Такое крупномасштабное разломообразование стало называться надвигообразованием (overthrusting); выяснилось, что высокие горные пики Швейцарских Альп образовались, главным образом, в результате этого процесса. Огромный массив пород, переместившийся при надвигообразовании на значительное расстояние, называется «покровом» (nappe). Когда, наконец, на рубеже XIX—XX вв. признали, что надвиги являются обычными структурами, присущими высокогорным районам, Швейцарские Альпы стали описываться во многих учебниках как модель геологической структуры, обусловленной орогеническими процессами.
Разлом, обнаруженный Эшером между формацией Веррукано и флишем, был назван Гларнским надвигом. Вдоль дороги, у небольшого городка Шванден, расположенного в 5 км от г. Гларус, находится хорошее обнажение разлома. Поблизости, на металлической пластинке написано: «Надвиги были впервые обнаружены здесь 1 августа 1840 г. Арнольдом Эшером фон дер Линцем, что положило начало изучению Альпийской геологии».
Изучение структур Швейцарских Альп было продолжено Альбертом Хеймом, последователем Эшера, и полученные им результаты обобщены в двухтомной «Геологии Швейцарии» (1919—1922). Эта работа даже в настоящее время является одним из наиболее важных трудов по альпийской геологии, и приведенная в ней классификация структур используется до сих пор.
По структурным особенностям Швейцарские Альпы подразделяются на молассовые бассейны, Гельветскую, Пеннинскую, а также Австрийскую и Южноальпийскую зоны (рис. 2.V.1). Наиболее важные части — Гельветская и Пеннинская зоны, многие структурные особенности которых связаны с надвигообразованием. Большая часть Пеннинской зоны подверглась метаморфизму и составляющие ее структуры усложнились, поэтому трудно проследить раннюю историю развития деформаций. В связи с этим ниже мы сконцентрируем внимание на Гельветской зоне, в особенности, на территории, примыкающей к г. Гларус, которая характерна для альпийских структур и кроме того, хорошо изучена.
Гларнский надвиг и Гельветские покровы
Территория, изображенная на рис. 2.V.2, расположена примерно на 50 км восточнее известной г. Юнгфрау (4158 м). На этой территории горы представлены пиками высотой около 3000 м, преимущественно покрытыми снегом, высочайший из которых — г. Тёди (3620 м). В нижней части карты располагаются центральные массивы, которые образовались в результате герцинских орогенических движений, и сложены метаморфическими породами и гранитами. Гельветская зона сложена разновозрастными формациями (от перми до палеогена), отложившимися на этих породах герцинского фундамента.
Основная часть пермской формации представлена характерными вулканическими конгломератами, которые называются формацией Веррукано и достигают в окрестностях г. Гларус мощности около 1000 м. Отложения триаса имеют намного меньшую мощность и содержат красные сланцы. По мощностям отложений Гельветская зона состоит, главным образом, из юрских и меловых карбонатных пород. Мощность отложений юрского возраста около 1000 м, и в верхней части они в основном представлены тонкозернистыми известняками. Верхнеюрские известняки широко распространены от Швейцарских Альп до гор Юра (на Франко-Швейцарской границе) и до Баварии на юге ФРГ. В Гельветской зоне известняки черные и отчасти глинистые, но севернее они переходят в сероватые рифовые известняки. В начале мела территория, расположенная южнее современного положения Аарского массива (см. рис. 2.V.1), по-видимому, стала центром осадко-накопления. Мощность нижнемеловых отложений к северу от Аарского массива не превышает 100 м, тогда как южнее она возрастает до 1500 м. Отложения среднего мела представлены глауконитсодержащей формацией мощностью 10—80 м, называемой «гольт», которую можно использовать как маркирующий слой при наблюдении деформаций издали.
Гларнский надвиг возник, когда комплексы толщ горных пород, залегавшие над пермскими и меловыми отложениями, отделились и переместились севернее Аарского массива и массива Готтард. Тектонический покров переместился по крайней мере на расстояние 40 км к северу от верхнего Рейна, через Аарский массив, скользя над юрскими, меловыми и даже третичными формациями, залегающими на этих мезозойских породах. Прослеживая высоту современной плоскости надвига, мы обнаруживаем, что она проходит через высокие пики, такие как Хаусшток (3158 м), субгоризонтально на высоте над уровнем моря около 2800—3000 м (рис. 2.V.3). Однако в 14 км севернее, в окрестностях Швандена, высота уменьшается почти до 700 м, поэтому плоскость надвига имеет здесь среднее падение 8° к северу. В основном Гларнский тектонический покров в настоящее время сложен породами формации Веррукано (это показано на рис. 2.V.2.). Одна ко в северной части покрова, кроме Веррукано, сохранились мощные толщи от юры до палеогена, поэтому Гларнский надвиг, вероятно, перемещался с перекрытием, по крайней мере, на 2000 м.
Следовательно, тектонический покров, перемещенный Гларнским надвигом, был сложен осадочными породами первоначально отложившимися в условиях геосинклинали в южной части Аарского массива. Слои, отложившиеся на севере Аарского массива, фактически остались на месте и были перекрыты этим покровом. Такой блок, не обнаруживающий перемещения, называется «автохтоном» (autochton), а переместившийся при надвиге блок, как упоминалось выше, называется «тектонический покров».
Мы уже рассмотрели стратиграфию этой территории вплоть до среднего мела. К позднему мелу отношение сланцев к известнякам возрастает, и литологический состав постепенно переходит к глинисто-сланцево-песчаниковым фациям. В палеогене породы в основном представлены морскими обломочными осадочными отложениями, которые называются «флиш». Флиш — это диалектный термин, первоначально использовавшийся жителями центральной Швейцарии для сланцеватых пород, которые давали кислые почвы и вызывали поверхностные оползни, но впоследствии он стал употребляться как название меловых и палеогеновых морских формаций в Швейцарских Альпах.
После второй мировой войны в Швейцарских Альпах были выполнены важные исследования по изучению седиментоло-гии и палеогеографии этой территории до надвигообразова-ния. Трюмпи (I960), как представитель исследователей, обобщил разновидности фаций во флишевых формациях как показано на рис. 2.V.4. При составлении этой схемы было принято предположение, что автохтонный пояс и Гельветский покров были расположены на северном и южном склонах Аарского массива, соответственно, Ультрагельветской зоной называется тектонический покров, который двигался из еще более южной области, чем местоположение корней Гельветского покрова. В настоящее время мы не можем полностью восстановить всю картину из-за действия эрозии, выветривания и перекрытия осадками, но чем южнее, тем древнее, по-видимому, флишевые формации.
В некоторых местах между Гларнским надвигом и флишем. можно обнаружить верхнемеловые и палеогеновые формации. Это Гельветский и Ул^трагельветский тектонические покровы, которые мигрировали с юга по отдельным надвигам, более древним, чем Гларнский надвиг. Область, расположенная южнее современного Аарского массива, была приподнята до начала движения по Гларнскому разлому этими более ранними надвигами. Следовательно, флиш мелового — эоценового возраста, который тогда представлял собой самую верхнюю часть осадочной толщи, сполз по автохтону на северном склоне, что произошло, вероятно, в олигоцене.
Довольно трудно проследить Гларнский надвиг в области, расположенной западнее долины Линца. Среди типичных структур, обнаруженных здесь, — покровы Аксен и Сёнтис-Друсберг. Возраст основания покрова Аксен — триас, но у оз. Урнер (слева на рис. 2.V.2) формации средней юры или нижнего мела наложены непосредственно на флиш. Вместе с тем, в покрове Сёнтис-Друсберг нижнемеловые формации, слагающие его основание, непосредственно залегают на покрове Аксен. Обнаружено, что вдоль долины Линца надвиг Аксен расположен выше Гларнского покрова и, следовательно, он безусловно моложе Гларнского надвига. Обнаружено, что надвиг Сёнтис-Друсберг на самом севере Гельветского пояса располагается выше, чем надвиг Аксен. В общем эти три основных надвига последовательно перемещались к северу. Они достигли мест распространения молассовой формации, наконец остановились и были сдвинуты назад молассовой толщей.
Грубозернистые обломочные породы, содержащие чрезвычайно крупные булыжники, распространены на севере Гельветской зоны. Это так называемая моласса (molasse), образование которой охватывало период от среднего олигоцена до плиоцена. Так как источником всей гальки служил Гельветский покров, полагают, что моласса образовалась из обломочного материала, который сыпался с гор этого покрова. В этой молассе выделяют два цикла осадконакопления. Сначала, в олигоцене, морские отложения сменились континентальными. Позднее, в миоцене снова произошла смена морских отложений континентальными.
На разрезе Q1—Q2 (рис. 2.V.5) показана основная структура покровов Аксен и Сёнтис-Друсберг, наблюдаемая вдоль оз. Урнер. В отличие от Гларнского покрова, который показан на разрезе Р1—Р2 (см. рис. 2.V.5), структура разреза Q1—Q2 более сложная. Причина этого — проявление структур обратного движения в самом конце надвигообразования. Прослеживая маркирующие слои, можно сделать вывод, что оба покрова первоначально были одним, который позднее расщепился. Несмотря на то, что покров утратил способность передвигаться, натолкнувшись на устойчивую толщу, например, молассу, верхние слои продолжали двигаться дальше с образованием сложной складчатости при поворачивании в сторону или инверсии антиклиналей (см. рис. 2.V.5). Для этого типа складчатых структур был предложен термин «опрокинутая складка» (recumbent fold). Основное складчатое обрамление Гельветской зоны завершилось во время движения Гларнского надвига и надвигов Аксен и Сёнтис-Друсберг. Полагают, что время этих движений соответствует второму циклу образования молассы в миоцене.
Образование покровных структур
Хотя Гельветская зона имеет ширину около 50 км и простирается в длину на 200—300 км от Швейцарии до Средиземноморья, в структурном отношении она не имеет фундаментальных отличий от структур, расположенных в окрестностях г. Гларус. Считается, что складчатые структуры Пениннского пояса, по существу, одинаковы со складчатыми структурами Гельветской зоны. Каков же механизм образования шарьяжей, наблюдаемых в этих областях? Участки, где можно получить непосредственное представление о плоскостях надвигов, ограничены даже в Альпах, изобилующих громоздящимися скалами. Окрестности города Шванден в Гларнской зоне, упомянутые выше, являются исключительно удобным для наблюдения местом, и обнажающийся там Гларнский надвиг был детально описан Хеймом (1921—1922). Формация Веррукано и флиш обычно разделены перходным слоем, мощностью 1—3 м, который состоит из тонкозернистого известняка, содержащего многочисленные сланцеподобные пятна шириной в несколько миллиметров, и называется известняком Лохшейтен. В нем наблюдаются текстуры течения, и считается, что он играет роль смазки при надвигообразовании. Однако сам срыв представлен одной плоскостью, которая тянется по известняку Лох-шейтен. Происхождение известняка Лохшейтен до сих пор не установлено, но литологически он весьма напоминает верхнеюрские известняки восточной части Швейцарских Альп.
Предполагают, что развитие надвига происходило в такой последовательности. Смещение по Гларнскому надвигу чрезвычайно ускорилось после того как при очередной подвижке, независимо от причины, в надвигообразование был вовлечен известняк Лохшейтен. Затем известняк Лохшейтен стал текучим и приобрел свойства смазки; произошли сильные движения, в результате чего сформировалась самая поздняя плоскость разрыва. Формация Веррукано представлена тонкозернистой и очень твердой, плотной породой. При движении по Гларнскому надвигу толща пород мощностью 1000—2000 м, в состав которой вошли формация Веррукано и перекрывающие ее мезозойские формации, скользила по известняку Лохшейтен фактически в первоначальном виде, без каких-либо внутренних деформаций.
Крайняя степень дефомированности в Гельветской зоне представлена мелкими опрокинутыми складками, развитыми в слоях известняка мощностью 3—5 м. Другие геологические соображения, включая то, что даже самые нижние осадочные формации как покрова, так и автохтона не погружены глубже, чем на несколько километров и что породы не подвергались воздействию чрезвычайно высоких температур и давлений, достаточных для образования метаморфических фаций, привели к заключению, что эти складки, вероятно, возникли на незначительной глубине в земной коре.
Динамический механизм, посредством которого толща пород двухкилометровой мощности могла горизонтально скользить на расстояние 30—40 км, что было обнаружено у г. Гла-рус, с начала XX в. изучался многими способами. Однако, уже ранние выводы гласили, что физически невозможно воспроизвести этот тип движения с использованием простой модели горизонтального трения.
Хьюберт и Руби (1959) применили принципы механики горных пород к надвигам, подобным Гларнскому. Если рассмотреть покров мощностью Z и длиной х, как показано на рис. 2.V.6, и принять μ1 за коэффициент трения между покровом и автохтоном, а Φ — за угол трения, тогда касательное напряжение τzx и вертикальное напряжение σzz, действующие на покров, составляют:
где ρ и g — плотность покрова и ускорение свободного падения, соответственно.
Боковое давление σхх, действующее на покров, зависит от критериев разрушения Кулона (см. г. 3, с. 142):
В этом уравнении а и b — коэффициенты, полученные из сцепления внутри покрова τ0 и коэффициента внутреннего трения μ2 при помощи следующих уравнений:
Так как боковое давление и трение равны в момент начала движения покрова, то
Решение уравнения (2.V.3) с подстановкой уравнений (2.V.1) и (2.V.2) дает следующие условия скольжения покрова:
Однако, если подставить числовые значения, например μ1=μ2=0,577 и τ0=20 МПа в это уравнение и решить его, то для данной мощности, равной 2 км, получится длина покрова х = 10,6 км, и, следовательно, мы не можем объяснить горизонтальное смещение по разлому такого масштаба как Гларнский надвиг. Затем Хьюберт и Руби переключили внимание на давление интерстициальной поровой воды как на средство решения проблемы. Поровая вода в породах обычно находится под давлением, равным гидростатическому давлению на такой глубине. К этому времени эксперименты Хандина и др. позволили выяснить, что влияние эффективного литостатического (всестороннего) давления — хорошо известная концепция в механике грунтов — также применима к твердым породам. Вообще говоря, механические свойства пород, такие как их прочность, будут заметно различаться в зависимости от давления, действующего на породу, например, литостатического давления (или, в рассматриваемом случае, перекрывающего давления покрова). Иными словами, механические свойства пород зависят от литостатического давления. Именно эффективное литостатическое давление, за вычетом давления поровой воды, и обусловливает механические свойства. Следовательно, если возрастает давление интерстициальной поровой воды, а все остальное остается неизменным, то эффективное литостатическое давление должно уменьшиться, равно как прочность и коэффициент трения. Действительно, примерно в то же самое время на нефтяных месторождениях Техаса было обнаружено, что глубоко погребенные осадочные породы обычно характеризовались аномально высокими давлениями, причем давление интерстициальной поровой воды превышало гидростатическое. Хьюберт и Руби показали, что надвиги длиной 50—100 км легко могли бы возникнуть в результате изменений этих механических свойств. Для этого они пересмотрели свои расчеты, чтобы включить условия аномально высокого давления в уравнение (2.V.4). Работа Хьюберта и Руби была весьма революционной, ибо она впервые дала ответ на вопрос, стоявший в течение полувека, однако по некоторым пунктам она является спорной, как и большинство таких передовых исследований. Прежде всего, существуют физические проблемы, как например, обоснованы ли их уравнения и модели. Сомнительно, могли ли требуемые аномально высокие давления возникнуть в слоях весьма тонкозернистых и плотных пород с низкой пористостью, подобных тем, которые наблюдаются в Гларнской зоне. По этому вопросу Хьюберт и Руби отмечали, что нефтеносный район Техаса в настоящее время находится в геологических условиях, которые можно рассматривать как геосинклинальные, и что в процессе геосиклинального осадконакопления довольно часто могли возникать аномально высокие давления.
Обычны ли аномально высокие давления в орогенных поясах, воздымающихся из геосинклиналей, по-прежнему остается проблемой. Другая, оставшаяся неразрешенной проблема,— это роль, которую играл известняк Лохшейтен во время движения по Гларнскому надвигу. После исследований Хейма было точно установлено, что известняк Лохшейтен можно с уверенностью проследить вдоль всей плоскости Гларнского надвига (см. рис. 2.V.2), и Хейм вскоре пришел к заключению, что он действовал как смазка между твердой толщей Веррукано и фли-шем. Автор этого раздела останавливался в Цюрихе в 1970—1972 гг. и имел возможность посетить Гларус. У него сложилось впечатление, что даже известняк Лохшейтен не мог служить причиной скольжения Гларнского надвига на 40 км, которое привело к образованию крупнейшего горизонтального разрыва в Гельветском поясе и, возможно, во всем мире.
Автор провел серию испытаний, воздействуя на образцы различных типов пород, отобранные в восточной Швейцарии, давлением, достигавшим 300 МПа, чтобы изучить их механические свойства в условиях высоких давлений. Результаты показали, что верхнеюрские и нижнемеловые известняки были наиболее слабыми и пластичными (Хошино, 1973). Эти характеристики были особенно заметны на образцах из верхнеюрских отложений, взятых в окрестностях Аарского массива. Данный известняк, названный известняком Фельшберг по названию места, где он был обнаружен, был очень похож на известняк Лохшей-тен. В нем также наблюдалась расслоенная зона, шириной 0,5—2,0 мм, которая, возможно, свидетельствует о происхождении из аргиллита. Как и большинство горных пород, известняк Фельшберг при комнатных температурах хрупкий и при раскалывании в нем образуются трещины скалывания. Однако, при температуре 100 °С (при всестороннем давлении 50 МПа) он становится высокопластичным и начинает течь. В основании таких покровов, как Аксен и Сёнтис-Друсберг, всегда залегают различные юрские или меловые известняки, а известняк Лох-шейтен отделился от наиболее пластичных из них. При рассмотрении этих фактов вместе с результатами упомянутых испытаний можно понять, что существование пластичного известняка, в значительной степени способного течь, является существенным условием образования крупных надвигов. Это подтверждается также при сравнении покровных структур Швейцарских Альп со структурами южной части Тирольских Альп и Доломитовых Альп. Основные литологические разности, слагающие Доломитовые Альпы и южную часть Тирольских Альп, представлены мощными слоями триасового доломита. Доломит — это карбонатная порода, подобная известняку, но по физическим свойствам совершенно отличающаяся от него. Тогда как известняк чрезвычайно пластичен, доломит весьма хрупкая порода. Возможно, что это послужило причиной отсутствия покровных структур в Доломитовых Альпах или в южной части Тирольских Альп.
Величественные покровные структуры, наблюдаемые в настоящее время в Гельветской зоне, возможно, образовались в результате всех факторов, которые мы рассмотрели в этом разделе.
В течение 100 лет, прошедших после того, как Эшер открыл Гларнский надвиг, Швейцарские Альпы рассматривались как модель для структурной геологии. Однако, некоторые проблемы, касающиеся происхождения и механизма надвигов, по-прежнему остаются нерешенными. Например, откуда были надвинуты Гельветские покровы? По Трюмпи (1960), ширина Швейцарских Альп составляет 150 км, но, если бы вернуть их в исходное положение, предшествовавшее деформации, она была бы около 300 км. В настоящее время многие ученые полагают, что корни, или место зарождения Гельветских покровов, находится между Аарским и Готтардским массивами (Руттен, 1969). Воздымание всего Альпийского блока, которое произошло после образования покровов, явилось наиболее важным событием на поздних стадиях Альпийской орогении, а существование нескольких горизонтальных разрывов в Швейцарских Альпах указывает на то, что это воздымание на завершающей стадии развития было вызвано не просто движением вверх.