Геоморфология и палеогеография, 2021, T. 52, № 4, стр. 97-124

ВВЕДЕНИЕ И ПОСТАНОВКА ЗАДАЧИ

Территория исследований находится в южной части побережья Балтийского моря (рис. 1, а). В современном рельефе Самбийский (Калининградский) п-ов представляет собой субширотное поднятие, вдающееся в акваторию на несколько десятков километров в виде прямоугольного выступа, ограниченного с севера и запада береговыми уступами высотой максимально до 40–45 м на северо-западе, снижающимися вдоль северного и западного побережий в восточном и южном направлениях до первых метров, а с юга – низменной заболоченной долиной р. Преголя (рис. 1, б).

Рис. 1.

Положение изучаемой площади (а), цифровая модель рельефа (на основе данных SRTM) и основные морфолинеаменты (б) и роза-диаграмма направлений морфолинеаментов (в).

Высота современного рельефа, м: 1 – 0–20, 2 – 20–40, 3 – 40–60, 4 – 60–80, 5 – 80–100, 6 – >100; 7 – элементарные морфолинеаменты; 8 – основные морфолинеаментные зоны (ссылки на номера в тексте); 9 – ключевые участки полевых исследований.

Расположение в пределах стабильной континентальной территории традиционно предполагает отсутствие здесь в новейшее время значимых тектонических движений и дифференцированных смещений. Однако землетрясение 21 сентября 2004 г., интенсивность которого по макросейсмическим данным достигала 7 баллов [1], продемонстрировало современную тектоническую активность этой территории и стимулировало исследования в этом направлении. В том числе были проведены сейсмотектонические исследования, в результате которых обнаружены дислокации в рельефе и поверхностных отложениях (песчаные диапиры, кластические дайки, блоковые оползни), свидетельствующие о землетрясениях, происходивших здесь в позднеледниковье и голоцене, интенсивность которых достигала 8 баллов [2]. Данные о сильных палеоземлетрясениях перекликаются с историческими свидетельствами, согласно которым на территории Самбийского п-ова и близлежащих районов отмечались сейсмические сотрясения интенсивностью до 8 баллов и магнитудой до 5 [3, 4]. На основании натурных наблюдений [5] были выявлены признаки потенциально активных разломов, к крупнейшему и наиболее значимому из которых отнесена флекурно-разрывная зона северо-западного простирания, секущая юго-западную часть полуострова от его западного побережья до г. Калининграда. Менее значимые зоны расположены на всей территории полуострова и их разнообразные простирания и формы не позволяют с уверенностью судить о систематической новейшей блоковой структуре. Принципиально иная картина представляется из анализа конфигурации изолиний поверхности морских нижнеолигоценовых отложений рупелия (33.9–27.82 млн л.н.), четко оконтуривающих с трех сторон субширотный выступ полуострова градиентными зонами с перепадом глубин 100–150 м. Поскольку деформация этой поверхности служит базой для расчета новейших движений [6], то вполне справедливо отнесение фланговых деформационных зон – двух субширотных (к северу и югу от полуострова) и субмеридиональной (к западу) – к основным новейшим структурам [3]. Подтверждает такую трактовку и приуроченность к западной и северной зонам эпицентров двух последовательных сейсмических толчков 2004 г. с соответствующими меридиональной и широтной проекциями очагов [7, 8]. И та, и другая точки зрения имеют свое фактическое обоснование, расходясь в интерпретации данных. Поэтому первой задачей настоящего исследования является установление непротиворечивой картины новейшего блокового строения территории на основе морфотектонического подхода с использованием различных критериев.

На территории исследований ранее, начиная с работ немецких геологов в начале XX века, обнаружены разнообразные и разномасштабные деформации четвертичных отложений и приповерхностных дочетвертичных образований неогенового и палеогенового возраста. Эти деформации включают разрывы с вертикальными смещениями, горстообразные поднятия неогеновых и палеогеновых пород, ограниченные разрывами и флексурами, пологие антиклинали и синклинали, осложненные большим количеством мелких разрывных нарушений с амплитудой до 1 м, диапировые складки разнообразных масштабов – от нескольких см до 10–15 м и в самых разных отложениях, мелкая гофрировка слоев и лежачие складки [9–11]. Вкупе с многочисленными отторженцами коренных пород в четвертичной толще, фиксируемыми по материалам бурения [10, 12, 13], возникает картина значительной постседиментационной дислоцированности поверхностных отложений. В последние годы обнаружены и следы разжижения в виде кластических даек, диапиров, как непосредственно на Самбийском п-ове [2, 5], так и на прилегающей территории Калининградской области [14] в водно-ледниковых отложениях последнего оледенения и аллювиальных голоценовых песках. Инструментально датированный возраст деформированных слоев отложений свидетельствует о сейсмических событиях, произошедших позже 12.1–12.5 калиброванных тысяч лет назад (кал. тыс. л.н.) [2] и 8.1 тысяч лет назад (тыс. л.н.) [14]. Порог интенсивности землетрясений, вызывающих разжижение, оценивается в 7 баллов [15], а возможный диапазон магнитуды голоценового события от 5.5 до 6.5 [14].

Происхождение дислокаций в большинстве случаев приписывается действию ледников, хотя и отмечается несомненная пространственная связь с тектоническими структурами, а отдельные исследователи предполагают и продолжающийся в голоцене рост диапировых складок [2]. В любом случае, относятся ли обнаруженные структуры к гляцио- или собственно тектоническим, остаются не вполне ясными ни их пространственно-кинематические отношения, ни их приуроченность к определенным стратиграфическим горизонтам и, соответственно, возраст. Такая неопределенность диктует вторую задачу настоящего исследования – систематическое изучение деформаций и определение генезиса, их стратиграфического положения, кинематических параметров, этапов активности в сопоставлении с морфотектоническими чертами территории.

ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ТЕРРИТОРИИ В СОПОСТАВЛЕНИИ С НОВЕЙШЕЙ БЛОКОВО-РАЗЛОМНОЙ СТРУКТУРОЙ

Тектоника. Район расположен в пределах западной окраины Русской плиты и ее унаследованно прогибающихся элементов – Балтийской синеклизы, Литовско-Латвийской впадины и Польско-Литовской синеклизы, сформировавшихся на каледонском, герцинском и альпийском этапах соответственно [13]. Поверхность кристаллического фундамента в пределах полуострова опускается от –2100 до –2800 м, а платформенный чехол представлен мощной толщей осадочных образований почти всех систем за исключением вендской и каменноугольной. В оценке степени проявления разрывной тектоники – как древней, так и новейшей – отсутствует общее мнение. Это касается как унаследованности разломообразования на различных этапах, соответствия их пространственного рисунка, так и собственно их значимости в геологическом строении. Это отчетливо проявляется при сравнении материалов геологических съемок разных лет [12, 16] и результатов их обобщения [13, 17], показывающих существенные расхождения и противоречивость даже в рамках одного исследования. Так, с одной стороны, высказывается мнение о том, что “отложения как верхнепалеозойского, так и мезо-кайнозойского частей чехла не подвержены сколько-нибудь значительным нарушениям, если не считать возможного присутствия зон трещиноватости, влияния соляной тектоники и других наложенных процессов” [13, с. 93]. А с другой: “тектонические разрывные движения происходят и в настоящее время…” [13, с. 95], или: “формирование этих (Куршской и Балтийской – ред.) кос связано с линейными поднятиями по разрывным нарушениям в поздненеоплейстоценовое время (20.0–25.0 тыс. л.н.)” [13, с. 96]. Сопоставление конкретных и, в особенности, детальных схем разрывной тектоники фундамента или чехла в такой ситуации затруднительно. Можно отметить только некоторые общие закономерности, среди которых: а) наличие системы СЗ простирания в фундаменте, фиксируемой линейными аномалиями гравитационного и магнитного полей; б) наличие субширотной системы нарушений фундамента, фиксируемой рельефом его поверхности и данными сейсморазведки; в том числе, крупнейшие зоны – вдоль долины р. Преголя (южное ограничение Самбийского п-ова) и вдоль северного побережья полуострова (“Самбийская зона”); в) наличие субмеридиональных разломов в фундаменте, в том числе к северу от северного побережья полуострова и вдоль его западного обрамления [12, 13]. Активность разломов и дифференцированные блоковые смещения в мезозое-кайнозое фрагментарно отмечалась по результатам детальных буровых работ, обнаруживавших зеркала скольжения, пространственную мозаичность меловых отложений с выпадением отдельных ярусов на ограниченной площади, соответствие меловых поднятий и моренных гряд и др. [16]. Исследования последних лет, в особенности связанные с геофизическими работами высокого разрешения в пределах акваторий, окружающих полуостров, позволили обнаружить малоамплитудные новейшие смещения. Разломы, расположенные в непосредственной близости от западного побережья полуострова, рассекают всю толщу платформенного чехла, смещая кровлю фундамента с амплитудой более 100 м, подошву меловых отложений на несколько десятков метров и прослеживающиеся в палеогеновых отложениях с ощутимой (до первого десятка м) амплитудой [17]. Эти данные говорят об унаследованных вертикальных смещениях, проявлявшихся вплоть до позднего кайнозоя. С такой позицией вполне согласуется оценка Самбийского п-ова как новейшей блоковой структуры, обрамленной с севера, запада и востока новейшими разломами, сопряженными с приповерхностными флексурами [3], входящими в систему Восточно-Балтийской (Готландско-Балтийской) системы грабенов [18] с максимальными погружениями в центральной части бассейна до 250 м [19]. Амплитуды пост-олигоценовых смещений отражают кумулятивный эффект новейших движений, которые, судя по фиксируемой инверсии тектонического режима, маркируемого появлением лихвинских (гольштейнских) морских отложений на смежных с изучаемой территориях Балтийской синеклизы, происходили, в основном, с этого рубежа, когда и началось формирование системы грабенов [20]. Формирование Самбийского п-ова как положительной структуры, по-видимому, относится к этому времени. Согласно палеогеографическим реконструкциям для раннего плейстоцена, исследуемая территория находилась в зоне меридионального прогиба с бассейновым осадконакоплением, а к лихвинскому времени здесь уже существовало субширотное поднятие [21]. Эту активизацию можно отнести к последней стадии валахско-пасаденской фазы неотектонической активизации, проявившейся в последние 0.5 млн. лет [22]. Исходя из этих возрастных оценок, скорости вертикальных движений на флангах Самбийского п-ова могут достигать средних величин 0.2–0.3 мм/год или 20–30 см за 1 тыс. лет. Величины такого порядка, локализованные в межблоковых зонах и дискретизированные во времени, вполне могут соответствовать сильным землетрясениям, сопровождающим вертикальные смещения, и оказывающим значительное влияние на характер седиментации и постседиментационные деформации четвертичных отложений, начиная со среднего плейстоцена.

В то же время неоднократное распространение ледников на этой территории заставляет в качестве возможного триггера вертикальных движений рассматривать изостатические колебания земной коры. Вероятно, что этот механизм отчасти работал в периоды активного наступания или таяния ледников, однако, он носит вторичный характер. Дополнительным подтверждением приоритета собственно тектонических напряжений и механизмов смещений являются сведения о сдвиговой составляющей новейших движений по разломам. Амплитуды позднеплиоцен-голоценовых сдвигов по некоторым оценкам достигают 1.6–1.9 км [2]. Вне зависимости от величин возможных смещений, достоверная сдвиговая кинематика инструментально [23] и макросейсмически [7] определена в качестве механизмов очагов Калининградского землетрясения.

Четвертичные отложения и дочетвертичная поверхность. Согласно данным геологических съемок, четвертичные отложения Самбийского (Калининградского) п-ова включают все три звена неоплейстоцена и характеризуются комплексами ледниковых образований, чередующимися с озерными и морскими отложениями. Авторы как последних работ [12, 13], так и более ранних [16, 24] согласны в том, что на поверхности наблюдаются отложения не старше последнего оледенения, образующие вполне традиционную пространственную структуру с комплексом основной и конечной морены осташковского оледенения, занимающих на полуострове осевую субширотную и наиболее возвышенную позицию, и водно-ледниковых, аллювиальных и морских отложений, распространенных преимущественно по северному и южному обрамлению.

В то же время интерпретация разреза, в том числе количество и возраст самостоятельных моренных горизонтов и разделяющих их водно-ледниковых осадков (число горизонтов варьирует в разных работах от 4 до 8), остается дискуссионной. Интересно отметить, что максимальная дифференциация (6–8 морен) свойственна обобщающим материалам [13, 24], в то время как в съемочных – ранне- и среднечетвертичные ледниковые горизонты часто объединяются по звеньям (урьинско-окский, днепровско-московский) [12, 16]. Хотя во всех работах четко различаются стадии последнего оледенения (калининский и осташковский горизонты), при изучении разрезов обращает на себя внимание фрагментарность калининского горизонта, не позволяющая признать его устойчивым стратиграфическим маркером [12], а с другой стороны, очевидна и неопределенность стратиграфической позиции этого горизонта, поскольку при интерпретации скважин он оказывается в некоторых случаях одновременно подстилаем и перекрываем микулинскими озерными образованиями [13]. В свою очередь, характерными особенностями микулинских отложений служат локальные сопряженные колебания их кровли и подошвы, достигающие 20–30 м [13], а также ступенчатость, при которой подошва и кровля от отрицательных значений –50– –40 м в пределах акватории Балтийского моря поднимается до +20–+30 м на Самбийском п-ове при достаточно выдержанной мощности горизонта ≈10–15 м [12].

Дочетвертичный рельеф весьма неровный с высотой поверхности в среднем от –60 до +20 м [11]. Основные характерные элементы, включающие возвышенные ступени и глубокие узкие депрессии, были выявлены более 100 лет назад [25, 26]. Неровности коренного субстрата традиционно связываются с неравномерной денудацией [12, 13, 16], среди агентов которой, кроме экзарации и гляциотектоники, – талые ледниковые воды и речная эрозия; их следы в виде ложбин стока и фрагментов речных долин широко развиты на полуострове. Неровность ложа четвертичного чехла сопровождается крайней неравномерностью мощности плейстоценовых отложений, варьирующей в диапазоне от 4.5 м до 161 м [16]. Максимальные и минимальные отметки сосредоточены на крайнем западе, достигая +49 и –142 м соответственно [12, 27]. При этом вершинная поверхность дочетвертичного рельефа в пределах полуострова в целом закономерно снижается с запада на восток, погружаясь до 20 м ниже уровня моря. На этом фоне развиты “денудационные останцы”и “палеоврезы” с максимальными и минимальными отметками. Происхождение и тех, и других дискуссионно и противоречит условиям избирательной денудации: останцы обычно сложены песчано-глинистыми палеогеновыми и неогеновыми образованиями, а депрессии выработаны в меловых компетентных породах [27]. Анализ тех же данных [27] показывает, что “палеоврезы” представляют собой узкие и короткие депрессии, достигающие глубин –80 – –100 м от у. м. Среднее отношение длины к ширине ложбин ≈2.8, при этом протяженность колеблется в интервале 1.5–15 км (в среднем 4.9 км), а ширина от 0.8 до 5 км (в среднем 1.8 км). При детальном изучении обнаруживаются такие их свойства, как пространственное пересечение узких V-образных понижений, объединяемых одной депрессией, и разделение депрессий по простиранию на локальные впадины, отделенные перемычками высотой 0.1–0.25 м от общей глубины депрессии [27]. “Палеоврезы” прослеживаются и в пределах акватории Балтийского моря [21]. Глубокие короткие депрессии объединяются широкими палеоложбинами в сеть с хорошо выраженной регулярной структурой с преобладающими ССВ и подчиненными субширотными элементами [13]. Для этой сети ложбин характерно значительное количество отторженцев коренных пород, что является основанием для рассмотрения формирования всей этой системы под воздействием гляциотектоники [28]. С другой стороны, отмечаются такие черты “палеоврезов”, как их совпадение с разрывными нарушениями, в некоторых случаях с установленной амплитудой смещения крыльев (по коренным породам) до 50 м, ступенчатость их склонов, повышенная минерализация и гидрохимические аномалии подземных вод, гидротермальная проработка перекрывающих и заполняющих депрессии отложений [12, 29, 30].

Перечисленные особенности тектонического строения, рельефа дочетвертичной поверхности, строения четвертичной толщи обнаруживают явные признаки активизированного блокового строения территории и дифференцированных вертикальных и горизонтальных смещений, влиявших на формирование рельефа, рыхлых отложений и коренных пород и проявляющихся до настоящего времени. Эти черты, таким образом, служат основанием для рассмотрения собственно тектонической природы деформаций четвертичных отложений и установления их соотношений с новейшим структурным планом и выявления на их основе возраста основных этапов новейшей активизации.

МЕТОДИКА И МАТЕРИАЛЫ

В качестве основы для разработки схемы активизированной блоково-разломной структуры использованы материалы дистанционного зондирования Земли (ДЗЗ), включающие космические снимки среднего разрешения (Landsat-ETM+) [31] и цифровые модели рельефа ASTER GDEM [32], SRTM [33]. С их использованием осуществлено интерактивное структурно-геоморфологическое дешифрирование, в ходе которого выделены элементарные линеаменты при максимально возможном увеличении изображений для доступного пространственного разрешения используемых материалов ДЗЗ (30–90 м), которые объединяются в зоны при последовательном уменьшении масштаба. Степень влияния линеаментов на формирование рельефа, покрова четвертичных отложений и дочетвертичного субстрата, а также унаследованность тектонической структуре на разных этапах активизации выясняется путем сопоставления иерархической линеаментной структуры и соответствующих геолого-геоморфологических материалов, созданных путем обобщения материалов независимых источников.

Cистематическое изучение деформаций производится с использованием геоморфологического, литологического, стратиграфического и структурно-тектонического методов анализа. При этом определяется происхождение деформационных структур с использованием последовательного анализа комплекса признаков и рассмотрения альтернативных вариантов. Осуществляются замеры структурно-кинематических параметров, и устанавливается связь деформаций в четвертичных отложениях с блоково-разрывной структурой на основе систематических соответствий параметров. Этапы тектонической активизации, при которых возникли соответствующие деформации, устанавливаются путем изучения приуроченности последних к определенным стратиграфическим горизонтам, по наличию несогласий, перекрывающих деформации.

РЕЗУЛЬТАТЫ. I. НОВЕЙШАЯ БЛОКОВО-РАЗЛОМНАЯ СТРУКТУРА

При анализе космических снимков и ЦМР на Самбийском п-ове и прилегающей территории выявляется сеть морфолинеаментов, в которой усматриваются пять основных систем (рис. 1, б), контролирующих пространственные закономерности рельефа территории – контуры береговой линии, уступы террас, простирание долин, ориентировку котловин и пр. (рис. 1, в). Преобладающими направлениями простирания элементов линеаментной структуры региона являются северо-западное (300°) и ССЗ-субмеридиональное (345°–5°), второстепенными – два северо-восточных (30° и 60°) и субширотное (90°). При генерализации элементарных морфолинеаментов выделено 18 основных зон, проявляющихся на разных уровнях геолого-геоморфологического строения территории (рис. 2–5) и формирующих иерархическую блоковую структуру (рис. 6).

Рис. 2.

Сопоставление морфолинеаментов и поверхности дочетвертичного рельефа [27].

Высота дочетвертичной поверхности, м: 1 – >(+40), 2 – (+20) – (+40), 3 – 0–(+20), 4 – 0–(–20), 5 – (–20)–(–40), 6 – (–40)–(–60), 7 – (–60)–(–80), 8 – (–80)–(–100), 9 – <(–100).

Рис. 3.

Сопоставление морфолинеаментов и дочетвертичных образований [13].

Юрская система: 1 – нижний-верхний отделы нерасчлененные; меловая система, нижний отдел: 2 – есяская свита (пески, алевриты, глины); верхний отдел: 3 – чкаловская и побединская свиты (пески, алевролиты), 4 – демидовская и лозняковская свиты (мергели с прослоями песков, песчаников, алевритов, глин), 5 – высоковская, дубровская, демидовская, лозняковская свиты (мергели с прослоями глин, алевролитов, песчаников), 6 – калиновская свита (мергели с прослоями алевролитов, песчаников и опок), 7 – воронцовская и спасская свиты (алевриты, карбонатные алевриты и мергели); палеогеновая система, палеоцен: 8 – чистоозерская свита (мергели глинистые), 9 – любавская свита (пески и алевриты); эоцен: 10 – самбийская свита (глины, алевролиты, прослои песков); палеоцен и эоцен нерасчлененные: 11 – любавская, заостровская и самбийская свиты (пески, глины, алевриты и алевролиты); эоцен: 12 – алкская свита (пески, алевролиты), 13 – прусская свита (пески, алевриты); олигоцен: 14 – пальвеская (пески с обломками древесины); неогеновая система, миоцен: 15 – грачевская свита (пески с растительными остатками, алевриты, прослойки глин, пласты бурых углей); плиоцен: 16 – ильичевская свита (пески углистые, глины слоистые с обуглившимися растительными остатками.

Рис. 4.

Сопоставление морфолинеаментов и четвертичных отложений (частично).

Голоценовые отложения. Средне-верхнеголоценовые: 1 – аллювиальные, 2 – болотные, 3 – морские, верхняя граница [16]; нижнеголоценовые: 4 – иольдиевые морские и анциловые озерные нерасчлененные, верхняя граница [12]; неоплейстоцен, верхнее звено, осташковский горизонт: 5 – озерно-ледниковые отложения Балтийского ледникового озера [16]; 6 – краевые ледниковые образования; 7 – озовые гряды; 8 – выступы на поверхность дочетвертичных образований [16]; нарушения в четвертичных отложениях: 9 – отторженцы (в скважинах) [12]; 10 – гляциодислокации (в обнажениях) [11]; 11 – кластические дайки, следы разжижения в постледниковых отложениях [2].

Рис. 5.

Сопоставление морфолинеаментов и проявлений новейшей тектоники.

1 – изолинии вертикальных движений с олигоцена (по деформации поверхности отложений рюпелия) [6]; 2 – погребенные, предположительно активизированные разрывные структуры [3]; зоны голоценовых движений [11]: 3 – интенсивных поднятий, 4 – слабых поднятий, 5 – слабых опусканий, 6 – интенсивных опусканий.

Рис. 6.

Иерархическая блоковая делимость, блокоразделы: 1 – 1 порядка, 2 – 2 порядка, 3 – 3–4 порядков.

Среди наиболее ярко выраженных морфолинеаментных зон: ограничивающие блок Самбийского п-ова – “Западная” и “Прегольская”, которые можно отнести к “надпорядковой” в схеме блоковой иерархии (рис. 6). “Западная”, зона № 1, контролирует западное субмеридиональное ограничение блока Самбийского п-ова, на севере (1.3) выражена высокими (до 40 м) абразионными уступами, к югу (1.2) снижающимися до первых метров с переходом к контролю зоной аккумулятивных форм и изменением ориентировки уступов на противоположное при пересечении Балтийской косы (1.1) в соответствии с ограничением Приморской бухты. Зона отвечает падению кровли дочетвертичных пород, смене генетических групп четвертичных отложений и субмеридиональному направлению крупного разлома в фундаменте, прослеженного в пределах акватории [16], а также новейшей (после-позднеолигоценовой) флексуре [2]. “Прегольская”, зона № 14, контролирует северное побережье Калининградского залива (14.1), приустьевую часть русла р. Преголя (14.2) и северное ограничение долины реки выше по течению (14.3 и 14.4). Особенно ярко зона выражена в ограничении болотных фаций голоценовых отложений, и, в целом, зона соответствует Прегольскому разлому [34], проявляющемуся в фундаменте и осадочном чехле, и новейшей флексуре [2].

Внутреннее строение Самбийского блока, прежде всего, определяется зонами СЗ-простирания – “Янтарной” (№ 2) и “Пионерской” (№ 4), обрамляющих с юго-запада и северо-востока наиболее возвышенную часть полуострова от низменных ступеней, обращенных к Калининградскому и Куршскому заливам соответственно. Аналогично эти зоны проявляются в поверхности дочетвертичных пород (рис. 3), отчасти в четвертичных образованиях (рис. 4), отделяя поле с развитием позднеледниковых бассейновых образований от материковой суши как на юго-западе, так и, более явно, – на северо-востоке. Пионерская зона отделяет и поле развития меловых пород от палеогеновых (рис. 3). Ведущая роль северо-западных зон четко определяется их распространенностью (рис. 1, б), а также фланговым положением в структуре голоценового Самбийского вала [24] (рис. 5). Важную роль играют и другие северо-западные зоны. Расположенная к северу Куршская зона (№ 5) определяет ориентировку береговой зоны одноименного залива и близка к простиранию новейшей флексуры, обрамляющей Самбийский п-ов с севера [2] (рис. 5). Расположенные южнее “Прохладная” (№ 6) и “Майская” (№ 7) контролируют простирание депрессии и уступа поднятия (рис. 1, в), отчасти прослеживаются в четвертичных фациях и дочетвертичной поверхности, но вполне определенно выражены в ориентировке контуров дочетвертичных пород и совпадают с простиранием голоценовых структур – склона Мамонского поднятия на крайнем юге (рис. 5) и осевой зоны, граничащей с Мамонским поднятием с севера депрессии. Вторыми по значению являются зоны ССЗ-субмеридионального простирания № 9 (Морянская), № 10 (Дунайская), № 11 (Дивная) и № 19 (Нахимовская). Первые две зоны ответственны за ступенчатость с опусканием в восточном направлении (рис. 2), аналогично проявляющейся в четвертичном покрове (рис. 4). Зоны читаются и в распространении дочетвертичного субстрата, в особенности Дунайская – на севере являясь границей меловых и палеогеновых пород, а на юге вытягиваясь по линейному врезу в меловых образованиях (рис. 3). Третьими по значению служат зоны СВ-простирания – Комсомольская (№ 8) и Прибрежная (№ 12). К югу от Самбийского п-ова они определяют границы Калининградского залива, а к северу – отсекают ступени поперек осевой возвышенности полуострова. Зоны прослеживаются в строении дочетвертичной поверхности (рис. 2), четвертичных отложений (рис. 3), дочетвертичных пород (рис. 3) и голоценовых движениях, совпадая со структурой Вислинской депрессии [24].

Следует отметить, что совпадение морфолинеаментов с отдельными литологическими и стратиграфическими границами – косвенный признак тектонической активности. Однако рассматривая блоковую структуру территории в целом, выраженность морфолинеаментов на разных стратиграфических уровнях, пространственное сопряжение морфолинеаментов, можно говорить о суперпозиции нескольких систем тектонических нарушений, которые выражены в структуре дочетвертичных пород, рельефе их поверхности, распределении фаций четвертичных отложений, т.е. развиваются в новейшее время, в значительной степени наследуя структуры фундамента и чехла. Сопряжение разнонаправленных систем определяет “клавишную” тектонику полуострова, для которой характерно изменение кинематики вертикальных смещений по простиранию морфолинеаментных зон на противоположные при их взаимном пересечении и изменение роли морфолинеаментных систем в разных частях полуострова: а) на флангах преобладают субширотная и меридиональная системы, отражающие наиболее общие закономерности неотектонических движений и связанные с формированием Готландско-Балтийской системы грабенов; б) в осевой части полуострова – северо-западная система, контролирующая основное голоценовое поднятие; в) в его северо-восточной части, тяготеющей к Куршскому заливу – ССЗ-субмеридиональная, играющая ключевую роль в восточном ограничении одноименной впадины уже за пределами исследуемой территории; г) в юго-западной части – северо-восточная, задающая генеральный план Вислинской депрессии.

II. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДЕФОРМАЦИИ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ И ЭТАПЫ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ АКТИВИЗАЦИИ

Для выявления систематического характера и тектонической природы деформаций рыхлых четвертичных отложений были выбраны два ключевых участка с известными проявлениями подвижек [2, 10] на западном и северном побережьях Самбийского п-ова (рис. 7, 8).

Рис. 7.

Ключевые участки.

(а–б) – геолого-геоморфологические схемы (с использованием топографической основы и геологических карт 1:25 000 [9] и карт четвертичных отложений 1:200 000 [12, 16]: (а) – участок 1, (б) – участок 2; (в–г) – обнажения вдоль берегового уступа: (в) – участок 1, (г) – участок 2.

Современные отложения: 1 – пролювиальные, 2 – аллювиальные, 3 – эоловые, 4 – морские; голоценовые бассейновые отложения: 5 – морские (предположительно литориновой трансгрессии); неоплейстоцен, верхнее звено, осташковский горизонт: 6 – озерно-ледниковые Балтийского ледникового озера, 7 – ледниковые; бровки уступов: 8 – эрозионных, 9 – абразионных, 10 – эрозионно-оползневых, 11 – эрозионно-абразионных древних; склоны: 12 – эрозионные, 13 – абразионно-оползневые, 14 – эрозионно-оползневые, 15 – абразионные; элементы гидро- и топографии: 16 – изобаты, 17 – изогипсы, 18 – абсолютные высоты, 19 – Балтийское море, 20 – водотоки; прочие обозначения: 21 – границы обнажений береговых уступов, 22 – ключевые обнажения с деформациями; элементы разрезов вдоль береговых уступов: 23 – основные толщи и их границы, 24 – индексы толщ, 25 – слоистость, 26 – разрывные нарушения, 27 – складки, в том числе приразломные.

Рис. 8.

Тектонический контакт палеоген-неогеновой толщи и четвертичных отложений.

(а) – общий вид берегового уступа с горстом коренных пород (ключевое обнажение № 1 на рис.); (б) – интерпретация соотношений толщ четвертичных и дочетвертичных образований; (в) – флексурно-разрывная зона контакта неогеновых образований и морены среднерусского надгоризонта (белые стрелки); (г) – фрагмент зоны контакта (вертикальные слои неогеновых песков и бурых углей с гидротермальной проработкой); (д) – сжатые антиклинальные складки в зоне контакта, в слоистой толще песчано-суглинистых средненеоплейстоценовых отложений.

На первом ключевом участке (рис. 7, а) в береговом уступе высотой от 30–35 м до 40–44 м вскрывается толща, претерпевающая значительные изменения на ограниченном протяжении вдоль уступа (рис. 7, в).

На южной периферии участка (рис. 7, в, 8) разрез включает 3 основные толщи.

От уреза до ≈30 м субгоризонтально залегают параллельно-слоистые пески, супеси с характерными прослоями органики (лигнитов, бурых углей) неогенового возраста (толща А); Толща неогеновых пород в срезе на абразионном уступе имеет форму узкого выступа с шириной по основанию 100–120 м, к кровле асимметрично сужающегося до 20–25 м (рис. 7, в).

На южном замыкании выступ субвертикально контактирует с тяжелыми суглинками темно-серого цвета с обломочным материалом (“нижняя морена” – толща Б) (рис. 8), а на северном – полого-ступенчато погружается под урез моря, перекрываясь тем же суглинком. К северу от неогенового выступа от уреза с повышением подошвы до 10–15 м над урезом моря до ≈30 м и к югу от выступа от уреза до ≈30 м залегает толща Б.

В интервале 30–35 м и неогеновую толщу, и облекающие ее четвертичные суглинки несогласно перекрывает горизонтальный прослой буро-охристого суглинка с супесью и большим количеством обломочного материала (дресвы, щебня, гальки, редко валунов) (“верхняя морена”) – толща Е (рис. 8).

Характер северного контакта неогеновой и четвертичной толщи скрыт под склоновыми отложениями, а южный хорошо экспонирован в абразионном уступе (рис. 8, в, д). Неогеновые породы здесь от кровли затянуты в субвертикальную флексуру с почти полным сохранением слоистости и изменениями углов наклона в изгибах до отрицательных. Зона контакта несет следы гидротермальной проработки – ожелезнение, лимонитизация (рис. 8, в, г). Приконтактовая часть толщи Б (нижней морены) представляет собой стоящие “на головах” суглинки с тонкими прослоями песков, смятые в сжатые складки (рис. 8 в, д). Вертикальное залегание суглинков подчеркивается избирательной эрозией (по песчаным прослоям (рис. 8, в)). Простирание зоны контакта неогеновой толщи и четвертичных суглинков варьирует от 160° до 180°, с падением (по единичным измерениям) к западу (Аз_пд 250–270°∟55–80°).

На северном замыкании южной периферии участка (рис. 7, а, в) в нижней части абразионного уступа наблюдается волнообразное погружение толщи Б под урез моря, а вместе с ее ундулирующей кровлей также волнообразно, конформно опускается и толща вышележащих параллельно слоистых песков и супесей, с суглинистыми прослоями в основании, имеющими градационный характер, близкий к ленточной слоистости (толща В). Характерной особенностью этой толщи является интенсивная дислоцированность, при которой толща местами приобретает “кипящий” облик с пламеобразными структурами, типичными для процессов разжижения и флюидизации и известных как “water escape structures”, высота которых достигает нескольких десятков сантиметров. Вблизи кровли моренных суглинков в целом конформное залегание над ними бассейновых существенно глинистых отложений нарушается пологими надвигами с плоскостями, падающими в восточных румбах – в сторону материковой части (азимуты падения меняются от 40–50° до 120° под углами от 10 до 30°). Амплитуда надвигов достигает 0.5–1.0 м.

Над толщей В, имеющей крайне неровную кровлю, несогласно залегает толща Г, представленная, по преимуществу, тонкозернистыми бело-светло-серыми песками с нарушенной слоистостью, местами хаотичной или полностью отсутствующей в гомогенизированных пятнах до первых десятков метров в поперечнике. Верхняя часть этой толщи – градационное переслаивание тонко-мелкозернистых песков и супесей, лежащих пологими волнами с амплитудами в первые метры при длине в десятки метров.

В верхней части абразионно-оползневого уступа высотой около 30 м толщу Г несогласно перекрывает горизонтальный слой верхней морены (Е), местами лежащий под современной почвой, а местами – тонко-мелкозернистыми песками толщи З.

В центральной зоне участка (рис. 7, в) в нижней части абразионного уступа вновь фрагментарно из-под уреза моря появляется волнообразная кровля нижней морены (Б), вертикально контактирующая с сильно дислоцированными бассейновыми осадками толщи В и с размывом перекрытая горизонтальными толщами Г, Е и З. К северу нижняя морена (Б), ундулируя, погружается ниже уровня моря, вместе с ней исчезает и слой В, а в разрезе от уреза до бровки абразионного уступа залегает мощная толща бассейновых песков Г, перекрытая, как и по всему участку, толщами Г, Е и З. Особенность верхней части разреза – появление на контакте верхней морены (Е) и бассейновых песков (Г) маломощного (до первых метров) гравийно-галечного слоя (Д). Залегание его резко изменяется от горизонтального до ощутимо наклонного в южном направлении (Аз_пд 180–190°∟30–35° по подошве гравийно-галечного слоя) (рис. 9, а). Этот слой конформен склону эрозионной долины, по-видимому, играя бронирующую роль для современной эрозии, задавая смену ориентировки долины с северо-западного на юго-западное в приустьевой части (рис. 7, а). При детальном рассмотрении характера наклонного залегания гравийно-галечного слоя выясняется, что сам слой на склоне состоит из нескольких оползневых “чешуй”, последовательно срезающих одна другую (рис. 9, а, фрагмент 2). Ниже основной плоскости скольжения лежат тонкозернистые пески толщи Г, особенностью которых является развитие сбросов, упирающихся в наклонную подошву гравийно-галечного слоя (рис. 9, а, фрагмент 1), а также признаки разжижения в виде гомогенизированных участков с отсутствием слоистости, фрагментированной слоистости в виде “кубиков” суглинка в песчаной матрице (рис. 9, а, фрагмент 3) и разорванных тонких горизонтально-волнистых суглинистых прослоев (рис. 9, а, фрагмент 4). Такие же субмеридиональные сбросовые разрывы, пронизывающие всю толщу Г до уреза моря с амплитудой до 40 см (Аз_пд 70–90°∟75–85°) (рис. 9, б), и пятна гомогенизации наблюдаются на всем абразионном уступе (рис. 2, в). Сопоставление этих признаков позволяет предположить, что смещение галечно-гравийной толщи Д произошло в субаквальных условиях одновременно с разжижением толщи песков Г. При этом произошло гравитационное “проваливание” гравийно-галечного слоя в гомогенизированный песок по известному механизму “load cast”, свойственному процессам разжижения.

Рис. 9.

Деформации в межморенной толще в средней части участка.

Вверху – общий вид и схема интерпретации соотношения толщ в береговом обрыве, внизу – расчистки: (а) – смещенная (подводный оползень) толща Д (предположительно аллювиально-дельтовых отложений калининского возраста) (1 – сбросовые разрывы под плоскостью скольжения; 2 – сопряжение нескольких плоскостей скольжения в подошве оползня; 3 – фрагменты суглинистого прослоя кубической формы в гомогенизированной (разжиженной) песчаной матрице под подошвой оползня; 4 – фрагментированный грубозернисто-песчаный прослой в тонкозернисто-песчаной матрице); (б) – вертикальные сбросы в толще озерных отложений микулинского возраста (Г); (в) – контакт ледниковой толщи Б с озерно-ледниковыми песками В (1 – в нижней части – вертикальная стенка “нижней морены” Б с примыкающими вертикально залегающими песками толщи В, сжатыми в узкую антиклинальную складку, в верхней части – горизонтально залегающие пески толщи Г; 2 – увеличенный фрагмент контакта толщ Б и В.

Еще одна важная особенность центральной зоны участка – вертикальный контакт нижней морены (Б) и надморенных дислоцированных песков (В) (рис. 9, в). Стенка из суглинков с обломочным материалом ориентирована меридионально (Аз_пр 170°) с крутым падением к западу (Аз_пд 280°∟80°), а параллельно слоистые пески толщи В примыкают к ней в виде сжатой антиклинальной складки (рис. 4, в), срезанной вместе с толщей “нижней морены” (Б) и несогласно горизонтально перекрытой толщей Г.

На северной периферии участка (рис. 9, в) разрез от уреза моря до бровки абразионного уступа включает 5 горизонтов (рис. 7, а, в). От уреза моря до высоты около 35 м развиты бассейновые тонко-мелкозернистые пески толщи Г с преобладающей параллельной слоистостью, нарушенные пологими складками длиной в первые десятки метров и амплитудой в первые метры и субвертикальными тонкими разрывами, пронизывающими всю толщу с малоамплитудными (до первых десятков сантиметров) смещениями. В интервале от 35–36 до 38–40 м на песках толщи Г несогласно залегает выдержанный по мощности субгоризонтальный слой верхней морены Е, представленный здесь легкими суглинками и супесями с гравием и галькой с неясно-горизонтальной стратификацией. Особенность подошвы морены – наличие карманов глубиной 10–20 см, заполненных нижележащими песками толщи Г (рис. 10, б, г). Под подошвой морены бассейновые пески отличаются нарушенной градационной слоистостью (хаотичное переслаивание изначально параллельных горизонтальных прослоев светло-серых тонко-мелкозернистых песков и бурых супесей). Морена толщи Е перекрыта в интервале от 38–40 м до бровки абразионно-оползневого уступа на высоте 42–44 м супесями слоя Ж, насыщенными органикой и горизонтально-слоистыми (толща З) и неясно-слоистыми песками (толща И), в кровле формирующими дюнное поле. Морена (Е) вместе с нижележащими песками (Г) и вышележащими супесями (Ж) нарушена тонкими вертикальными трещинами, которые в морене имеют мощность до 1 см и заполнены песком (кластические дайки). Трещины прослеживаются выше кровли морены, рассекая слой Ж и проникая в нижнюю часть песков слоя З (рис. 5, а, в), и характеризуются сбросовой кинематикой с опущенным восточным крылом и амплитудой в первые сантиметры (Аз_пд70°∟70–75°).

Рис. 10.

Вверху – общий вид абразионного уступа северной части участка (слева) и стратиграфическая интерпретация (справа). Внизу – фрагменты обнажения: (а) – зона контакта валдайской морены (Е) и голоценовых озерно-болотных и эоловых отложений: (б) – валдайская морена; (в) – сбросовый разрыв, смещающий валдайские ледниковые и нижнюю часть голоценовых отложений; (г) – подошва валдайских ледниковых отложений с внедрением нижележащих озерных микулинских (Г) песков и супесей с нарушенной градационной слоистостью.

В разрезе инструментально определен возраст отложений толщи Г (в 20 см ниже контакта с мореной – >75 тыс. л. н. (RGI-0435a), толщи Ж – 930 ± 120 ¹⁴C л.н. или калиброванным возрастом 930–728 (медиана: 844) кал. л. н. (IGAN-8108) и основания толщи З (в 10 см выше кровли толщи Ж) – 0.42 ± 0.09 тыс. л. н. (RGI-0434).

Для первого участка в целом характерны следующие черты:

1) Дочетвертичные породы (А), сохраняя горизонтальное положение, приподняты над уровнем моря на 30 м в виде узкого горста, изгибающего нижнюю морену (Б) и вышележащие отложения толщи (В); фланговые контакты дочетвертичных и четвертичных отложений тектонические, выраженные приразломными флексурами и складчатостью;

2) В четвертичном покрове выделяются две кардинально отличающиеся друг от друга пачки отложений:

a. Нижняя часть – в разной степени нарушенная складками, надвигами, взбросами и сбросами, текстурами разжижения. Включает слои нижней морены (Б), надморенных сильно дислоцированных, с надвигами и разжижением песков, супесей и, в основании, суглинков толщи (В), тонкозернистых местами гомогенизированных песков с пологими складками и малоамплитудными сбросами толщи (Г); гравитационно смещенных гравийно-галечных отложений слоя (Д);

б. Верхняя часть – субгоризонтально залегающая, слабонарушенная малоамплитудными сбросами. Включает слои верхней морены (Е), выдержанные прослои супесей с органикой (Ж), стратифицированных (З) и нестратифицированных (И) песков;

3) Кровля нижней морены (Б) ундулирует, то погружаясь, то поднимаясь выше уровня моря до абсолютных отметок около +30 м;

4) Перекрывающие нижнюю морену (Б) бассейновые пески (В) залегают на морене без размыва, регрессивно и конформно ее облекают; толща В ундулирует вместе с мореной Б, сохраняя согласованность при крутизне контакта вплоть до субвертикального; на контакте с мореной в глинистых ленточноподобных отложениях наблюдаются пологие надвиги и горизонтальные срывы, выше которых в песчано-супесчаных отложениях развиты формы разжижения и флюидизации;

5) Бассейновые межморенные пески толщ В и Г на всю мощность разбиты системой субвертикальных малоамплитудных сбросов, часть из которых проникает в перекрывающую пески морену Е и вышележащие слои Ж и З, а часть срезается по подошве морены;

6) В кровле песков Г наблюдаются следы интенсивного разжижения с нарушением слоистости и внедрением песка (Г) в подошву морены (Е); на контакте толщи Г с мореной Е развиты гравийно-галечники толщи Д, местами гравитационно смещенные, со следами “проваливания” в нижележащие пески слоя Г над зонами их интенсивного разжижения.

На втором ключевом участке, в районе устья р. Забава (рис. 7, б, г), береговой уступ значительно ниже – от 1.5–2 до 10–12 м. Ситуация здесь принципиально не меняется, дополняясь только присутствием голоценовых бассейновых отложений толщи Н, развитых в приповерхностных частях низкой террасы, сопряженной с левым бортом долины р. Забава. Береговой уступ постепенно увеличивает высоту в западном направлении от 1.5–2 до 7–8 м, при этом мощность песков толщи Н (≈2 м) устойчиво сохраняется на всем ее протяжении (≈500 м), выклиниваясь только вблизи верхнего уровня. На удалении от русла к западу в цоколе повышающегося абразионного уступа появляется супесчано-суглинистая с валунами толща морены выдержанной мощности (≈2 м), поднимающаяся параллельно бровке уступа, под ней – песчано-супесчаные сильно нарушенные слоистые отложения и тяжелый суглинок темно-серого цвета с обломочным материалом. Признаки и последовательность этих слоев аналогичны толщам Е (верхняя морена), В и Б (нижняя морена) первого ключевого участка. Кровля толщи Б также ундулирует согласно с перекрывающими сильно дислоцированными бассейновыми осадками толщи В, на контакте с мореной представленными ленточно-подобными образованиями из градационно переслаивающихся тонкозернистых песков, алевритов и глин. Повышающаяся с востока на запад кровля морены Б смыкается с несогласно перекрывающей толщу В и толщу Б горизонтальной или пологонаклонной толщей верхней морены Е. При этом межморенные пески, представленные здесь только сильно дислоцированной нижней частью (В), выклиниваются.

Далее к западу кровля нижней морены Б вновь погружается под урез моря, а над ней появляется толща В (рис. 6; 7, г). На этом контакте кровля нижней морены Б круто наклонена к северу (Аз_пд 350°∟60°; Аз_пр 250–260°) и конформно перекрыта ленточно-подобными глинами, суглинками и супесями, выше которых толща песков интенсивно смята (рис. 11).

Рис. 11.

Зона контакта среднерусской морены (Б) и озерно-ледниковых отложений с надвиговыми деформациями. Вверху – общий вид и стратиграфическая интерпретация. Внизу: (а) – зона контакта; (б) – ленточно-подобная слоистость в основании озерно-ледниковой толщи со следами динамического воздействия (скольжения); (в) – смятие слоистых песчано-глинистых озерно-ледниковых отложений над зоной контакта.

Еще в 100–200 м далее к западу над погруженной под уровень моря толщей нижней морены Б в бассейновой толще В наблюдаются пологие синклинали протяженностью в несколько десятков метров (рис. 12, а, б), разделенные крутыми асимметричными антиклиналями, в ядрах которых обнаруживаются взбросо-надвиговые разрывы СВ-субширотного простирания (Аз_пд320°–350°∟75°–90°; Аз_пр230°–260°) с амплитудой смещений от 30 до 95 см (рис. 7, в). Толща несогласно перекрыта слоем бурых суглинков с обломочным материалом верхней морены Е, так же как и на первом участке, выдержанным по мощности ≈2 м.

Рис. 12.

Синклинальная складка, сопряженная с взбросо-надвигом в бассейновых (озерно-ледниковых) отложениях толщи В: (а) – общий вид; (б) – стратиграфическая и тектоническая интерпретация; (в) – взбросо-надвиг; детальные фрагменты обнажения: (г) – крыло синклинали с несколькими горизонтами деформаций (1–3); (д) – горизонтальный срыв в лежачем крыле взбросо-надвига, секущий деформационный горизонт; (е) – горизонтальный срыв и сопряженные микросбросы, секущие ленточные озерно-ледниковые отложения; (ж) – висячее крыло взбросо-надвига.

В нижней части слоя В наблюдаются несколько сильно деформированных прослоев мощностью от первых сантиметров до 10–20 см (рис. 12, г–е). Прослои включают пламеобразные микротекстуры разжижения, запрокинутые мелкие складки (с наклоном осевой плоскости в западных румбах), разорванные слои. Взбросо-надвиги в ядрах антиклиналей и вторичные горизонтальные срывы и сбросы в лежачих (юго-восточных) крыльях смещают деформированные горизонты как и всю толщу, свидетельствуя об их более значительном возрасте (рис. 12, д–ж).

Для второго участка в целом характерны следующие черты:

1) Сохраняется общая стратиграфическая схема с двумя пачками четвертичных отложений:

a. Нижняя, представленная волнообразно залегающей нижней мореной Б и конформно облекающей морену сильно дислоцированной толщей бассейновых отложений В, с взбросо-надвигами и разжижением;

б. Верхняя, представленная верхней мореной Е, несогласно горизонтально или слабонаклонно перекрывающей толщу В или Б в местах выклинивания межморенных осадков.

2) В отличие от первого участка здесь:

a. Вся толща расположена ниже на 20–30 м;

б. Отсутствует межморенная толща Г;

в. Разрывные структуры развернуты относительно первого участка с субмеридионального направления на северо-восточно-субширотное, в целом согласно простиранию береговой зоны

г. В нижней части толщи В прослеживаются горизонты с микродеформациями.

ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ ПО СТРАТИГРАФИИ И ДЕФОРМАЦИЯМ

Четвертичная стратиграфия. Для идентификации выделенных толщ отложений мы будем придерживаться схем соотношений и корреляции четвертичных отложений, представленных в последних по времени геологических работах по уточнению геологической карты масштаба 1:200 000 [12] и обобщению съемочных данных масштаба 1:1 000 000 [13]. Как в последних, так и более ранних работах [16, 24] повсеместно распространенные на поверхности ледниковые и водно-ледниковые отложения согласно оцениваются как результаты деятельности последнего (осташковского) оледенения. Расчленение нижележащих толщ не столь однозначно. Несмотря на использование стандартной схемы стратиграфического расчленения неоплейстоцена, в разрезах существуют расхождения, имеющие кардинальное значение для оценки возраста отложений, экспонированных в абразионных уступах:

1) В схеме съемочных масштабов отложения среднерусского надгоризонта не подразделены на днепровский и московский горизонты, при этом кровля ледниковых отложений под акваторией Балтийского моря ступенчато опускается до –50 м, а в пределах Самбийского п-ова поднимается до +20 [12];

2) В обобщенной схеме и разрезе среднерусские отложения подразделены на два самостоятельных горизонта, причем вскрываются они только скважинами, а в районе Самбийского п-ова кровля верхнего из них (московского) не поднимается выше уровня моря. Над уровнем моря развиты две морены, нижней из которых является неманская (калининская) толща [13].

Исходя из этого, можно предложить несколько вариантов расчленения изученных обнажений: 1) нижняя морена (толща Б) принадлежит нестеровской серии (нерасчлененному среднерусскому надгоризонту), а верхняя (толща Е) соответствует калининскому горизонту валдайского надгоризонта; 2) то же, но толща Е принадлежит осташковскому горизонту; 3) нижняя морена (толща Б) – калининский горизонт, а верхняя (Е) – осташковский.

Полученный нами возраст толщи Г (>75 тыс. л.н. (RGI-0435a)) однозначно свидетельствует против третьего варианта. Повсеместное поверхностное распространение осташковской морены [12, 13, 16, 17] при локальном развитии (и не в поверхностном залегании) калининской морены [12] позволяет остановиться только на одном варианте: нижняя морена (Б) – среднечетвертичная, днепровско-московского возраста, а верхняя (Е) – осташковского, что определяет и стратиграфическую позицию остальных толщ (табл. 1).

Этапы осадконакопления и неотектонической активизации. Деформации, развитые в четвертичных отложениях, представляют собой взаимосвязанные комплексы, четко связанные со стратиграфией. По отложениям, вскрытым в береговых обрывах западного и северного побережья, можно восстановить последовательность из 9 основных этапов осадконакопления и 5 этапов тектонической активизации, начиная со среднего неоплейстоцена (рис. 13):

Рис. 13.

Основные этапы формирования средне-поздненеоплейстоценовой и голоценовой толщи во взаимосвязи с активной тектоникой.

I этап (тектонически пассивный) – формирование покрова морены московского возраста над более ранними четвертичными отложениями или непосредственно над коренным субстратом;

II этап (слабоактивный) – регрессивное осадконакопление в приледниковом бассейне московского возраста с формированием слоистой толщи песчано-алевритовых осадков, в нижней части существенно глинистых, ленточно-подобных; происходили землетрясения небольшой силы, влияние которых на осадконакопление выражалось в формировании горизонтов приповерхностного разжижения небольшой мощности (10–20 см);

III этап (слабоактивный) – формирование прогибов в осадочной толще, осложненных малоамплитудными (первые см) сбросами в условиях тектонического растяжения;

IV этап (максимально активный) – высокоамплитудные (до 30–40 м) дифференцированные смещения в коренном субстрате по разрывным нарушениям, проникающим в вышележащую морену и озерно-ледниковые осадки в виде взрезов (субвертикальных смещений), взбросо-надвигов, пологих надвигов, сопровождающихся флексурами и приразломной складчатостью; горстообразные поднятия коренного субстрата, волнообразные смятия морены и вышележащих озерно-ледниковых осадков в складки амплитудой до первых десятков метров и шагом в десятки и первые сотни метров; смещения сопровождались сильными сейсмическим сотрясениями, провоцировавшими разжижение озерно-ледниковых осадков на всю видимую мощность (около 10–15 м) с образованием пламеобразных структур высотой до 1 м, разрушением слоистой текстуры отложений, фрагментацией глинистых прослоев, формированием глиняной гальки;

V этап (пассивный) – размыв кровли озерно-ледниковых осадков московского возраста и формирование мощной (более 30 м) песчаной озерной толщи микулинского возраста, заполнившей неровности волнообразно смятой поверхности московской морены и перекрывающих ее песков; частичное перекрытие озерной толщи аллювиальными и флювиогляциальными гравийно-галечными отложениями калининского возраста;

VI этап (активный) – коробление толщи осадков в результате сейсмических сотрясений, сопровождаемое в микулинской озерной толще сбросами амплитудой до первых десятков сантиметров, фрагментарным разжижением (гомогенизацией) и субаквальными оползнями (проваливанием) гравийно-галечникых отложений в тонкодисперсные разжиженные осадки;

VII этап (пассивный) – размыв верхней части микулинских и калининских осадков, отложение валдайской морены;

VIII этап (слабоактивный) – аккумуляция в позднеледниковых бассейнах, разжижение подморенных микулинских песков в результате землетрясений в позднеледниковье;

IX этап (слабоактивный) – голоценовое осадконакопление аллювиальных, озерных, морских и органогенных осадков; общий тектонический перекос с запада на юг, локальные прогибы, унаследованные современными долинами, малоамплитудные (первые сантиметры) сбросы, нарушающие осадки вплоть до позднеголоценового (800–400 л.н.) возраста.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Основной вопрос, требующий обсуждения, – это генезис изученных деформаций. В качестве возможных претендентов на первом месте стоит воздействие плейстоценовых ледников, в котором различаются две составляющие: а) собственно гляциотектоника; б) активизация разломов, связанная с гляциоизостатическими движениями [36]. Не обсуждая саму возможность активного воздействия ледника на свое ложе, имеющую дискуссионный характер, следует отметить, что потенциальное воздействие ледник может оказывать на приповерхностные отложения как в активную, так и пассивную стадии развития ледника путем непосредственного динамического, механического, гидравлического и др. видов воздействия и на глубокие горизонты земной коры в результате ледниковой нагрузки и последующей релаксации. В активную фазу, согласно классическим представлениям [37, 38], формируются гляциотектонические структуры в подстилающих ледник отложениях, связанные непосредственно с его движением и отвечающие обстановке сжатия (надвиги, взбросы, отчасти сдвиги, гляциодиапиры, гляциодайки). В пассивную фазу в перекрывающих ледник и содержащихся в нем отложениях формируются структуры, связанные с таянием мертвого льда и соответствующие обстановке растяжения (гляциокарст, просадки, оползни, диапиры в образующиеся ледниковые трещины).

Для тектонических процессов, связанных с ледниковой нагрузкой, наиболее характерно формирование структур растяжения (сбросов), которые могут образовываться на стадии изостатической релаксации земной коры, в том числе и значительно позже деградации ледника. Кинематика активизируемых разломов может иметь не только сбросовый характер, но взбросовый и сдвиговый, что связано с взаимодействием изостатического и унаследованного или новейшего полей напряжений. К настоящему времени значительное количество постледниковых разломов установлено в западной части Фенноскандии [39–41], свидетельствующих о сильных землетрясениях в позднеледниковье и раннем голоцене. Для некоторых из них установлена последовательность сейсмических событий, свидетельствующая о неоднократной активизации в этот период [42], а для части – продолжавшаяся и в более поздние периоды голоцена [43]. Наряду с активизацией на стадии постледниковой релаксации недавно обнаружены и следы сильных землетрясений, предшествовавших последнему оледенению [44].

Несмотря на столь широкий спектр возможных воздействий ледника на формирование описанных структур, приведенная схема взаимосвязанных этапов новейшей тектонической активизации и осадконакопления исключает возможность применения гляциотектонического механизма для объяснения большей части дислокаций, что можно показать на примере крупнейших из них, развитых в осадках московского оледенения. Эти дислокации:

а) горстовые смещения амплитудой до нескольких десятков метров, складкообразование, надвиги, мощное разжижение не могут быть объяснены ни непосредственным воздействием активной фазы московского ледника, так как сформированы в период после отступания московского ледника, ни постледниковыми процессами гляциокарста, изостазии, поскольку связаны с обстановкой сжатия;

б) ориентированы вдоль западной и северной границ полуострова, отвечая морфоструктурным границам и тектоническим структурам и не соответствуя направлениям потенциального давления от движения ледника;

в) не могут быть связаны и с воздействием осташковского ледника, поскольку они отделены от наиболее древних следов его присутствия (морены) мощным слоем озерных микулинских осадков, залегающих несогласно на озерно-ледниковых московских отложениях.

Отчасти можно рассмотреть механизм гляциоизостазии, но только как триггер для реализации латентных тектонических напряжений, реализуемых в надвигово-взбросовых нарушениях. Противоречит гляциоизостатическому механизму и определенный временной лаг между формированием московского моренного горизонта и периодом максимальной тектонической активности, между которыми происходило относительно спокойное бассейновое осадконакопление.

Среди возможных причин деформаций, кроме гляциотектоники, традиционно рассматриваются мерзлотные и гравитационные процессы. В изученных разрезах не обнаружено следов криогенной деятельности – псевдоморфоз по полигонально-жильным льдам, следов мерзлотной сортировки, термокарстовых форм и др. В какой-то мере можно с мерзлотной позиции рассмотреть деформационные горизонты в основании слоя В как возможные конволюции. Однако их формирование в условиях глубоководного бассейна делает такое предположение маловероятным.

Гравитационному механизму также не находится применение в большинстве случаев, поскольку широко распространенные надвигово-взбросовые деформации носят “антигравитационный” характер. Потенциально можно приложить данный механизм к сбросам, вскрывающимся в береговых уступах. Но такие разрывы, изученные на западном побережье и систематически ориентированные вдоль берега, имеют восточное сброшенное крыло, в противоположность возможным оползням. А кроме того, возраст части разрывов (800–400 л.н.) указывает на их образование задолго до экспонирования в береговом уступе, отступающем здесь со скоростями в десятки см/год.

ВЫВОДЫ

Территория Самбийского п-ова характеризуется тесной взаимосвязью осадконакопления с активной тектонической деятельностью, начиная, по крайне мере, со среднего плейстоцена и вплоть до позднего голоцена.

В отложениях зафиксированы следы 5 этапов тектонической активизации: а) московский позднеледниковый (слабоактивный); б) послемосковский (максимально активный); в) позднемикулинский-предвалдайский (активный); в) позднеледниковый-раннеголоценовый (слабоактивный); г) позднеголоценовый (слабоактивный).

Наиболее интенсивные тектонические движения относятся к наиболее ранним этапам (III и IV), когда амплитуды вертикальных смещений по разрывам достигали первых десятков метров, а мощность горизонтов разжижения превышала 1 м. Позднее интенсивность снижалась, отражаясь в амплитудах вертикальных смещений по разрывам от нескольких десятков сантиметров (VI) до первых дециметров и локальных проявлениях разжижения (VIII), а на последнем этапе (IX) – до микродеформаций с амплитудой в первые сантиметры.

Ориентировка осей разрывных и складчатых деформаций (субмеридиональная на западном побережье и субширотная на северном) свидетельствует об их связи со структурами Готландско-Балтийской системы, определяющими морфоструктуру полуострова.

Развитие надвигов и взбросов на ранних этапах активизации и сбросов на поздних свидетельствует о смене обстановки сжатия и поднятий в среднем неоплейстоцене на обстановку растяжения и локальных опусканий в позднем неоплейстоцене и голоцене.