Региональный дистанционный анализ разломной тектоники Таймыро-Североземельского орогена и ее роли в рудообразовании

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Таймыро-Североземельский регион является одним из самых слабоизученных в Арктической зоне Российской Федерации, что, очевидно, связано с его труднодоступностью. Тем не менее регион привлекает внимание исследователей уже несколько десятков лет, что во многом обуславливается высокими перспективами открытия новых месторождений дефицитных видов стратегического минерального сырья (Проскурнин, 2013; Проскурнин и др., 2021; Верниковский и др., 2022). На сегодняшний день промышленная добыча рудных полезных ископаемых в пределах полуострова Таймыр осуществляется только из золотоносных россыпей, что связано с удаленностью рассматриваемой территории от промышленных центров и практически отсутствием транспортно-энергетической инфраструктуры (Проскурнин и др., 2021).

Больше половины известных рудных объектов различных рангов на Таймыре имеют гидротермальную природу. Известно, что гидротермальные процессы контролируются разрывной тектоникой (Черезов и др., 1992). Таким образом, мы можем говорить о разрывной тектонике как об одном из важнейших рудоконтролирующих факторов применительно к изучаемой территории.

Работ, посвященных изучению каркаса разрывных нарушений для Таймыро-Североземельского региона крайне мало. Все они сосредоточены на исследовании локальных участков (Брянцева и др., 2019; Овсюченко и др., 2023).

Известно, что большинство крупных разломов в составе Таймырской орогенной области заложены в ходе позднепалеозойско-раннемезозойской активизации, когда были сформированы складчатые сооружения. Далее эти структуры развивались унаследовано, в том числе и на современном этапе (Брянцева и др., 2019).

Перечисленные обстоятельства побудили авторов настоящей статьи провести анализ каркаса разрывных нарушений Таймырской части Таймыро-Североземельского региона с применением комплекса современных методов обработки данных дистанционного зондирования Земли и тектонофизических реконструкций. Полученные результаты позволили составить схему потенциально перспективных участков на обнаружение рудных объектов.

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЙ И КРАТКАЯ ИСТОРИЯ ЕГО ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

В формировании Таймыро-Североземельской складчато-покровной области выделяются два главных этапа. В неопротерозое образован Центрально-Таймырский пояс, который аккретировал к Сибирскому континенту. На позднепалеозойском-раннетриасовом этапе развития региона произошла коллизия Карского континента с Сибирью – образовался Таймыро-Североземельский (Карский) ороген и проявился трапповый магматизм (Верниковский и др., 2022). Непосредственно формирование Таймыро-Североземельского орогена происходило в течение приблизительно 90 млн. лет в карбоне-перми, явившись результатом косой коллизии и правых сдвигов по коллизионным швам (Афанасенков и др., 2016).

В составе Таймыро-Североземельского орогена выделяются три зоны: Северо- (северный домен), Центрально- (центральный домен) и Южно-Таймырская (южный домен). Границами зон служат главные разломы – Главный Таймырский-Диабазовый и Пясино-Фаддеевский (Демина и др., 2018) (рис. 1). Из рисунка видно существенное отличие этих зон по геологическому строению, что отражает их различную историю формирования. При этом в Таймыро-Североземельском орогене на основе U-Th-Pb изотопных данных для цирконов выделены стадии синколлизионного – 315–282 млн лет, и постколлизионного – 264–248 млн. лет назад, гранитоидного магматизма, отличающиеся по петрохимическим и геохимическим особенностям (Верниковский и др., 2022). Гранитоидный магматизм сменился интенсивным трапповым на границе перми и триаса (249–242 млн. лет назад). Проявления последнего особенно широко развиты в Южно-Таймырской зоне и представлены туфобазальтовой, габбродолеритовой, троктолит-габбро-долеритовой формациями. Предполагается, что причина возникновения траппового магматизма заключается в откате слэба Карского континента в ходе коллизии и подъеме частично расплавленной астеносферной мантии (Демина и др., 2018).

 

Рис. 1. Схематическая тектоническая карта Таймыро-Североземельского орогена (составлена по материалам (Верниковский и др., 2022; Государственная…, 2009; 2011; 2013; 2014; 2015; 2020). 1–2 – южный домен – Южно-Таймырская складчатая зона (деформированная пассивная континентальная окраина Сибирской платформы): 1 – преимущественно доломиты и известняки (O–C₂); 2 – преимущественно песчаники, аргиллиты, угленосные отложения (C₃–P₂); 3–5 – деформированные образования траппов (P₃–T₁): 3 –базальты и туфы, 4 – долеритовые силлы, 5 – щелочные сиениты, граниты, монцониты; 6–11 – центральный домен – Центрально-Таймырский аккреционный пояс: 6 – кратонные террейны, 7 – неопротерозойские гранитоиды (940–850 млн. лет), 8 – преимущественно островодужные комплексы (NP₁), 9 – террейны карбонатных комплексов, 10 – осадочный чехол (NP₃–C₁), 11 – северный домен – деформированные и метаморфизованные породы пассивной континентальной окраины Карского микроконтинента: ритмично переслаивающиеся метапесчаники, метаалевролиты, другие метапелиты, углистые сланцы (NP₃–Є); 12 – синколлизионные граниты; 13 – постколлизионные граниты; 14 – отложения юрско-четвертичного возраста, включая Енисей-Хатангский прогиб; 15 – главные разломы: I – Главный Таймырский-Диабазовый, II – Пясино-Фаддеевский; 16 – месторождения металлических полезных ископаемых (коренные); 17 – рудопроявления металлических полезных ископаемых.

 

Металлогения Северо- и Южно-Таймырской зон различна. В Северо-Таймырской зоне выявлены многочисленные золоторудные проявления в ареалах развития гранитоидных интрузий Центрально-Арктического медно-порфирового пояса (ЦАП). В Южно-Таймырской зоне размещаются, в основном, медные, медно-никелевые, полиметаллические, ртутные и флюорит-баритовые проявления (Галямов и др., 2022). Ведущую роль в формировании золотосодержащих медно-молибден-порфировых проявлений Центрально-Арктического пояса играют позднепалеозойско-раннемезозойские плутоногенно-гидротермальные внутриинтрузивные рудоформирующие системы (Проскурнин и др., 2021).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Линеаментный анализ территории проводился с помощью специальной методики на основе построения и обработки цифровой модели рельефа (ЦМР), предложенной и верифицированной на реальных геологических объектах сотрудниками лаборатории геоинформатики ИГЕМ РАН (Устинов, Петров, 2016). Методика эффективна даже в областях со слабо расчлененным рельефом. ЦМР территории создана с использованием открытых данных радарной интерферометрической съемки поверхности земного шара ASTER GDEM (Global Digital Elevation Model) третьей версии. В работе использовалась модель с уровнем генерализации 1 км на пиксель.

Результаты съемки представляют собой растровые изображения со значениями высотных отметок рельефа для каждого пиксела в формате GeoTIFF, содержащем метаданные о географической привязке (рис. 2). Линеаменты на ЦМР выявлялись с помощью разработанного с участием авторов данной статьи программного обеспечения на основе нейросетевых технологий (Гришков и др., 2023). Данный подход, учитывая высокое пространственное разрешение используемой ЦМР, позволил выделить на территории множество непротяженных линеаментов (20 029 шт.), которые могут быть проинтерпретированы в качестве так называемых “мегатрещин”, оперяющих протяженную разрывную структуру (Петров и др., 2010; Ребецкий и др., 2017).

 

Рис. 2. Визуализированная в ГИС-среде цифровая модель рельефа с пространственным разрешением 1 км/пиксель с выделенными созданной нейросетью линеаментами (синие линии) и розой-диаграммой их ориентировок. Цветовая шкала отражает высотные отметки рельефа.

 

До процедуры идентификации линеаментов с помощью созданной нейронной сети для наиболее точного выделения линеаментов на этапе предварительной подготовки ЦМР применялся метод нелинейной направленной фильтрации изображения. В данном исследовании направленная фильтрация использовалась для улучшения границ градиентного перехода между значениями пикселей с целью выделения определенных характеристик изображения на основе их частоты, связанной со структурными особенностями территории. Направленная фильтрация изображения, в соответствии с общеизвестными методиками (Paplinski, 1998; Suzen, Toprak, 1998; Enoh et. al., 2021), производилась по четырем основным направлениям: С–Ю (0°), СВ–ЮЗ (45°), В–З (90°), ЮВ–СЗ (135°), с построением соответствующих схем теневого рельефа с целью подчеркнуть все возможные ориентировки выделяемых на изображении структур.

При этом, учитывая небольшое количество наблюдаемых протяженных линеаментов (6 715 шт.), которые могут соответствовать крупным зонам разрывных нарушений, нами принято решение выделить их в ручном режиме (рис. 3).

 

Рис. 3. Визуализированная в ГИС-среде цифровая модель рельефа с пространственным разрешением 1 км/пиксель с выделенными ручным способом протяженными линеаментами (синие линии) и розой-диаграммой их ориентировок. Цветовая шкала отражает высотные отметки рельефа.

 

В соответствии с теорией разломообразования (Anderson, 1905), выделяются три основных типа разломов: сбросы, сдвиги и надвиги.

К настоящему времени сложилась ситуация, когда большинство специалистов в области изучения разломной тектоники допускают отрывной характер разрушения горных пород, но для описания кинематики смещения по образованному разрыву используют в основном сдвиговое перемещение (с позиций механики).

Для реконструкции параметров регионального поля напряжений-деформаций (ПНД), кинематики основных разломов и стадий формирования каркаса разрывных структур на основе интерпретации выделенных линеаментов необходимо принять одну из распространенных тектонофизических моделей формирования парагенезиса оперяющих трещин магистрального разлома (основного разрывного нарушения первого порядка в масштабе площади исследования) в зоне сдвига. Для зон сдвига (до образования в них магистрального разрыва) природные картины нарушений второго порядка установлены и объяснены с позиций механики (Семинский, 2003; Ребецкий и др., 2017). На начальном этапе в относительно однородном для определенной территории ПНД возникают кулисообразные системы трещин отрыва (одна система) и скола (две сопряженные системы). В зонах сдвига ориентировка трещин данных систем отвечает напряженному состоянию чистого сдвига (Гзовский, 1975). В случае, если на чистый сдвиг накладывается небольшое сжатие или растяжение вкрест оси зоны, напряженно-деформированное состояние может остаться близким к чистому сдвигу, но ориентировка осей сжатия и растяжения, а также связанная с ними ориентировка трещин закономерно изменяются (Гзовский, 1975; Семинский, 2003). Это исходное ПНД зон сдвига и трещины, возникшие в результате его действия, можно считать отвечающими 1-му этапу развития магистрального разрыва – этапу его подготовки.

Существуют различные объяснения формирования нарушений второго порядка вокруг уже активных разломов с позиций механики (Hancock, 1985; Семинский, 2003).

П.Л. Хэнкок приводит наиболее полную сводную схему рядов вторичных структур, наблюдаемых в зонах сдвига до образования в них магистрального разрыва и после его формирования (Hancock, 1985) (рис. 4). Эта модель использовалась в качестве основной в нашем исследовании.

 

Рис. 4. 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.

 

Специально для решения задач исследования написано программное обеспечение (ПО) “Lineament Stress Calculator” (автор А.Д. Свечеревский, ИГЕМ РАН), используемое для интерпретации ориентации выделенных линеаментов по модели П.Л. Хэнкока.

На основе реконструкции ориентировки оси главных сжимающих или растягивающих усилий в регионе для каждой из зон динамического влияния разрывных нарушений возможно визуализировать сегменты структур, в различной степени предрасположенные к сдвигу, участки концентрации и рассредоточения деформаций.

Сдвиговые (τ) и эффективные (σ_n) нормальные напряжения можно рассчитать по формуле (Jaeger and Cook, 1979):

$$\begin{gathered} \tau =\frac{S_1-S_3}{2}\sin 2\phi \\ {\sigma }_n=\frac{S_1+S_3-P_f}{2}+\frac{S_1-S_3}{2}\cos 2\phi , \end{gathered}$$

где S₁ – значение напряжений по оси максимального сжатия, S₃ – значение напряжений по оси наименьшего сжатия, P_f – флюидное давление, φ – угол между нормалью к плоскости разрывного нарушения и осью действия напряжения S₁ (рис. 5).

 

Рис. 5. Общая схема определения тенденции к сдвигу (μ) на основе комбинации ориентировок региональных анизотропных напряжений (черные символы – ориентировка оси максимального сжатия) с ориентировками сегментов разрывных структур с расчетом отношения сдвигового (τ) к нормальному напряжению (σ_n) для сегментов разломов: S₁ – ориентировка оси максимального сжатия, S₂ – ось минимального сжатия, S_H – региональная ориентировка оси максимального сжатия. Желтым и оранжевым цветами указаны сегменты, демонстрирующие наибольшую степень гидравлической активности (Fuchs, Müller, 2001).

 

Тенденция к сдвигу (μ) определенного структурного элемента (сегмента) разлома может быть вычислена как отношение сдвиговых напряжений к эффективным:

$\mu =\frac{\tau }{{\sigma }_n}$.

При этом наиболее гидравлически активные сегменты разрывных структур обладают μ ≈ 0,6 (Jaeger, Cook, 1979; Fuchs, Müller, 2001).

Данные подходы использованы в работе для реконструкции каркаса разрывных нарушений по структурно-геоморфологическим признакам, параметров ПНД, установления кинематики основных выявленных разломных зон, определения наиболее гидравлически активных сегментов разломов, восстановления стадийности формирования структур. При этом, не имея достоверной информации о величинах напряжений и флюидного давления и беря во внимание тот факт, что для формирования разлома сдвигового типа необходима значительная разница между значениями S₁ и S₃ при S₁ > S₃ (Зобак, 2018) мы приняли условные значения S₁ =70 МПа и S₂ = 20 МПа. В таком случае значения сдвиговых напряжений при наших значениях угла φ достигают значения 25 МПа, что соответствует усредненным значениям касательных напряжений для современных обстановок внутриплитового орогенеза и субдукционных областей и границ литосферных плит (Ребецкий и др., 2008). Кроме того, при таких значениях S₁ и S₃ для нашей выборки объектов значения μ ≤ 0,67, что упрощает дальнейшую классификацию. Учитывая, что изменение разницы между значениями S₁ и S₃ влияет на значение μ, мы допускали гидравлически активными сегменты со значениями μ от 0.45 до 0.67. Флюидное давление в нашей модели игнорировалось как переменная, не оказывающая существенного влияния на итоговый результат. По мнению Ю.Л. Ребецкого флюидное давление составляет 0.6-0.8 от литостатического для современных областей внутриплитового орогенеза (Ребецкий, 2008).

РЕЗУЛЬТАТЫ

В первую очередь изучены существующие карты регионального масштаба, на которых вынесена информация о местоположении разрывных нарушений. Государственные геологические карты миллионного масштаба (листы S-44, S-45; S-46; S-47; S-48; S-49; T-45-48 (Государственная…, 2009; 2011; 2013; 2014; 2015; 2020) содержат весьма ограниченную информацию о каркасе разрывных нарушений (рис. 6).

 

Рис. 6. Схема пространственного распределения разрывных нарушений Таймыро-Североземельского орогена по материалам государственных геологических карт масштаба 1:1 000 000, и роза-диаграмма их ориентировок. Разломы: 1 – Главный Таймырский; 2 – Диабазовый; 3 – Пясино-Фаддеевский; 4 – Пограничный; 5 – Мамонтово-Ярский; 6 – Чукчинский; 7 – Северо-Пясинский. N – количество разломов.

 

На карте явно видны главные магистральные разломы северо-восточного простирания (Главный Таймырский, Пясино-Фаддеевский, Пограничный и др.). Кроме того, очевидна неравномерность изученности каркаса разрывных нарушений на разных листах геологических карт, что не позволяет ограничиться этой информацией в ходе наших исследований.

Совокупный анализ приведенных результатов позволяет сделать следующие выводы: на территории Таймыро-Североземельского орогена существуют две наиболее протяженные магистральные зоны северо-восточного простирания – Главного Таймырского-Диабазового и Пясино-Фаддеевского разломов. Эти разломы являются разделителями Северо-, Центрально- и Южно-Таймырской тектонических зон. Являясь в настоящее время надвигами, сформированы они были как правосторонние сдвиги в ходе косой коллизии Карского микроконтинета и Сибири в позднем палеозое. Позднее магистральные разломы были осложнены сдвигами северо-западного простирания.

При этом для позднепалеозойско-раннемезозойского тектоно-минерагенического цикла предполагается тектонический режим сжатия с СЗ на ЮВ-субширотный, что отражается в простирании даек и интрузивов (Проскурнин, 2013).

В целях дополнения каркаса разрывных нарушений было принято решение выделить ручным способом протяженные линеаменты на основе ЦМР с разрешением 1 км/пикс (см. рис. 3). Такие линеаменты могут маркировать долгоживущие разломные зоны. На розе-диаграмме явно выделяется система структур с северо-восточным простиранием, соответствующая магистральным разломам и менее развитая север-северо-западного простирания. Последняя, по-видимому, соответствует более молодым (по отношению к магистральным) разломам (Брянцева и др., 2019).

Еще одна методика выделения и заверки крупных разрывных зон была предложена Д.В. Сивковым и соавторами (Сивков и др., 2020). В ее основе лежит анализ пространственного положения и создания схем плотности непротяженных линеаментов, выделяемых автоматически различными программными средствами. Для каждого линейного сегмента выделенных с помощью нейронной сети линеаментов (на основе ЦМР с разрешением 1 км/пиксель) нами рассчитан и присвоен в виде атрибута истинный азимут его простирания. На основе этого атрибута проведено ранжирование линеаментов по классам и построены восемь схем относительных удельных плотностей линейных объектов с шагом в 22,5 ± 11,25° (рис. 7).

 

Рис. 7. а–з – схемы относительных удельных плотностей линеаментов по интервалам ориентировок с выявленными трендами (показаны жирными линиями черного цвета) по методике (Сивков и др., 2020): а – 11°-34°; б – 33,5°–56,5°; в – 56°–79°; г – 78,5°–101,5°; д – 101°–124°; е – 123,5°–146,5°; ж – 146°–169°; з – 168,5°–11,5°; и – роза-диаграмма ориентировки трендов линеаментов. N – количество объектов, использованных для построения розы-диаграммы.

 

На всех схемах наблюдаются локальные максимумы относительной удельной плотности линеаментов, которые выстраиваются в линейные “цепочки” и формируют некоторые тренды. Подобные тренды образуют множество копланарных линеаментов. Соответственно, выстраивающиеся в линию максимумы относительной удельной плотности, совпадающие по азимуту с линеаментами определенных ориентировок, будут маркировать крупные линейные геологические объекты, наиболее вероятно, зоны протяженных разломов.

На обобщенной розе-диаграмме трендов линеаментов (см. рис. 7и) явно выделяются система северо-восточного простирания, а также две менее развитые системы – северо-западная и субширотная.

Несмотря на единые время и природу формирования, для реконструкции параметров ПНД на основе модели П.Л. Хэнкока (Hancock, 1985) было решено выделить две условные сдвиговые блок-зоны – Главная Таймырско-Диабазовая и Пясино-Фаддеевская. Такое решение обусловлено как значительным расстоянием между исследуемыми магистральными разломами, так и неоднородностью составов и металлогении тектонических зон Таймыро-Североземельского орогена.

Важно отметить, что в целях повышения однородности результатов линеаментного анализа обе блок-зоны были урезаны в северо-восточной области. Дело в том, что северо-восточная часть Главной Таймырско-Диабазовой блок-зоны в значительной степени перекрыта отложениями юрско-четвертичного возраста, а северо-восточная область Пясино-Фаддеевской блок-зоны представлена северо-восточным окончанием гор Бырранга, где обширное горное плато, которому принадлежат наибольшие высотные отметки для изучаемой территории, резко погружается под четвертичные прибрежно-морские осадки приморской низменности (см. рис. 1). Эти обстоятельства в значительной степени ограничили возможность выделения линеаментов ручным способом в северо-восточной части Таймыро-Североземельского орогена (см. рис. 3).

Блок-зоны состоят из условной линии (“тренда”) исследуемого сдвига и самих элементов разрывной тектоники, которые могут быть представлены разломами или линеаментами. В целях корректной реконструкции последние разделены на прямолинейные сегменты. Ширина (условная “зона влияния”) блок-зон определялась экспериментальным способом, так как традиционное понятие “зоны тектонического влияния разлома” не вполне подходит изучаемым структурам надрегионального масштаба. Для каждой блок-зоны восстанавливалось ПНД для различных по размеру “зон влияния” – от 10 до 100 км с шагом в 10 км. Установлено, что для обеих блок-зон ориентировки главных напряжений ПНД сохранялись при ширине “зоны влияния” от 10 км до нескольких десятков километров. Перемена ориентировок напряжений не происходила, что подтверждает единую природу Главной Таймырско-Диабазовой и Пясино-Фаддеевской блок-зон. Для визуализации нами для обеих зон установлены равные “зоны влияния” приблизительно 70 км.

Рассмотрим полученные результаты реконструкции ПНД согласно модели П.Л. Хэнкока. В качестве входных данных использованы выделенные вручную протяженные линеаменты (рис. 8а, 9а) и тренды линеаментов (рис. 8б-г, 9б-г). В первом случае для обеих блок-зон ось регионального максимального сжатия имела юго-восточную (ближе к субширотной) ориентировку (≈ 115°), а ось регионального максимального растяжения характеризовалась северо-восточным (ближе к субмеридиональному) направлением (≈ 25°) (см. рис. 8а, 9а). Такая ситуация согласуется с представлениями В.Ф. Проскурнина о тектоническом режиме в ходе позднепалеозойско-раннемезозойского тектоно-минерагенического цикла (Проскурнин, 2013). При этом сама шовная зона в нашей модели (Y-трещины) однозначно интерпретируется как правый сдвиг, что также согласуется с мнением исследователей (Афанасенков и др., 2016; Верниковский и др., 2022).

 

Рис. 8. а–г – Реконструкция ПНД для Главной Таймырско-Диабазовой блок-зоны на основе модели П.Л. Хэнкока для: протяженных линеаментов, выделенных вручную (а); трендов плотностей линеаметов: с линией сдвига, проведенной согласно трассе разлома (б); с линией сдвига, проведенной согласно преобладающей системе вторичных сколов (в); г – с линией сдвига, проведенной согласно северо-западной системе трендов линеаментов. 1 – Y-трещины; 2 – R-трещины; 3 – R’-трещины; 4 – P-трещины; 5 – X-трещины; 6 – T-трещины; 7 – не определено; 8 – “тренд” разлома (линия сдвига). Синие стрелки – ориентировка оси максимального сжатия; зеленые стрелки – ориентировка оси максимального растяжения. N – количество объектов, использованных для построения розы-диаграммы.

 

Рис. 9. а–г – Реконструкция ПНД для Пясино-Фаддеевской блок-зоны на основе модели П.Л. Хэнкока для: протяженных линеаментов, выделенных вручную (а); трендов плотностей линеаметов: с линией сдвига, проведенной согласно трассе разлома (б); с линией сдвига, проведенной согласно преобладающей системе вторичных сколов (в); г – с линией сдвига, проведенной согласно северо-западной системе трендов линеаментов. 1 – Y-трещины; 2 – R-трещины; 3 – R’-трещины; 4 – P-трещины; 5 – X-трещины; 6 – T-трещины; 7 – не определено; 8 – “тренд” разлома (линия сдвига). Синие стрелки – ориентировка оси максимального сжатия; зеленые стрелки – ориентировка оси максимального растяжения. N – количество объектов, использованных для построения розы-диаграммы.

 

Рассмотрим результаты реконструкции ПНД на основе других входных данных – трендов линеаментов. В случае, когда “тренд” разлома проведен согласно трассе магистрального разлома (см. рис. 8б; 9б), ориентировка осей главных напряжений совпадает с результатами реконструкций для протяженных линеаментов, выделенных вручную. Однако, если обратить внимание на розы-диаграммы, то можно заметить, что система структур северо-восточного простирания, совпадающая с трассой магистрального разлома, проявлена не столь явно, как система с азимутом ≈ 45°. Согласно модели П.Л. Хэнкока последние интерпретируются как P-трещины, то есть вторичные сколы по отношению к магистральному разлому. Для них мы также реконструировали ПНД (см. рис. 8в, 9в), получив результаты соответствующие модели для протяженных линеаментов, выделенных ручным способом (с учетом изменения “тренда” разлома). Кроме того, на розе-диаграмме для обеих блок-зон значительно проявлена и ортогональная система с азимутом ≈ 305°–315°. Вероятно, что таким образом выражается парагенезис более молодых сдвигов северо-западного простирания, осложняющих магистральные разломы. Они развивались уже при других параметрах ПНД, на что указывают результаты палеореконструкций (см. рис. 8г, 9г). Очевидно, разломы северо-западного простирания требуют дальнейшего изучения, в том числе с точки зрения их относительного датирования.

Таким образом предполагаем, что восстановлены региональные ориентировки главных осей ПНД для двух блок-зон на время позднепалеозойско-раннемезозойского тектоно-минерагенического цикла.

На основе результатов реконструкции ориентировки главных региональных осей сжатия и растяжения, расчета коэффициента тенденции к сдвигу (μ), возможно визуализировать сегменты установленных и предполагаемых (линеаменты) разрывных структур, в различной степени предрасположенных к транстенсии. Расчеты проводились для разломов, отраженных на Государственной геологической карте, и трендов плотностей линеаментов, выделенных по методике (Сивков и др., 2020), как сомасштабных объектов (рис. 10).

 

Рис. 10. Результаты реконструкции гидравлической активности сегментов тектонических элементов: а – классифицированные сегменты всей разломной сети Государственной геологической карты и трендов плотностей линеаментов; б – схема зон влияния (оранжевые линии) сегментов разломов и сегментов трендов плотностей линеаментов проницаемых и повышенной проницаемости. Участки перекрытия зон влияния нескольких разломов окрашены красным. 1 – непроницаемые сегменты; 2 – слабопроницаемые сегменты; 3 – сегменты средней проницаемости; 4 – проницаемые сегменты; 5 – сегменты повышенной проницаемости, 6 – гидротермальные месторождения металлических полезных ископаемых; 7 – гидротермальные рудопроявления полезных ископаемых.

 

В связи с едиными параметрами реконструированного ПНД, вычисления коэффициента тенденции к сдвигу (μ) проводились совместно для Главной Таймырско-Диабазовой и Пясино-Фаддеевской блок-зон.

В результате сегменты рассматриваемых структур классифицированы от непроницаемых до высокопроницаемых и представлены на объединенной схеме (см. рис. 10а). Для наглядности построена схема зон влияния сегментов разломов и сегментов трендов плотностей линеаментов проницаемых и повышенной проницаемости (см. рис. 10б).

При этом ширина зоны влияния для всех структур принята условно 10 км. Необходимо отметить, что разломы северо-западного простирания сформировались в ПНД отличном от колизионного. Однако в связи с их относительно малым количеством принято решение включить их в расчеты.

Из приведенных рисунков видно, что за исключением одного рудопроявления, все рудные объекты гидротермального генезиса попали в условные зоны влияния структур проницаемых и повышенной проницаемости на время позднепалеозойско-раннемезозойского тектоно-минерагенического цикла, что подтверждает наши расчеты.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По результатам выполненного исследования можно сделать следующие выводы.

Для территории Таймыро-Североземельского орогена проведен комплексный структурно-линеаментный анализ на основе различных данных и научно-методических подходов, в том числе авторских, к выделению линеаментов с использованием цифровой модели рельефа, включая ее разнонаправленную фильтрацию, и применением геоинформационных технологий.

На основе модели развития вторичных структур в зоне скола П.Л. Хэнкока и установленных разрывных нарушений реконструированы параметры (ориентировки главных осей) регионального поля напряжений-деформаций, а также кинематика основных типов разрывов для исследуемой территории. Результаты палеореконструкций отвечают конкретным обстановкам, выявленным ранее другими исследователями (Проскурнин, 2013; Афанасенков и др., 2016; Верниковский и др., 2022) на основе применения иного научно-методического подхода.

Расчет показателя тенденции к сдвигу (транстенсии) с учетом установленной ориентировки главных осей регионального поля напряжений-деформаций позволил выявить наиболее гидравлически активные сегменты разрывных структур.

С точки зрения прогноза размещения полезных ископаемых, дальнейшие детализирующие работы необходимо сосредоточить на изучении зон влияния гидравлически активных разломов северо-восточного простирания. Данные надрегиональные и региональные структуры могли выступать в качестве флюидоподводящих в процессе гидротермального рудообразования.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследование выполнено в молодежной лаборатории ИГЕМ РАН “Лаборатория прогнозно-металлогенических исследований” в рамках темы государственного задания “Применение современных методов оценки, поиска и прогноза месторождений твердых полезных ископаемых, в том числе стратегических, в Арктической зоне Российской Федерации с целью расширения минерально-сырьевой базы и планирования развития транспортно-коммуникационных сетей”.

Об авторах

В. А. Минаев

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: minaev2403@mail.ru
Россия, Москва

С. А. Устинов

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

Email: minaev2403@mail.ru
Россия, Москва

В. А. Петров

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

Email: minaev2403@mail.ru
Россия, Москва

А. Д. Свечеревский

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

Email: minaev2403@mail.ru
Россия, Москва

И. О. Нафигин

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

Email: minaev2403@mail.ru
Россия, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы