Reconstruction of parameters of shear stresses during the formation of multi-rank faults in the western Baikal region based on tectonophysical interpretation of lineaments

Full Text

Введение

Нарушения земной поверхности, которые возможно идентифицировать в результате анализа данных дистанционного зондирования Земли (ДЗЗ), представлены структурами различной природы и возраста. Линейные элементы, отчетливо прослеживаемые в рельефе, получили название “линеамент” [Hobbs, 1904] и в большинстве случаев маркируют зоны разломов различного порядка, механизма формирования и возраста. На выделении и интерпретации подобных линейных элементов рельефа основан линеаментный анализ, который считается одним из наиболее эффективных дистанционных методов изучения каркаса разрывных нарушений [Кац и др., 1986].

Выделение линеаментов производится либо в ручном режиме оператором, либо с помощью специализированного программного обеспечения (ПО). Наиболее широкое распространение среди геологов получило ПО “LESSA”, которое позволяет проводить автоматическое выделение и наиболее комплексную интерпретацию линеаментов при решении разноплановых задач [Zlatopolsky, 1992].

Часто при проведении структурно-геоморфологических исследований главной проблемой является достоверное выделение разноранговых разрывных структур и их методически верная тектонофизическая интерпретация в контексте геологической истории развития исследуемой территории. В соответствии с представлениями Е.М. Андерсона, выделяются три основных типа разломов: сбросы, сдвиги и надвиги [Anderson, 1905]. В настоящее время большинство специалистов допускают отрывной характер разрушения горных пород, но для описания кинематики смещения по образованному разрыву используют в основном модели сдвига. Это во многом определяется тем, что сдвиговые перемещения смежных блоков вдоль границ разрывных нарушений легче выявлять [Кузьмин, 2018].

На основе результатов моделирования установлено, что внутренняя разрывная структура разломов эволюционирует в рамках нескольких стадий однонаправленно, от многочисленных мелких разрывов, через избирательное разрастание одних и переход в пассивное состояние других при межстадийных перестройках, к единому магистральному шву [Семинский, 2003; Борняков и др., 2014].

В контексте представляемого исследования необходимо отметить, что локализованные участки сдвига окружены зонами поврежденного материала, где трещиноватость снижается по экспоненциальному закону по мере удаления от осевой части магистрального разрыва [Шерман и др., 1983; Faulkner et al., 2011; Шерман, 2014]. Они названы зонами “динамического влияния разломов”, которые имеют крайне неоднородное строение по интенсивности развития трещиноватости и ширине в зависимости от глубины, из-за увеличивающихся среднего давления и температуры, а также сложной геометрии разрыва по простиранию [Anders, Wiltschko, 1994; Wilson et al., 2003; Семинский, 2003; Faulkner et al., 2018].

Объект исследования

Западное Прибайкалье представляет собой южную окраину Сибирского кратона. Установлено, что на ранних этапах наибольшее влияние на формирование региона оказала коллизия Сибирского кратона и Баргузинского микроконтинента, отколовшегося от Алданской провинции около 1 млрд лет назад. Этому процессу сопутствовало формирование Ольхонского террейна. На этапе дрейфа Баргузинский микроконтинент претерпел значительные метаморфические изменения в условиях субдукционной обстановки. Процесс сопровождался активным вулканизмом и образованием задугового бассейна, на месте которого в дальнейшем сформировался Ольхонский террейн (рис. 1). Установлено, что начало развития задугового бассейна в пределах активной окраины происходило 840–800 млн лет назад [Гладкочуб и др., 2010; 2014].

 

Рис. 1. Схема возможной миграции Баргузинского микроконтинента в неопротерозое — раннем палеозое по работам [Гладкочуб и др., 2010; 2014]: 1 — Баргузинский микроконтинент; 2 — островная дуга; 3 — задуговый бассейн; 4 — зона задугового спрединга; 5 — неопротерозойская рифтовая зона на юго-востоке Сибирского кратона; 6 — палеосубдукционная зона; 7 — предполагаемый трансформный разлом; 8 — направление возможной миграции Баргузинского микроконтинента в неопротерозое–раннем кембрии.

 

Косое причленение Ольхонского террейна к южной окраине Сибирского кратона в каледонское время (~ 490–460 млн лет назад) привело к образованию коллизионной горной системы. Эти события сопровождались активизацией правосдвиговых разломов и глубоким метаморфизмом пород ольхонской серии. Дальнейшая денудация в некоторой степени нивелировала рельеф сформированных структур, однако свидетельства ранних тектонических событий сохранились [Федоровский и др., 1995; Зорин и др., 2009]. После завершения коллизионных процессов в мезозое регион вошел в фазу относительной тектонической стабильности.

Кайнозойский этап связан с тектонической инверсией, выраженной в смене обстановки сжатия на растяжение, что характерно для позднеорогенной стадии [Delvaux et al., 1997; San′kov et al., 1997; Парфеевец и др., 2002]. Также в это время началось формирование Байкальской рифтовой зоны.

Важно отметить, что предложенные предшественниками модели мезокайнозойского этапа тектогенеза Прибайкалья [Петров и др., 2008] и пространственно-временного развития впадин в мезозое и кайнозое [Лунина и др., 2009] демонстрируют значительные различия. При этом в достаточной мере обосновано только современное напряженное состояние растяжения в СЗ–ЮВ направлении, определенное на основе данных о механизмах очагов землетрясений [Мишарина, Солоненко, 1977; Мельникова, Радзиминович, 2007]. Эти результаты также подтверждаются данными о палеонапряжениях, полученными с использованием геолого-структурных и тектонофизических методов [San′kov et al., 1997; Парфеевец и др., 2002; Черемных, 2006; Петров и др., 2008; Лунина и др., 2009]. Однако ранняя эволюция напряженно-деформированного состояния земной коры Прибайкалья остается дискуссионной и требует дополнительных структурных исследований, особенно в отношении разломных зон и слабо нарушенных блоков.

Большинство разломов представляют собой долгоживущие структуры, которые сформировались задолго до кайнозоя и многократно активизировались на различных этапах тектонической эволюции западного Прибайкалья [Плешанов, Чернов, 1971; Семинский, 2003]. Для палеозойской эры в пределах всей зоны установлено преимущественное региональное сжатие в СЗ–ЮВ направлении, которое также способствовало формированию системы надвигов [Александров, 1990; Delvaux et al., 1995; 1997; Федоровский, 1997]. Основное надвиговое событие произошло в палеозое [Александров, 1990], но структуры сжатия вновь активизировались при более поздних тектонических событиях. В работе [Плешанов, Чернов, 1971] подчеркивается тесная генетическая связь кайнозойских разрывов Байкальской рифтовой зоны с докембрийскими структурами. Возраст последней активности остается плохо установленным и варьирует от мезозоя до миоцена–плиоцена в разных моделях [Александров, 1990; Delvaux et al., 1995; 1997; Лунина и др., 2009; Mats, Perepelova, 2011].

Объектами проведенных реконструкций являются разломы Обручевской системы, которая на современном этапе развития представляет северо-западное плечо Байкальского рифта [Семинский и др., 2012] (рис. 2). Три наиболее протяженных разлома ЮЗ–СВ простирания в различных исследованиях имеют отличающиеся друг от друга наименования. Например, Прибайкальский [Государственная…, 2009] и Прихребтовый [Семинский и др., 2012; 2013; Черемных и др., 2018; Cheremnykh et al., 2020]; Академический часто называют Морским [Аржанникова, Гофман, 2000; Brink, Taylor, 2002; Petit, Dévercherè, 2006; Jolivet et al., 2009; Семинский и др., 2012; Arzhannikova, Arzhannikov, 2019] или Ольхонским [Леви и др., 1997; Delvaux et al., 1997; Мац и др., 2001; Mats et al., 2007]. Чтобы избежать путаницы, в данной статье использованы названия, фигурирующие на государственной геологической карте масштабом 1:1000000 (лист N-48), на правах официально утвержденного документа [Государственная…, 2009].

 

Рис. 2. Геологическая схема района Обручевской системы разломов Байкальской рифтовой зоны по данным работ [Gladkochub et al., 2008; Государственная…, 2009; Донская и др., 2013; Гладкочуб и др., 2014; Donskaya et al., 2017; Cheremnykh et al., 2020]: 1 — прибрежные озерные отложения и аллювий террас речных долин; 2 — Манзурская свита, осадочные отложения; 3 –Халагайская и Харанцинская свиты объединенные, осадочные отложения; 4 — Баяндайская свита, осадочные отложения; 5 — Юрские отложения чехла сибирской платформы; 6 — отложения нижнего и среднего кембрия Сибирского кратона; 7 — Атарханский перидотит-габбровый комплекс; 8 — Озерский габбро–диоритовый комплекс; 9 — Ольхонский мигматит–гранитный комплекс; 10 — раннепалеозойские метаморфические комплексы Ольхонского террейна; 11 — верхнепротерозойские отложения (Байкальская группа); 12 — Приморский гранитный комплекс; 13 — фундамент раннепротерозойского кратона; 14 — основные разломы; 15 — предполагаемые простирания сместителей основных разломов.

 

Приморский глубинный разлом отлично выражен в рельефе в виде уступа и потому является наиболее изученным геолого-структурными и тектонофизическими методами [Mats et al., 2007; San′kov et al., 1997; Lunina et al., 2002]. Данный разлом выступал в качестве генеральной структуры, вдоль которой происходило активное скольжение блоков Ольхонского террейна относительно Сибирской платформы без значительных преобразований ее структуры. Чернорудско-Баракчинская зона к юго-востоку от Приморского разлома содержит метаморфизованные породы, свидетельствующие о высоких температурах и давлениях, достигнутых в процессе аккреции и коллизии [Скляров и др., 2013]. В кайнозое, в процессе формирования Байкальской рифтовой зоны, Приморский разлом начал функционировать как сброс в условиях растяжения коры [Обухов, Ружич, 1971; Шерман, Днепровский, 1989; Lunina et al., 2002, Mats et al., 2007]. На неотектоническом этапе основной сместитель дизъюнктива формировался как сброс с незначительной левосторонней сдвиговой компонентой [Черемных, 2011].

Гораздо в меньшей степени изучены Прибайкальский и Академический разломы. Прибайкальский разлом условно разделяет Сибирскую платформу и Прибайкальский прогиб от Прибайкальской складчатой области. Он отличается значительной протяженностью и мощной зоной деформаций, в пределах которой получили максимальное развитие все разновидности тектонитов, локализованные в раннедокембрийских и рифейских породах.

Академический разлом, отделяющий юго-восточную часть Ольхонского выступа от Байкальской впадины, также является важным элементом региональной тектоники, хотя его выраженность в рельефе проявлена слабо из-за частичного простирания под водами озера Байкал.

Методика исследования

Линеаменты в представляемой работе, в отличие от большинства подобных исследований, выделялись не по космоснимкам, а на основе подготовки, обработки, визуализации и автоматизированного анализа цифровой модели рельефа (ЦМР), что обеспечивает более точное обнаружение большего количества линейных элементов. Для создания ЦМР использовались данные FABDEM с пространственным разрешением 30 м на пиксель [Hawker et al., 2022].

В соответствии с предлагаемой методикой для учета всех структурных особенностей рельефа при выделении линеаментов осуществлялось создание схем теневого рельефа, которое реализовано с помощью авторского ПО “DEM Maker”. Это позволяет визуализировать рельеф с использованием ЦМР под различными углами освещения, применяя нелинейную направленную фильтрацию, что минимизирует ошибки выделения линейных структур, возникающие из-за значительно затененных или засвеченных участков. Фильтрация изображения производилась по четырем направлениям: С–Ю (0°), СВ–ЮЗ (45°), В–З (90°) и ЮВ–СЗ (135°). Для отражения всех структурных особенностей рельефа, в соответствии с общепринятыми методиками [Enoh et al., 2021], достаточно учитывать позиции источника света в обозначенных четырех направлениях. Направления фильтрации Ю–С (180°), ЮЗ–СВ (225°), З–В (270°) и СЗ–ЮВ (315°) демонстрируют абсолютно идентичные обозначенным выше направлениям результаты выделения линеаментов.

Для автоматического построения линеаментной сети авторами разработано ПО “Line Maker”. Данный инструмент осуществляет оптимальное выделение линеаментов с использованием фильтров и алгоритмов, специально адаптированных для анализа выявленных геоморфологических особенностей исследуемого региона с учетом расчлененности рельефа.

Используемый подход, принимая во внимание высокое пространственное разрешение исходной ЦМР, позволил выделить на территории множество непротяженных линеаментов, которые могут быть проинтерпретированы в качестве так называемых “мегатрещин”, оперяющих протяженные разрывные структуры и условно относящихся к локальному масштабному уровню [Петров и др., 2010; Ребецкий и др., 2017]. Для выделения линеаментов низших рангов пространственное разрешение ЦМР искусственно занижалось, и процедура выделения линейных элементов повторялась. Таким образом удалось сгруппировать различные по протяженности и ориентировкам линеаменты, которые не повторяют, а дополняют друг друга на всей площади исследуемой территории. Каждой группе присвоен ранг, исходя из отношения протяженности самих линеаментов к масштабу площади, на которой они расположены. Выделенные группы отнесены к четырем масштабным уровням: региональному, субрегиональному, надлокальному и локальному (рис. 3). Для построения линеаментов “регионального” уровня эмпирически подобрано разрешение ЦМР 800 метров на пиксель, для “субрегионального” — 400 метров на пиксель, для “надлокального” — 120 метров на пиксель, а для “локального” разрешение ограничилось максимальным для исходной ЦМР, т.е. 30 метров на пиксель. Стоит отметить, что в случае с “региональным” масштабным уровнем дальнейшее занижение качества ЦМР приводило к резкому сокращению количества линеаментов, а также к ошибкам наложения на геоморфологически выраженные структуры, поэтому было принято решение оставить разрешение 800 метров на пиксель как наиболее оптимальное для построения самых протяженных линеаментов.

 

Рис. 3. Схемы относительной удельной плотности и розы-диаграммы ориентировки выявленных линеаментов для различных масштабных уровней Обручевской системы разломов Байкальской рифтовой зоны: (а) — региональный; (б) — субрегиональный; (в) — надлокальный; (г) — локальный. Толстые черные линии — разломы Обручевской системы и другие установленные разрывные нарушения, тонкие черные линии — выявленные линеаменты. От синих к красным областям показано увеличение относительной удельной плотности линейных объектов. N — количество выявленных линеаментов на определенном масштабном уровне.

 

С целью последующей сегментации разломных зон для линеаментов различных масштабных уровней строились розы-диаграммы и схемы относительных удельных плотностей их распределения. Для обеспечения корректности интерпретации данных и наглядного представления пространственного распределения линеаментов эмпирически определены оптимальные параметры расчета схем плотности (радиус поиска и размер пикселя) объектов для каждого из масштабных уровней. Это позволило создать схемы относительной удельной плотности с отображением локальных минимумов и максимумов скопления линейных объектов, по которым в дальнейшем производилась сегментация разломных зон.

Построенные розы-диаграммы иллюстрируют основные азимуты простирания линеаментов на всех исследуемых масштабных уровнях и согласуются с простиранием соответствующих по рангу известных разрывных структур. При этом выделенные разноранговые линеаменты значительно дополняют известный каркас разрывных нарушений. На региональном уровне наблюдается ЮЗ–СВ простирание наиболее протяженных линеаментов, что соответствует ориентировкам ранее установленных и заверенных региональных разрывных нарушений Обручевской системы. На субрегиональном масштабном уровне линеаменты преимущественно сохраняют ЮЗ–СВ ориентировки, однако начинают проявляться слабовыраженные системы разрывов второго ранга ЮВ–СЗ и субширотного простирания. При рассмотрении надлокального масштабного уровня отчетливо проявляются три системы линеаментов — ЮЗ–СВ, ЮВ–СЗ и субширотного простирания. На локальном масштабном уровне, при анализе наименее протяженных линеаментов, выстраивается основная субширотная система с затухающими менее проявленными системами ЮЗ–СВ и ЮВ–СЗ ориентировки (см. рис. 3).

Для решения задачи реконструкции параметров регионального поля напряжений-деформаций (ПНД), кинематики основных разломов на определенном этапе геологического развития региона на основе интерпретации выделенных линеаментов рассмотрены наиболее распространенные и заверенные в результате лабораторных экспериментов тектонофизические модели формирования парагенезиса оперяющих трещин магистрального разлома в зоне сдвига. Модель П. Л. Хэнкока [Hancock, 1985], как наиболее комплексная, легла в основу проведенных нами реконструкций.

Специально для интерпретации ориентировок выделенных линеаментов создано ПО “Lineament Stress Calculator” (LSC). Программный алгоритм автоматически определяет наличие сдвига и его тип в исследуемой части разлома, а также анализирует и классифицирует оперяющие разрывные структуры по типам на основе их пространственного положения и азимута простирания относительно сместителя магистральной структуры, который определяется по формуле:

$\mathrm{\Theta ОТН} = (\mathrm{\Theta с} - \mathrm{\Theta р} + 360) \mathrm{mod} 360$,

где: Θс — азимут оперяющей структуры (R-, R′-, P-, X- или T-трещин); Θр — азимут главного разлома; mod360 — операция взятия остатка от деления на 360, чтобы результат оставался в пределах от 0 до 360°.

Разработанная концепция дает возможность реконструировать тип сдвига — правый или левый, а также косвенно оценить интенсивность смещений или доказать их отсутствие. На интенсивность смещений указывает отношение количества сколов к количеству других типов трещин.

Для формализации метода используется достаточно простой, установленный на основе многочисленных проведенных лабораторных экспериментов [Черемных и др., 2017; Корбутяк и др., 2018; Фролова и др., 2019] принцип формирования оперяющих трещин в зоне магистрального разлома на фоне сдвига и применена следующая формула:

$\Delta N = ( N_1+N_3 ) - (N_2 +N_4 )$,

где: N₁ — количество оперяющих структур с азимутом простирания от 0 до 90° (первая четверть) относительно сместителя магистрального разлома; N₂ — количество оперяющих структур с азимутом простирания от 90 до 180° (вторая четверть) относительно сместителя магистрального разлома; N₃ — количество оперяющих структур с азимутом простирания от 180 до 270° (третья четверть) относительно сместителя магистрального разлома; N₄ — количество оперяющих структур с азимутом простирания от 270 до 360° (четвертая четверть) относительно сместителя магистрального разлома (рис. 4).

 

Рис. 4. Схема расположения четвертей (N₁–N₄) пространственного распределения оперяющих структур относительно ориентировки сместителя магистрального разлома (красная штриховка — Y).

 

Правый сдвиг определяется при ΔN > 0, левый сдвиг — при ΔN < 0, ΔN ≈ 0 указывает на симметричное распределение оперяющих структур, что может означать отсутствие сдвиговой компоненты или, в редких случаях, реверсе сдвига по магистральной структуре, когда на начальном этапе, например, происходили правые сдвиги, а потом, в результате смены параметров ПНД, наблюдался левый сдвиг. Формализованный подход для определения типа кинематики разлома подтвержден в многочисленных лабораторных экспериментах по моделированию обстановки сдвига. Первыми формируются сколы двух типов R и R′. В процессе продолжающегося сдвига количественно будут преобладать R-сколы, однако бывают случаи, когда R-скол после формирования магистрального сместителя сливается с R′-сколом, образуя единую структуру. Система R–T–R′, в зависимости от типа сдвига, будет значительно преобладать над другими типами трещин в зоне разлома.

После установления кинематики магистрального разлома следующим шагом является классификация непротяженных линеаментов (мегатрещин) в пределах отдельных сегментов магистрального разрыва (Y). На основе лабораторных опытов установлено, что угол трения для основных типов горных пород составляет ϕ в диапазоне 30–40°. Синтетические сколы (R) и вторичные синтетические сколы (P) при сдвиговых смещениях ориентированы под углом ϕ/2, то есть приблизительно 15–20° относительно азимута простирания главного разлома. Антитетические сколы (R), обладающие сдвиговой компонентой, противоположной смещениям по основному разлому, ориентированы под углом (90°−ϕ/2) к направлению генерального сдвига, что составляет примерно 60–75°. Биссектриса острого угла между синтетическими и антитетическими сколами (R- и R′) отражает ориентировку оси максимального сжатия, обозначаемую σ₁, биссектриса тупого угла — ось растяжения — σ₃ (рис. 5). Именно в этой зоне, под углом около 45° к направлению генерального сдвига, формируются трещины отрыва (T), субпараллельные оси максимального сжатия.

 

Рис. 5. Системы эшелонированных структурных элементов, образующихся в сдвиговой разломной зоне при простом скалывании [Hancock, 1985]: Y — магистральный сдвиг; R и R′ — сопряженные сколы Риделя; X, P — вторичные сдвиги; e — отрывы; n — сбросы; t — взбросы; f — складки; S₁ — кливаж; σ₁ — ось максимального сжатия; σ₃ — ось максимального растяжения.

 

Считается, что R-, R′-сколы (сдвиги) и T-трещины (отрывы) являются первичными структурами, которые образуют единую триаду, доминирующую над всеми остальными структурами в зоне сдвига до формирования магистрального разлома [Гзовский, 1975]. Вторичные P- и X-сколы (сдвиги), которые противоположны друг другу по кинематике, формируются в результате подвижек по магистральной структуре. Однако их вклад в развитие общей системы структур в зоне сдвига менее выражен по сравнению с R- и R′-сколами, что также подтверждается лабораторными опытами [Черемных и др., 2017; Корбутяк и др., 2018; Фролова и др., 2019].

Результаты

На основе анализа созданной для локального масштабного уровня схемы относительной удельной плотности линеаментов, наиболее вероятно отражающих оперяющие крупные протяженные структуры мегатрещины, выявлено чередование областей с максимальной и минимальной плотностью объектов по простиранию (ЮЗ–СВ) региональных разломов Обручевской системы (рис. 6). Также от предполагаемого сместителя протяженных разломов до некоторого удаления от нее плотности выявленных линейных объектов формируют четкие зоны максимумов и минимумов, которые могут быть проинтерпретированы как вероятные зоны динамического влияния данных региональных структур. При этом ширина зон влияния не является одинаковой на всем протяжении разрывных нарушений, напротив, наблюдаются локальные “расширения” и “сужения”. Подобные зоны выделены и для разрывных структур второго ранга (в масштабе исследуемой площади) СЗ–ЮВ простирания.

 

Рис. 6. Схема относительной удельной плотности линеаментов локального масштабного уровня и выделенные зоны динамического влияния с однородными сегментами зон разноранговых разломов: зеленый — Прибайкальский разлом; фиолетовый — Приморский разлом; красный — Академический разлом; синий — зоны влияния разрывов второго ранга: 1 — Хидусская зона, 2 — Ангинская зона, 3 — Сарминская зона, 4 — Среднеиликтинская зона, 5 — Правоиликтинская зона, 6 — Зундукская зона.

 

Для каждой установленной зоны динамического влияния разломов и каждого выделенного сегмента проводились реконструкции параметров ПНД с помощью ПО LSC. В зоне Прибайкальского разлома выделено 17 сегментов и классифицированы 12172 линеамента (рис. 7). Структуры, отнесенные к магистральному сместителю Прибайкальского разлома (Y), идентифицированы в количестве 921 шт. Первичные (синтетические) сколы (R) наиболее проявлены — их количество составляет 1757 шт. Также хорошо проявлены предполагаемые T-трещины (1553 шт.). Антитетических сколов (R′) выявлено 1439 шт. Эта первичная триада трещин имеет простирание в четвертях N₁ и N₃ относительно магистральной структуры. Вторичные P- и X-сколы простираются в области четвертей N₂ и N₄ в количестве 608 и 665 шт. соответственно. Количественное отношение R-, R′- и T-структур к P- и X-трещинам составляет 3.7. Таким образом, ориентировки доминирующей первичной триады оперяющих трещин свидетельствуют о правосторонней сдвиговой кинематике Прибайкальского разлома.

 

Рис. 7. Результат тектонофизической интерпретации параметров ПНД на основе анализа мегатрещин для зоны Прибайкальского разлома и ее сегментов с помощью ПО LSC. Цифрами указаны номера сегментов зоны разлома и соответствующие им розы-диаграммы.

 

Примечательно, что в большинстве сегментов Прибайкальского разлома сколы Риделя (R′) проявляются СЗ–ЮВ простиранием, что соответствует большинству крупных (второго ранга) геоморфологически выраженных нарушений этого региона. Данные структуры, в соответствии с примененной моделью, характеризуются противоположной (левосдвиговой) кинематикой относительно магистральных разломов. Региональная ось сжатия зоны всего Прибайкальского разлома имеет ориентировку, близкую к субширотной. Установленные оси сжатия и растяжения в сегментах Прибайкальского разлома варьируются в пределах 30° и в целом соотносятся с региональными параметрами ПНД.

В области простирания Приморского разлома выделено и классифицировано 6459 линеаментов. В структуре разломной зоны выделено 15 сегментов (рис. 8). Относящиеся к магистральному сместителю (Y) мегатрещины идентифицированы в количестве 647 шт. Как и в случае с Прибайкальским разломом, большинство из классифицированных структур определяются как синтетические сколы (R) — 927 шт. T-трещины также хорошо проявлены (678 шт). Антитетических сколов (R′) 703 шт. Эти системы первичных оперяющих структур имеют ориентировки, попадающие в N₁ и N₃. Простирающиеся в диапазоне N₂ и N₄ P- и X-трещины определяются в количестве 382 и 418 шт., соответственно. Количественное отношение R-, R′- и T-структур к P- и X- трещинам составляет 2.9, что свидетельствует об однозначной правосдвиговой кинематике Приморского разлома. Ось сжатия в зоне динамического влияния разлома ориентирована субширотно, а по сегментам Приморского разлома расположена близко к субширотной ориентировке и варьируется весьма незначительно, не превышая 15°. Для зоны Приморского разлома также характерно СЗ–ЮВ простирание R′-трещин, которые отчасти выходят за условные границы зоны динамического влияния разлома и пересекают соседнюю зону Прибайкальского разлома.

 

Рис. 8. Результат тектонофизической интерпретации параметров ПНД на основе анализа мегатрещин для зоны Приморского разлома и ее сегментов с помощью ПО LSC. Цифрами указаны номера сегментов зоны разлома и соответствующие им розы-диаграммы.

 

Академический разлом, простирающийся по береговой части юго-западного Прибайкалья и западной границе острова Ольхон, частично скрыт водами озера Байкал, что усложняет реконструкцию параметров ПНД при его формировании. Однако большинство сегментов зоны разлома также показали правостороннюю сдвиговую кинематику. Полученная картина имеет схожие черты с Прибайкальским и Приморским разломами. В разломной зоне выделено 13 сегментов (рис. 9). На всем ее протяжении классифицированы 3433 линеамента. Структуры, подчеркивающие магистральную структуру (Y), выявлены в количестве 502 штук. R-сколы, как и в предыдущих случаях, являются наибольшей по количеству группой, включающей 611 объектов. T-трещин выделено 389 шт. Антитетические сколы (R′) идентифицированы в количестве 529 шт. P-, X-трещины, как и в случаях с другими разломами Обручевской системы, выявляются в меньшинстве — 342 и 198 шт. соответственно. Количественное отношение R-, R′- и T-структур к P- и X- трещинам равно 2.8. Таким образом, даже несмотря на неполную выраженность структур в рельефе, удалось однозначно установить правостороннюю сдвиговую компоненту Академического разлома. Ось сжатия для зоны влияния Академического разлома ориентирована на 120°. Оси сжатия, установленные для сегментов разлома, варьируются более значительно, чем для других исследуемых структур — от субширотной до СЗ–ЮВ. Вероятнее всего, такой обширный диапазон ориентировок осей сжатия в сегментах обусловлен именно плохой геоморфологической выраженностью, а также сложной геометрией сместителя разлома, измененной вследствие более поздних геодинамических событий.

 

Рис. 9. Результат тектонофизической интерпретации параметров ПНД на основе анализа мегатрещин для зоны Академического разлома и ее сегментов с помощью ПО LSC. Цифрами указаны номера сегментов зоны разлома и соответствующие им розы-диаграммы.

 

Выделенные по результатам анализа схем относительной удельной линейной плотности линеаментов разломные зоны СЗ–ЮВ простирания имеют очень хорошую геоморфологическую выраженность. Каждая из этих зон в рельефе представлена ущельем и речной долиной, секущей складчатую область Прибайкалья. Выделенные зоны однозначно являются частью общего тектонического каркаса района Обручевской системы разломов и относятся к разрывным нарушениям второго порядка. Для каждой из установленных зон системы данных структур доминирующее простирание оперяющих мегатрещин находится в диапазонах значений, относящихся к четвертям N₂ и N₄, что однозначно указывает на левостороннюю сдвиговую компоненту (рис. 10). Вполне вероятно, что данные системы разломов изначально закладывались как антитетические (R′) структуры по отношению к магистральным более протяженным разрывам ЮЗ–СВ простирания. Дальнейшие этапы активизации, выраженные в инверсии параметров ПНД и левосторонних сдвигах по главным ЮЗ–СВ структурам, а также смене обстановки сжатия на растяжение при раскрытии Байкальского рифта, способствовали более мощному развитию данных СЗ–ЮВ структур.

 

Рис. 10. Результат тектонофизической интерпретации параметров ПНД на основе анализа линеаментов для системы зон разломов ЮВ–СЗ простирания с помощью ПО LSC. Цифрами указаны номера сегментов зоны разлома и соответствующие им розы-диаграммы.

 

Обсуждение результатов

Проведенные ранее многими учеными структурно-тектонофизические реконструкции на основе анализа данных ДЗЗ, топографических основ, полевых и лабораторных исследований зон разрывных нарушений Прибайкалья позволили реконструировать различные этапы развития региона, обозначенные в разделе “Объект исследования” данной статьи. В контексте проведенных изысканий имеет смысл сравнить полученные авторами результаты с интерпретацией линеаментов, осуществленной предшественниками.

Так, в районе Бугульдейского дизъюнктивного узла ручным способом откартированы линеаменты, отражающие тектонические и особенно неотектонические деформации. Выявлено два основных тектонических этапа: взбросо- и сбросообразование. При анализе слабовыраженных в рельефе линеаментов проявился парагенез левостороннего сдвига, который является более поздним по отношению к этапу сжатия. Данные результаты относятся к вероятным возрастам от позднего мезозоя до плиоцен-четвертичного [Черемных, 2018; Cheremnykh et al., 2020].

На основе автоматического выделения линеаментов и их анализа с помощью ПО “LESSA” для зоны сочленения Байкальской рифтовой зоны и южной окраины Сибирской платформы определена предполагаемая ширина и ее морфоструктурные особенности, такие как клавишное строение. Выделены геоблоки, незначительно подвергшиеся влиянию современной фазы активности. Доказано, что элементы древней структуры реактивируются в плиоцен-четвертичное время в разных геодинамических условиях. Молодые (позднеплейстоцен-четвертичные) сбросы и сбросо-сдвиги часто используют плоскости древних разломов, представлявших собой взбросы и надвиги. Отмечается, что полученные результаты с использованием линеаментного анализа соответствуют процессам, происходившим не ранее плиоцен-четвертичного времени. Также, подобно представленным в данной статье результатам, на основе анализа схем относительных удельных плотностей мегатрещин относительно региональных структур определена ширина зон динамического влияния протяженных разломов [Иванченко, Горбунова, 2021; Ivanchenko et al., 2022].

Необходимо отметить, что в приведенных выше работах предшественников, касающихся тектонофизической интерпретации линеаментов Прибайкалья, изначально использовался отличающейся от примененного в данном исследовании способ выделения линеаментов. Линейные элементы рельефа ранее маркировались ручным способом на основе топографических основ. Их положение также уточнялось с помощью визуального анализа ЦМР, созданной по данным радиолокационных съемок SRTM или ASTER. Количество выделенных в данных работах линеаментов для тех же областей отличается в меньшую сторону от выделенных в представляемом исследовании в сотни, а иногда и тысячи раз, в зависимости от масштабного уровня генерализации ЦМР. При этом акцент сделан на экспертном выделении более молодых, отчетливо проявленных структур, маркируемых линеаментами, что на основе сравнения со структурными парагенезисами разломных зон [Семинский, 2014] позволило выявить несколько этапов развития, которые в целом согласуются с полученными ранее результатами с помощью структурно-парагенетического анализа разрывов и трещиноватости массивов горных пород Прибайкалья [Черемных и др., 2018; Cheremnykh et al., 2020]. Данные исследования, как отмечают авторы, крайне детально отражают эволюцию структурно-тектонического развития региона преимущественно на неотектоническом этапе.

В представляемом исследовании применен подход автоматического выделения линеаментов с помощью разработанного авторами ПО на основе ЦМР, что позволяет маркировать и проводить автоматическую интерпретацию большого количества разноранговых линеаментов (см. рис. 3). Важно отметить, что при интерпретации линеаментов акцент сделан на реконструкции параметров именно сдвиговых напряжений для воссоздания обстановки ранних этапов развития западного Прибайкалья, связанных с раннепалеозойскими коллизионными процессами, которые, по мнению многих исследователей, происходили на фоне правосдвиговых крупноамплитудных смещений по основным магистральным разломам. Данный этап в геологической истории Прибайкалья установлен исключительно с помощью геодинамических реконструкций. Учитывая доказанную тесную генетическую связь кайнозойских разрывов Байкальской рифтовой зоны с докембрийскими структурами, результаты структурно-геоморфологического анализа должны отражать и более ранние этапы развития региона, что и доказано в рамках представленного исследования. Данный вывод не согласуется с представлениями о том, что выделяемые в регионе линеаменты, выделенные автоматически с помощью ПО “LESSA”, соответствуют тектоническим структурам исключительно плиоцен-четвертичного времени [Иванченко, Горбунова, 2021; Ivanchenko et al., 2022]. Как уже отмечалось выше, предыстория тектонического развития западного Прибайкалья обусловлена всеми предыдущими этапами, которые, безусловно, находят свое отражение в современной линеаментной сети. Причем древние процессы аккреции и коллизии проявились гораздо мощнее по сравнению с более молодыми процессами активизации территории, которые во многом наследуют их структурные черты. При достаточной статистически значимой выборке объектов и ее методически верной тектонофизической интерпретации появляется возможность реконструкции данных ранних этапов, связанных преимущественно со сдвиговыми напряжениями.

В дальнейшем авторы планируют учесть в созданном ПО модели формирования парагенезисов не только сдвиговых, но и сбросовых и взбросовых зон для более детальной интерпретации линеаментов и выделения других этапов эволюции долгоживущих разломов не только западного Прибайкалья, но и других сейсмоактивных территорий. Кроме того, в применяемых моделях в дальнейшем необходимо учитывать преобладание сжимающих или растягивающих напряжений.

Заключение

На основе авторского подхода к выделению и тектонофизической интерпретации линеаментов, а также специально разработанного для решения этой задачи программного обеспечения “DEM Maker”, “Line Maker” и “Lineament Stress Calculator”, включающего фильтрацию цифровой модели рельефа, выделение линейных элементов рельефа в зависимости от геоморфологических особенностей исследуемого региона и интерпретацию пространственного положения данных линейных объектов с помощью модели формирования парагенезиса оперяющих трещин магистрального разлома в зоне сдвига П. Л. Хэнкока, для района Обручевской системы разломов западного Прибайкалья удалось выделить линеаменты на различных масштабных уровнях и провести для них реконструкцию параметров сдвиговых напряжений.

Установлено, что выделенные на четырех масштабных уровнях (региональный, субрегиональный, надлокальный, локальный) линеаменты значительно дополняют известный каркас разрывных нарушений и согласуются с простиранием соответствующих по рангу известных разрывных структур. При этом непротяженные линеаменты рассматривались в качестве мегатрещин, оперяющих протяженные разрывные структуры.

Для каждого из рассмотренных разломов Обручевской системы на основе анализа относительной удельной плотности предполагаемых оперяющих разрывных структур установлены неоднородные зоны динамического влияния региональных разломов ЮЗ–СВ простирания, которые разделены на относительно однородные сегменты.

Для каждого выделенного сегмента зоны динамического влияния разломов с помощью разработанного программного обеспечения проведена реконструкция параметров поля напряжений-деформаций. Таким образом установлено, что магистральные разломы ЮЗ–СВ простирания, субпараллельные краевому шву Сибирской платформы, на раннем этапе развития формировались как правые сдвиги при ориентировке оси сжатия ≈ 90°. Разломы СЗ–ЮВ ориентировки определены как левые сдвиги и, вероятно, закладывались как антитетические сколы по отношению к магистральным структурам, получив свое развитие при дальнейших структурных перестройках региона.

Полученные результаты отражают основные черты раннепалеозойского этапа развития региона в процессе аккреции Ольхонского террейна к южной окраине Сибирского кратона, что сопровождалось активизацией правосдвиговых смещений по главным ЮЗ–СВ региональным разломам (аккреционным швам) и процессами активного метаморфизма.

Финансирование работы

Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда № 20-77-10087, https://rscf.ru/project/20-77-10087/

Благодарности

Авторы благодарят канд. геол.-мин. наук Фролову Наталью Сергеевну и Корбутяк Анну Николаевну — ведущего и научного сотрудников кафедры динамической геологии геологического факультета МГУ имени М. В. Ломоносова за возможность участия в лабораторных опытах по моделированию сдвига, которые позволили уточнить используемые в работе модели формирования парагенезиса оперяющих магистральный разрыв трещин. Также авторы признательны заведующему лабораторией тектонофизики ИФЗ РАН докт. физ.-мат. наук Ребецкому Юрию Леонидовичу за критические замечания по реализации методики. Помимо прочего, авторы благодарны старшему научному сотруднику лаборатории тектонофизики ИЗК СО РАН канд. геол.-мин. наук Черемных Александру Викторовичу за детальное рецензирование и многочисленные ценные замечания, которые учтены при подготовке статьи к печати.

About the authors

А. D. Svecherevskiy

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: alexey@svecherevskiy.ru
Russian Federation, Moscow

S. A. Ustinov

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences; Sadovsky Institute of Geospheres Dynamics of the Russian Academy of Sciences

Email: alexey@svecherevskiy.ru
Russian Federation, Moscow; Moscow

D. S. Lapaev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences

Email: alexey@svecherevskiy.ru
Russian Federation, Moscow

V. А. Petrov

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences

Email: alexey@svecherevskiy.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files