска БЛО гидрологический режим территории в начале голоцена периодически менялся. В иольдиевую стадию развития (11.6–10.7 л. н.) [28, 29] она практически полностью осушилась, и представляла собой подобие современных условий с системой стока по ложбинам с востока на запад, из акватории Ладожского озера в сторону современного Балтийского моря. В стадию анциловой трансгрессии (10.7–9.8 л. н.) [29] уровень моря поднимается на 18–20 м и низменные части территория затапливаются неглубоким бассейном. На рубеже пребореала и бореала территория переходит к субаэральному режиму в связи с регрессией Балтики, понижением уровня Ладожского озера и обособлением озер [30].

В разных частях исследуемой территории, ранее были обнаружены многочисленные следы сильных сейсмических событий: раздробление скальных пород, сейсмогравитационные обвалы и блоковые смещения, разрывные и складчатые нарушения в послеледниковых отложениях [31]. В большинстве случаев деформационные зоны тяготеют к крупным разрывным нарушениям. Одним из таких активизированных в постледниковое время нарушений является Вуоксинская зона разломов. Она прослеживается с СЗ от озера Сайма на ЮВ вдоль долины р. Вуокса на протяжении около 60 км. Здесь на нескольких участках установлены следы разновозрастных сейсмогенных нарушений интенсивностью до VIII–IX баллов, возникших в период от позднего плейстоцена до среднего голоцена [32].

Структурная обусловленность пространственного положения, рельефа и деформаций в отложениях озовых гряд

Сравнительный анализ пространственного положения озовых гряд [1, 33] и морфолинеаментов, выделенных в результате анализа цифровой модели рельефа Aster GDEM и крупномасштабных топографических карт показывает их значимое соответствие (рис. 1). Морфолинеаменты определяют и характер границ конечной гряды Сальпаусселькя I северо-восточного простирания, вместе с причленяющимися к ней “апофизами” северо-западного простирания. Поскольку линеаменты выражены в рельефе кристаллического фундамента и отражают его структуру, то очевидно, что и озы имеют структурную приуроченность. Но насколько активно проявляли себя структуры фундамента при формировании флювиогляциального рельефа можно заключить только из детального рассмотрения озовых гряд: анализа следов тектонических воздействий на их рельеф и отложения.

Ключевой объектом для изучения таких взаимодействий нами выбрана протяженная озовая гряда северо-западного простирания, расположенная в южной части исследуемой территории (рис. 2). Гряда в своем южном замыкании трассируется с ЮВ на СЗ параллельно структурно-обусловленному руслу р. Вуокса, а далее отклоняется к северу. В месте этого изгиба, вдоль основного северо-западного направления, гряда распадается на три коротких веерообразных сегмента, ориентированных вдоль проток р. Вуокса, соответствующих, в свою очередь, структурному сопряжению разрывных нарушении СЗ и ЗСЗ простираний. Далее по основному СЗ направлению, соответствующему Вуоксинской зоне разломов, встречаются только короткие фрагменты озов. Возможно, эти фрагменты являются остатками более крупных флювиогляциальных образований, размытых в процессе катастрофического прорыва вод озера Сайма в бассейн Ладожского озера и возникновении р. Вуокса, произошедших в среднем голоцене [34]. Следы этого катастрофического перемыва обнаружены в отложениях низких террас в среднем и верхнем течении р. Вуокса [35, 36].

Рис. 2. Участок детальных исследований (a)

1 — флювиогляциальные отложения валдайского оледенения; 2 — озовые гряды, (по данным геологической съемки [33]); 3 — морфолинеаменты; 4 — тектонические нарушения в кристаллическом фундаменте (по данным геологической съемки [19]); уровни БЛО (по [26]) на период: 5 — 12 200 л. н., 6 — 11 700 л. н.; 7 — поперечные профили через ключевые участки; опорные: 8 — разрез, 9 — скважина [33]; 10 — абс. высоты озовой гряды; 11 — ключевые разрезы; 12 — гидрографическая сеть.

(б) — схематические гипсометрические поперечные профили через озовую гряду (совмещенные с данными карты четветричных отложений [33]).

(в) — опорный разрез (по [33]), генезис и возраст отложений. Голоценовые: 1 — озерно-аллювиальные, 2 — болотные; поздний неоплейстоцен (поздневалдайские): 3 — озерно-ледниковые БЛО; ранневалдайские: 4 — флювиогляциальные, 5 — ледниковые; микулинские: 6 — морские; средний неоплейстоцен, московские: 7 — ледниковые; литологический состав отложений: 8 — песок, 9 — торф, 10 — пески с гравием и галькой, 11 — супеси, 12 — валунные пески и супеси, 13 — дочетвертичные породы; прочие обозначения: 14 — озера и реки; 15 — зона озовой гряды на профилях (разрез условный); разрывные нарушения: 16 — установленные по данным геологической съемки; 17 — предполагаемые по данным дешифрирования

Озовая гряда на трех участках (рис. 2) вскрыта карьерами, в которых обнаружены комплексы пликативных, дизъюнктивных дислокаций и текстур разжижения.

В разрезе № 1 (на пересечении гряды и профиля I, рис. 2(а), абс. высота бровки около 35 м над у. м.), вскрывается трехъярусная песчано-гравийная толща (рис. 3a, б). Нижний ярус (I) — интенсивно дислоцированные параллельно слоистые пески. Нижняя толща синклинально прогнута, амплитудой в осевой части около 2–3 м с развитием на крыльях вблизи осевой плоскости асимметрично наклоненных к ней разрывов, выходящих к кровле и рассекающих толщу на всю видимую мощность. Грабенообразное опускание в осевой части синклинали пространственно сопряжено с вышележащей линзой гравия. Разрывы ориентированы в СЗ направлении (Аз.Пр.¹ ≈320–330°) и наклонены к осевой плоскости под углом 50–60° на юго-западном крыле и 80–90° на северо-восточном (рис. 3 б), представляя собой типичные сбросы с амплитудой до первых десятков см (рис. 3 д). Характерно, что вблизи осевой части развиты взбросы, один из которых, наблюдаемый в юго-западном крыле, сопровождается загибом вверх песчаных слоев (рис. 3 б), а другие (рис. 3 г) проникают в нижнюю часть гравийной линзы. Средний ярус (II) — линзовидно-пологовогнутая толща субгоризонтально (в средней части) и пологонаклонно (на флангах) стратифицированных гравийников (в нижней части) мощностью около 1 м в центральной части. Толща согласно перекрывается вышележащими песками и с незначительным угловым несогласием залегает на нижележащих. Верхний ярус (III) — мелкозернистые субгоризонтально залегающие пески максимальной мощностью около 1 м в средней части разреза, выклинивающиеся к дневной поверхности на флангах. Кровля слоя несогласно субгоризонтально денудирована, фланги толщи, развитой в полосе шириной около 50–60 м срезаны абразией БЛО.

Рис. 3. Разрез № 1 (южный)

(a) — фотография разреза; (б) — схема основных слоев с параметрами разрывных нарушений (направление и угол падения); (в) — разрез верхней части толщи; фрагменты разреза со сбросами (г) и взбросами (д)

Эти особенности позволяют обосновать последовательность формирования толщи в сопряжении с ее деформациями: 1) накопление параллельно-слоистых песков в слабопроточном приледниковом водоеме; 2) частичная линейная просадка северо-западной ориентировки субгоризонтально-слоистых песков, сопровождающаяся растяжением и усилением стока с локализацией его в зоне опускания; 3) частичный взброс песчаной толщи и накопленных выше гравийников по разрывам северо-западного простирания; 4) накопление в интенсивном водном потока субгоризонтально-слоистых гравийников; 5) резкое ослабление силы потока, накопление горизонтально-слоистых песков; 6) абразия верхней части толщи в условиях береговой зоны БЛО.

Асимметрию грабена в рыхлой толще (с крутыми сбросами на северо-восточном крыле и пологими на юго-западном) можно рассматривать в сопряжении с ясно выраженным взбросом над этими пологими разрывами и объяснить прохождением сейсмической волны с чередованием растяжения и сжатия в направлении с СВ на ЮЗ.

В разрезе № 2 (абс. высота бровки разреза около 42–43 м над у. м.) вскрывается на видимую глубину около 5 м двучленная толща (рис. 4). Верхняя часть — субгоризонтально слоистые пески и гравий с галькой и мелкими валунами хорошей окатанности и единичными плохо окатанными крупными валунами и глыбами. Гравий и галька неравномерно распределены по горизонтали, единичный валун приурочен к подошве толщи и ориентирован плоским основанием вдоль нее, маркируя базальный горизонт, который представлен прослоем хорошо окатанной крупной гальки. Кровля толщи срезана абразией БЛО, как и в первом случае. Верхняя толща залегает на нижележащей со стратиграфическим и местами угловым несогласием на глубине 2.3–3 м от поверхности. Нижняя толща — дислоцированные пески (преобладающие), гравий, супеси, суглинки и единичные крупные валуны, рассеянные по разрезу. Первичная слоистость преимущественно горизонтальная. Интересной особенностью разреза является наличие фрагментов ленточных глин в верхней части толщи. Деформации проявляются в пликативной и дизъюнктивной форме. В первую очередь наблюдается внутрислойная складчатость в виде гребневидных мелких (амплитудой и шагом в первые сантиметры) асимметричных складок, направленных крутым крылом на север. Кроме этого толща разбита доминирующей системой разрывов СВ простирания, преимущественно сбросового типа с преобладающим падением на ЮВ (Аз.Пд. 110–120°<40–70° — 12 сбросов суммарной амплитудой около 3 м с главным сбросом амплитудой 1.9 м) и единично на северо-запад (Аз.Пд. 340°<40° А=13 см). Встречаются и единичные субширотные сбросы с падением 170° амплитудой 20–30 см. К разрывам тяготеют приразломные складки. Двухъярусное строение толщи интерпретируется следующей последовательностью накопления и деформирования: 1) отложение преимущественно тонкодисперсных осадков трансгрессивной серии, завершившееся ленточными образованиями БЛО. В ходе накопления отложения подверглись пликативным деформациям, сопряженным с подводными оползнями, а также подверглись разжижению, текстуры которого локализованы в “горизонте событий” мощностью около 20–30 см. В завершающей стадии толща разбита сбросами, пространственно коррелирующими с поперечными озовой гряде дизъюнктивами, выходящими в основание оза; 2) абразия верхней части толщи, перемыв и отложение грубообломочного материала.

Рис. 4. Разрез № 2 (центральный)

(a) — фотография разреза; (б) — схема основных слоев с параметрами разрывных нарушений (направление и угол падения); (в) — разрез толщи; фрагменты разреза с разрывными (г, д) и пластическими (е) деформациями и текстурами разжижения (ж)

В разрезе № 3 (абс. высота бровки разреза около 40–43 м над у. м.) можно выделить четыре характерные части, различающиеся по уровням поверхности и вскрывающимся отложениям: СВ гребень (a); ЮЗ гребень (б); СВ ступень (в) и центральное понижение между гребнями (рис. 5).

Рис. 5. Разрез № 3 (северный)

I — фотография разреза; II — схема основных слоев с параметрами разрывных нарушений (направление и угол падения); центральная (а), юго-западная (б) и северо-восточная (в) части разреза; (г–ж) — фрагменты центральной (а) части разреза с разрывными деформациями и их параметрами; (з–м) — юго-западная (б) часть разреза с пластическими и разрывными деформациями и слоями с разжижением (liquefaction); (н) — фрагмент северо-восточной части разреза с “плавающими” валунами

Последнее не вскрыто расчистками и может быть охарактеризовано не основе интерполяции соседних сечений.

В целом в разрезе можно выделить семь основных толщ:

1. Сильно дислоцированный (в юго-западном гребне) и перемешанный (в северо-восточной ступени) песчано-суглинистый слой с фрагментами пластически деформированных прослоев тяжелых суглинков и глин с характерными “плавающими” в тонко-кластическом матриксе крупными валунами (>1 м в поперечнике);
2. преимущественно песчаная субгоризонтально (параллельно) слоистая толща с включениями крупной гальки, мелких валунов и гравия; залегает с субгоризонтальным несогласием;

III. галечно-гравийная субгоризонтально слоистая толща;

1. галечно-валунная толща с хорошо окатанным материалом и выраженной горизонтальной слоистостью с прослоями мощностью около 0.5 м;
2. круто наклонный (50–60°) к СВ прослой валунов с гравием и галькой мощностью 0.8 м; по контакту с толщей IV хорошо выраженная наклонная соответственно слою ориентировка кластического материала (валунов и гальки);
3. а) галечно-гравийно-песчаная неслоистая (перемешанная) толща (в СВ части межгребневой ложбины); б) галечно-гравийно-песчаная параллельно-слоистая наклонная к СВ толща с многочисленными разрывами и мелкими складками (в ЮЗ части межгребневой ложбины);

VII. гравийно-галечно-песчаная параллельно слоистая толща, наклонная к осевой части межгребневой ложбины с несколькими несогласно залегающими горизонтами.

Наиболее простое строение разреза наблюдается в СВ сегменте: двучленная толща включает нижнюю часть (I), характеризующуюся интенсивно перемешанным песчано-суглинистым матриксом со следами первоначально горизонтальной слоистости, с фрагментами тонких прослоев тяжелых суглинков и глин (рис. 5). Песчано-глинистый субстрат содержит крупные валуны, как бы “плавающие” в толще и облекаемые песчано-глинистыми прослоями, затянутыми по стенкам валунов и выжимаемыми вверх между стенками валунов (рис. 5н). Кровля слоя I эродирована и выше залегает гравийно-галечная субгоризонтальная толща слоя II (рис. 5в).

Северо-восточный гребень оза подразделяется на СВ и ЮЗ фланги с кардинально различными типами разреза. Северо-восточный фланг — переслаивание гравийников, галечников и валунников толщ II–IV, залегающих друг на друге с размывом, но с сохранением субгоризонтальной текстуры. Юго-западный фланг отделяется от северо-восточного круто наклонным валунником слоя V (рис. 5г), с ориентированными вдоль контакта галькой и валунами. Прослой валунника мощностью около 0.7–0.9 м является зоной сбросового нарушения неустановленной амплитуды (судя по вскрытой в разреза мощности — более 3 м) СЗ простирания (Аз.Пд. 235°, ∟55°) ². В прослое наблюдается несколько субпараллельных плоскостей смещения линз кластического материала относительно друг друга. К ЮЗ от зоны разрыва залегает преимущественно песчаная, с включениями гальки и гравия, неслоистая (перемешанная) толща, разбитая двумя параллельными крутонаклонными к ЮЗ сбросами (Аз.Пд. 245°, ∟70° и Аз.Пд. 235°, ∟60°), четко фиксируемыми сцементированными слоями мощностью 2–3 см (рис. 5д–ж). Очевидно, что эти сбросы являются оперяющими для главного нарушения, входят в единую систему и суммарно с ним определяют общую амплитуду вертикального смещения более 5 м. Слой VI с размывом по наклонной к ЮЗ плоскости перекрывается преимущественно песчаным с гравием слоем VII с хорошо выраженной параллельной, наклонной по основанию слоистостью без видимых нарушений.

В юго-западном (правом на разрезе) гребне оза, как и в северо-восточном (левом) можно выделить две существенно отличающиеся друг от друга по латерали части. Границу между этими частями маркирует стоящий вертикально валун (рис. 5б). Его аномальное (неустойчивое) положение не случайно — он облекается суглинистым субстратом, круто поднимающимся к поверхности оза в виде узкой гребневидной складки ССЗ простирания с падением плоскости к юго-западу (рис. 5з). Характерная сильная деформированность глинисто-песчаного перемешанного субстрата с “плавающими” крупными валунами позволяет идентифицировать этот слой как слой I. К северо-востоку от маркирующего валуна горизонт I быстро выполаживается и обретает вполне определенные текстурные черты с параллельной слоистостью ленточно-подобных пачек с тонким переслаиванием глин и песков, перемежающихся горизонтами тонко-мелкозернистых песков. К юго-западу от валуна горизонт I нарушен серией надвигов ССЗ простирания, с плоскостями, падающими к ЮЗ и по своим параметрам близких параметрам гребневидной складки, что позволяет считать их образование генетически и хронологически взаимосвязанными. Характерной особенностью слоя I как к СВ, так и к ЮЗ от маркирующего валуна является наличие суглинисто-песчаного прослоя с фрагментированными и пластически деформированными ленточно-подобными отложениями, который, судя по стратиграфической позиции между ненарушенными песчаными прослоями можно определить как деформационный горизонт или “горизонт событий” (рис. 5з, к, м).

Слой I перекрывается к СВ от маркирующего валуна залегающей со стратиграфическим несогласием песчано-гравийной толщей, разбитой серией сбросов СЗ простирания (Аз.Пд. 250–260°,∟30°) (рис. 5и). Сбросы рассекают толщу на всю мощность (около 1 м, но не прослеживаются как в подстилающем, так и перекрывающем горизонтах, что позволяет четко ограничить их возраст временем, близким к формированию этой толщи. Ограничение разрывов по подошве связано с плоскостью скольжения, по которой вся эта толща смещена относительно слоя I (послойный сброс), а ограничение по кровле — с последующим размывом. Пространственная близость, гравийно-галечный состав отложений, серия параллельных сбросов с ЮЗ падением позволяет объединить эту толщу со слоем VI СВ гребня. Выше этого деформированного слоя залегают пологонаклонные к межгребневой ложбине пески, гравий и галька, аналогичные слою VII. Юго-западный склон оза с поверхности сложен песчано-гравийной параллельно слоистой толщей, которую можно ассоциировать со слоем II.

Таким образом, в строении озовой гряды запечатлены несколько этапов отложения и деформаций: 1) накопление тонкодисперсных параллельно-слоистых осадков, песков и супесей, переслаивающихся с ленточноподобными суглинками и глинами; в ходе накопления в результате сильных землетрясений сформировались “горизонты событий” с перемешанными в результате разжижения суглинисто-песчаными слоями; 2) мощное сжатие с масштабным разжижением, “всплыванием” валунов и ориентировкой их длинных осей в вертикальной плоскости, выжиманием вертикально вверх глинисто-песчаных диапиров и серией надвигов в песчано-гравийной толще, направленных в СВ направлении; 3) абразия, перемыв с отложением субгоризонтальных прослоев хорошо окатанных гравия, гальки и валунов; 4) сильное растяжение с асимметричной просадкой осевой части оза — крутонаклонным сбросом, падающим к ЮЗ, сопровождаемым серией вторичных дизъюнктивов с последующим послойным пологим соскальзыванием толщи в СВ направлении; 5) заполнение осевой (просевшей) части оза галечно-гравийно-песчаными пологонаклонными на флангах осадками.

Обсуждение результатов

Корректная оценка генезиса деформационных структур, развитых в теле озовой гряды предполагает рассмотрение альтернативных тектоническому (сейсмическому) происхождению вариантов формирования толщи. Эти гипотезы можно объединить в три группы: 1) ледниковая; 2) гравитационная; 3) мерзлотная. Рассмотрим эти варианты, применительно к конкретным типам деформаций.

Ледниковый генезис подразумевает влияние отступающего ледника путем фронтального скалывания льда при отступании или повторного надвигания. И в том, и в другом случае агентом воздействия является фронтальная зона ледника, ориентированная ортогонально направлению движения (в данном районе СЗ-ЮВ) и производящая соответствующие деформации. Из трех разрезов только в одном случае (№ 2) сбросовые разрывы ориентированы поперек оза (СВ-ЮЗ), а в остальных они продольные (СЗ-ЮВ), что не отвечает предложенному механизму. Кроме того, механическим воздействием ледника невозможно объяснить такие явления, как надвиги, сопряженные с опрокинутыми складками, свидетельствующие о направлении воздействия на толщу с ВСВ на ЗЮЗ, а также неоднократное разжижение осадков и формирование типичных “сейсмитов” в виде горизонтов с деформационными структурами, запечатанными недеформированными отложениями. По этим же причинам невозможно объяснить изученные деформации оседанием над тающим мертвым льдом, которое отчасти можно связать с ледниковым генезисом деформаций, а отчасти — с гравитационным. Оседание без дополнительной нагрузки может дать только структуры растяжения, типа сбросов. Возможность развития таких наблюдаемых в разрезе типов деформаций, как надвиги и взбросы, отчасти разжижение и диапиры могут быть объяснены просадками под дополнительной нагрузкой, в рамках т. н. механизма формирования гравитационно-индуцированных депрессий “gravifossum” [15]. Однако, следов такой дополнительной нагрузки, как и ее гипотетического источника в разрезах не обнаруживается.

Гравитационные смещения, кроме таяния мертвого льда, могут быть вызваны склоновым оползанием как в субаэральных, так и субаквальных условиях. Применительно к изученным разрезам, очевидные гравитационные смещения, сопряженные со сбросами наблюдаются только в одном случае (№ 2), здесь же, с определенной долей условности можно предположить, что и разрывы в толще могут быть связаны с оползневой деятельностью. Однако в других разрезах деформационные структуры имеют специфические признаки, такие как противонаправленные сбросы, сопряжение сбросов и надвигов, разжижение, локализованное в нескольких “горизонтах событий”, которые гравитационными смещениями объяснены быть не могут.

И, наконец, мерзлотная гипотеза. Во всех разрезах полностью отсутствуют типичные для многолетней мерзлоты формы, связанные с полигональным растрескиванием или пучением, сортировкой кластического материала. Со следами воздействия мерзлоты отчасти схожи слои конволюций в разрезе № 3, однако их последующие деформации как пластические, так и разрывные свидетельствуют о другом генезисе. Кроме того, эти пластические деформации “запечатаны” продуктами перемыва оза в завершающую стадию Балтийского ледникового озера, свидетельствуя о их формировании в субаквальных условиях приледникового водоема и, следовательно, в не могли подвергаться криогенезу.

В целом разнообразие парагенетически взаимосвязанных типов представленных деформационных структур при систематическом повторении пространственно-кинематических параметров и их корреляции с тектонической структурой может связываться только с их сейсмическим происхождением в рамках постледниковой активизации структур фундамента.

Выводы

1) Озовая гряда наследует разрывные нарушения в кристаллическом фундаменте ССЗ простирания, определяющие активизированную в послеледниковое время блоковую структуру территории;

2) В теле озовой гряды на всем протяжении наблюдается комплекс пластических и хрупких деформаций, отвечающих по своим пространственным и кинематическим характеристикам активизированной блоковой структуре территории;

3) Деформации, развитые в отложениях озовой гряды, связаны с несколькими сейсмическими событиями, максимальную интенсивность которых в соответствии со шкалой INQUA ESI-2007 [37] можно оценить в ≥10 баллов (по амплитуде смещения разрывов в рыхлых отложениях — более 3–4 м для сбросов и 1–2 м для взбросов);

4) Возраст наблюдаемых сейсмогенных деформаций сопоставляется с временем существования Балтийского Ледникового озера (в период 13.0–11.6 тыс. л. н.), а количество сильных событий — не менее четырех.

Благодарности. Исследование выполнено по темам госзаданий № 0148-2019-0005 (ИГ РАН), № 0144-2014-00097 (ИФЗ им. О. Ю. Шмидта РАН) и при финансовой поддержке РФФИ (проект № 18-05-80087).

Acknowledgments. The research was carried out under research topics of IG RAS (No. 0148-2019-0005), IPE RAS (No. 0144-2014-0097) and supported by the Russian Foundation for Basic Research, project No. 18-05-80087.

Примечания:

¹ Аз.Пр. — здесь и далее азимут простирания разрыва.

² Аз.Пд. и ∟— здесь и далее — азимут и угол падения.

Об авторах

С. В. Шварев

Автор, ответственный за переписку.
Email: shvarev@igras.ru
Россия, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рис. 1. Пространственное соотношение блоковой тектонической структуры и озов на территории севера Карельского перешейка

Скачать (1MB)

Метаданные

3. Рис. 2. Участок детальных исследований (a)

Скачать (868KB)

Метаданные

4. Рис. 3. Разрез № 1 (южный)

Скачать (1MB)

Метаданные

5. Рис. 4. Разрез № 2 (центральный)

Скачать (1MB)

Метаданные

6. Рис. 5. Разрез № 3 (северный)

Скачать (1MB)

Метаданные