Интерпретация линеаментов в пределах западной части Байкало-Патомского пояса с применением мультимасштабного тектонофизического подхода в контексте прогноза рудообразующих систем

Разрывные структуры (разломы, трещины) в земной коре, которые в наиболее общем определении представляют собой нарушение сплошности горных пород без смещения или со смещением по плоскости разрыва, формируются на всём протяжении геологической истории Земли в зависимости от действовавших в определённое время геодинамических обстановок. Данные структуры образуют ослабленные зоны, выступают в роли границ литосферных плит и тектонических блоков земной коры, по которым происходит или происходило их перемещение, а также имеют важное значение в качестве путей и каналов для поступления глубинного мантийного вещества или флюида в приповерхностные участки и на поверхность Земли. Кроме того, разрывные нарушения могут быть древними, действовавшими на определенном этапе геологической истории, или могут проявлять сейсмическую активность в настоящее время, периодически приводя к возникновению очагов землетрясений (Шерман, 2014).

Важно отметить, что разрывные нарушения земной коры формируются не только под воздействием региональных тектонических напряжений, но и в результате глобальных процессов, связанных с планетарной трещиноватостью и реологическими особенностями горных пород. Планетарная трещиноватость, обусловленная общеземными напряжениями, создает систему ослабленных зон, которые могут наследоваться на различных масштабных уровнях – от микротрещин до региональных разломов (Кац и др., 1986; Anders, Wiltschko, 1994; Шерман, 2014). Эти структуры часто служат основой для последующей тектонической активизации, определяя ориентировку и морфологию вновь сформированных разрывов.

Реологические свойства горных пород, такие как вязкость, прочность и анизотропия, играют ключевую роль в локализации деформаций. Например, хрупкие породы (граниты, кварциты) склонны к образованию дискретных разломов с четкими сместителями, тогда толщи с пластичными свойствами (глинистые сланцы, каменная соль) деформируются путем смятия или течения, формируя зоны рассланцевания (Faulkner et al., 2011). Кроме того, изменение реологических параметров с глубиной (переход от хрупкого к пластичному поведению) контролирует вертикальную сегментированность разрывных зон, что важно для понимания их флюидопроводящей функции (Faulkner et al., 2018).

Несмотря на то, что существует огромное множество работ по исследованию механизмов формирования разрывных нарушений, их описанию, выделению типов, тектонофизической интерпретации, разработано большое количество методов структурно-геологического и тектонического картирования, задача массовой идентификации и классификации разломов в пределах обширных площадей остаётся достаточно сложно реализуемой. Наиболее достоверным способом до сих пор являются полевые геологические исследования с заверкой выявленных структур горными выработками (канавами, скважинами). При этом подобные изыскания, ввиду значительных затрат и учитывая целесообразность (например, с целью поисков месторождений полезных ископаемых), обычно проводятся только в пределах небольших участков – перспективных областей на различные типы полезных ископаемых (ПИ): месторождений, рудных полей и их флангов.

Для картирования разрывных структур в пределах более протяженных территорий применяются различные геофизические (наземные, аэросъемка, съемка с помощью беспилотных летательных аппаратов) методы, результаты интерпретации которых в контексте выявления тектонических структур, особенно разновозрастных и разноранговых, также не всегда однозначны. Результаты применения перечисленных методов часто используются при составлении разномасштабных государственных геологических карт (ГГК), для которых проводится сбор, анализ и генерализация всей имеющейся геологической информации для территории не только по типам и возрастам горных пород, но и по разрывной тектонике. Это приводит к тому, что каркас разрывных нарушений, отраженный на ГГК, оказывается сегментированным и в различной степени недоизученным.

Для идентификации разрывных структур в пределах обширных площадей часто применяется линеаментный анализ. Термин «линеамент» уже более ста лет назад предложил американский геолог У. Хоббс (Hobbs, 1904). Данное определение напрямую связано с морфологическими особенностями земной поверхности. В классическом понимании – это прямолинейные отрицательные формы рельефа, экспонированные прямолинейные склоны, эскарпы и уступы, последовательность прямолинейных отрезков мелких водотоков, пересекающих в одном направлении водоразделы и долины, прямолинейные осевые линии водоразделов, участки сгущения и перегибов горизонталей. Учитывая спорные вопросы, касающиеся эволюции рельефа земной поверхности, некоторые геологи относятся крайне скептически к линеаментному анализу. Отдельные исследователи полагают, что особенности рельефа отражают только молодые (неотектонические) разрывные структуры и не могут быть использованы для реконструкции древних тектонических этапов (Буртман и др., 1980; Макаров, 2008). Другие сходятся в мнении, что рельеф эволюционировал на протяжении всей геологической истории и может отражать древние наиболее проявленные периоды тектогенеза (Кац и др., 1986; Видяпин, Бондарь, 2021; Устинов и др., 2024а). Также возникает вопрос достоверности выделения разлома по идентифицированным линеаментам. Безусловно, рельеф на протяжении его эволюции подвергался воздействию экзогенных процессов, включая эрозию, тем не менее авторы данной статьи, основываясь на своём обширном опыте дешифрирования геологических структур, полагают, что не каждый линеамент (особенно непротяженный) отражает разломную зону, но каждая осевая линия (сместитель) протяженного разлома, выходящая на дневную поверхность, будет маркироваться линеаментом. В силу отсутствия других методов достоверной массовой идентификации разрывных структур, линеаментный анализ может рассматриваться как наиболее эффективный дистанционный подход восстановления каркаса разрывных нарушений и глубинного тектонического строения в пределах обширных территорий (Кац и др., 1986).

На современном этапе развития науки и техники с запуском большого количества космических аппаратов появляется возможность получения и анализа разноплановых данных дистанционного зондирования Земли, включая радарную, радиолокационную, мульти- и гиперспектральную съемки. Структурно-линеаментный анализ может быть осуществлен на основе трехмерной визуализации рельефа земной поверхности, для которой возможно использовать результаты космической радарной топографической съемки, позволяющих создавать цифровую модель рельефа (ЦМР). Линеаменты на ЦМР выделяются ручным или автоматическим способами.

Необходимо отметить, что в большинстве работ линеаменты выделяются по одно- или многоканальным космоснимкам, по которым не всегда хорошо прослеживаются особенности рельефа, а в качестве линейных объектов выделяют даже границы смены растительности, что приводит к значительным ошибкам. Также, не существует общепринятой методики интерпретации результатов выделения сети линеаментов в геодинамическом, тектоническом и тектонофизическом контекстах.

Кроме того, при проведении структурно-линеаментного анализа исследователи чаще всего выделяют одноранговые, обычно непротяженные, линеаменты, не учитывая при этом масштабный эффект в развитии интерпретируемых разрывных структур. Данный эффект заключается в «изменении каких-либо свойств природных или искусственных объектов и материалов при варьировании их геометрических параметров», что справедливо и для разрывных нарушений (Faulkner et al., 2011; Петров и др., 2017; Петров и др., 2019). Как показали многие модельные опыты, при заложении протяженной разрывной зоны в определенной последовательности формируются системы и эшелоны оперяющих её трещин различных кинематических типов разных рангов, отражающих определённый масштабный уровень.

В представленной работе на примере западной части Байкало-Патомского пояса разработана и заверена методика интерпретации пространственного положения линеаментов, которая позволяет на основе структурно-геоморфологических, пространственно-геометрических, пространственно-плотностных и тектонофизических подходов не только выявлять параметры сдвиговых тектонодинамических процессов, различающихся по масштабам проявления, но и устанавливать специфические особенности развития каркаса разноранговых разрывных нарушений, определяющих размещение рудных объектов в пределах территории. Это открывает возможности для создания структурных разномасштабных прогнозно-поисковых моделей (ППМ) на различные типы ПИ.

Объект исследования

Байкало-Патомский пояс (БПП), западная часть которого рассмотрена в качестве объекта исследования, входит в структуру Байкальской складчатой области (БСО), являющейся, в свою очередь, элементом Центрально-Азиатского подвижного пояса. Помимо БПП, в составе БСО среди структур первого порядка выделяют Байкало-Муйский складчатый пояс (БМП) и Баргузино-Витимский супертеррейн. Большинство исследователей сходятся в мнении, что данные структуры формировались в единой последовательности главных тектономагматических этапов развития БСО на протяжении последнего миллиарда лет. Обобщённая геолого-металлогеническая схема западной части БПП представлена на рисунке 1.

Строение БПП в основном определяют неопротерозойские структуры, сложенные единым карбонатно-терригенным патомским комплексом, и заложенные на раннедокембрийском фундаменте Ангарской и Алданской плит Сибирского кратона, который вскрыт в пределах Чуйского, Тонодского и Нечерского гранитоидных выступов. В поперечном сечении БПП четко обособлены внешняя структурная зона, отвечающая краевому прогибу (Прибайкальская зона), и внутренняя зона, включающая континентальные рифты (Олокитская зона), внутренние поднятия (Мамская зона) и прогибы (Патомская, Делюн-Уранская и Бодайбинская зоны) (Рыцк и др. 2011). Во внутренней структурной зоне БПП, в пределах Ангарской плиты, преобладают северо-восточные простирания осадочных толщ и линейных структур (рис. 1Г), а в пределах Алданской плиты доминируют субширотные и северо-западные простирания. Формирование общей структуры БПП связывается с первичной морфологией палеобассейнов осадконакопления (Салоп, 1964), либо с крупномасштабными деформациями, завершившимися в конце раннего палеозоя (Зоненшайн и др. 1990).

Классическое представление о тектонической природе БПП большинством авторов так или иначе связывается с эволюцией палеошельфа пассивной окраины Сибирского кратона и основано на модели ее аккреционно-коллизионного взаимодействия с различными микроконтинентами и островодужными террейнами в конце позднего докембрия и в раннем палеозое (Гусев, Хаин, 1995; Гордиенко, 2006; Гордиенко и др., 2013; Станевич и др., 2007; Чугаев и др., 2018; Никишин и др., 2010). В работе (Зорин и др., 2009) эволюция БПП тесно увязывается с развитием субдукционных процессов в БМП, и осадочные комплексы сопоставляются с образованиями задуговых бассейнов. Согласно (Хоментовский, Постников, 2001), эволюция БПП включает длительный период эпиконтинентального рифтогенеза, пассивную континентальную окраину Байкало-Витимского океанического бассейна, задуговый бассейн Средневитимской островной дуги, остаточный бассейн в тылу аккреционной зоны и, наконец, бассейн форланда в тылу покровно-складчатого пояса и завершающий эпиконтинентальный шельфовый бассейн в конце позднего венда.

Существует и альтернативная модель, которая базируется на рифтогенном формировании структур БСО и основана на современных, полученных за последнее десятилетие, геологических, геохронологических и изотопно-геохимических данных. Согласно ей, на рубеже 790–755 млн лет (Андреев и др., 2022) произошло коллизионное совмещение Анамакит-Муйского террейна, составной части Баргузино-Витимского супертеррейна, с континентальной окраиной Сибирского кратона. Зона коллизии маркируется гнейсо-гранитами раннебайкальского комплекса, которые установлены в Горемыкском, Муйском, Умоликитском и Водораздельном тектонических блоках БМП. Следствием этого события стало формирование аккреционно-коллизионного орогена с рециклированной древней континентальной корой. Поздний рифей характеризуется растяжением с последующим распадом суперконтинента Родиния под воздействием мантийного плюма (Кузьмин, Ярмолюк, 2016). Процессы континентального рифтогенеза раннебайкальского этапа, стартовавшие в Олокитской зоне БПП, завершились к рубежу 660–640 млн лет локализацией растяжения в Кичерской зоне БМП, которое привело к деструкции раннедокембрийской коры и образованию позднебайкальской ювенильной коры в рифтогенных структурах различной степени раскрытия (Андреев и др., 2022).

В конце позднего неопротерозоя завершилось структурное обособление БСО. В результате ее морфоструктура стала подобна «деформированному ромбу» – универсальному морфотипу тектонических структур, образованных вследствие сдвиговых деформаций коры (Рыцк, 2020). В платформенной области Сибирского кратона, пограничной с БСО, процессы позднебайкальского рифтогенеза привели к формированию Патомско-Вилюйского палеорифтового прогиба и сегментированных прогибов Ангаро-Ленской (Прибайкальской) зоны (Рыцк, 2020).

Подводя итог анализу проведенных ранее реконструкций геодинамической истории развития можно отметить, что в пределах исследуемой территории, учитывая её положение на сочленении структур Сибирской платформы и Центрально-Азиатского складчатого пояса, начиная с архея до настоящего времени, происходили активные процессы осадконакопления, магматизма, метаморфических и метасоматических преобразований пород, интенсивные тектонические вертикальные и горизонтальные перемещения блоков земной коры на разных уровнях глубинности. Эти явления сопровождались концентрированием, перераспределением ПИ и активным рудообразованием. Почти с каждым этапом геологического развития связано формирование месторождений ПИ (Митрофанова и др., 2012).

С точки зрения металлогении территория входит в Саяно-Забайкальскую провинцию и Байкало-Патомскую минерагеническую субпровинцию. Известные рудные объекты включены в Чуйско-Тонодскую золото-редкометалльно-ураново-железорудную минерагеническую зону (Макарьев, Миронов, 2014). Важнейшие ПИ – золото и уран (рис. 1В). Второстепенное значение имеют объекты олова, а также вольфрама и бериллия. В рифейском обрамлении Тонодского и Чуйского гранитоидных поднятий также известны многочисленные проявления железа, титана и высокоглиноземистого сырья.

В контексте полученных результатов представляемого исследования необходимо отметить, что территория западной части БПП характеризуется крайне сложным тектоническим строением. Здесь распространены разрывные нарушения, имеющие северо-восточную, северо-западную, реже близширотную и субмеридиональную ориентировки. Установлено преобладание северо-западной вергентности поверхностей сместителей разрывных нарушений главных направлений, согласующейся с вергентностью складчатых структур, что свидетельствует об их взаимосвязи; широкое проявление полицикличных надвиговых дислокаций в зоне сочленения Сибирской платформы и складчатой области, наличие мощных зон динамометаморфизма. Разрывные нарушения северо-западной ориентировки, несмотря на четкую выраженность в рельефе, изучены слабо и выявляются в основном по геофизическим и дистанционным данным. В результате полевых работ и проведенного геологического картирования северо-западные разломы однозначно идентифицированы как левые сдвиги (Ковешников и др., 1989). Нарушения субширотной ориентировки, по мнению исследователей, заложены в поздние этапы тектонической активизации (Шманкевич и др., 1983). На дневной поверхности эти нарушения проявлены крупными уступами и зонами интенсивного рассланцевания пород. По данным работ предшественников (Иванов и др., 1982), эти разрывные нарушения мезоглубинные, а время заложения большинства из них относят к раннему протерозою. Большая часть всех разрывных нарушений неоднократно подновлялась в течение длительной геологической истории развития территории, что привело к формированию мощных зон катаклаза, милонитизации и рассланцевания пород (Макарьев и др., 2010; Митрофанова и др., 2012). Во многих случаях современная гидросеть наследует черты и определяется тектоникой, что позволяет использовать структурно-геоморфологический анализ для достоверной реконструкции элементов каркаса разрывных нарушений.

Материалы и методы

Выделение линеаментов в пределах рассматриваемой территории, в отличие от большинства работ по реализации линеаментного анализа, учитывая тесную связь термина «линеамент» с морфологическими особенностями рельефа и результаты исследований авторов статьи для других территорий, осуществлённых на основе данного подхода, проводилось не с использованием космоснимков, а с помощью визуализации и анализа ЦМР (Устинов, Петров, 2016; Минаев и др., 2024a; Минаев и др., 2024b; Устинов и др., 2024а). Данный подход, учитывая возможности искусственного компьютерного масштабирования поверхности Земли и разнообразие инструментов для её визуализации, эффективен даже в областях со слабо расчленённым рельефом. ЦМР территории визуализировалась в геоинформационной (ГИС) среде с использованием открытых и отфильтрованных (с удалением техногенных объектов и лесов) данных FABDEM (Forest And Buildings removed Digital Elevation Model) с исходным пространственным разрешением ≈30 метров на пиксель, созданных на основе радарной интерферометрической съемки поверхности земного шара COPDEM-30 (Copernicus DEM) (Hawker et al., 2022). Результаты съемки предоставляются в виде растровых изображений со значениями высотных отметок рельефа для каждого пикселя в формате GeoTIFF, содержащем метаданные о географической привязке (рис. 2А). В дальнейшем инструментальными средствами ГИС возможно осуществить визуализацию ЦМР, например, в виде схемы теневого рельефа, для достижения наилучшего результата выделения линеаментов (рис. 2Б). Линеаменты на основе ЦМР выявлялись автоматически с помощью разработанного с участием отдельных авторов статьи программного обеспечения (ПО) с применением нейросетевых технологий (Гришков и др., 2023), что позволило добиться автоматического выделения линейных структур таким образом, как это сделал бы оператор-эксперт.

До процедуры идентификации линеаментов, для наиболее оптимального их выделения с использованием автоматических программных средств, применялся метод нелинейной направленной фильтрации ЦМР, что позволило подчеркнуть все морфоструктурные особенности территории при возможных положениях источника света. Направленная фильтрация, 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 и выделением по каждой из них линеаментов с помощью разработанного ПО (рис. 2В-Е). Далее выделенные линейные элементы объединялись в единый слой, отражающий все возможные линеаменты на рассматриваемом уровне генерализации ЦМР в зависимости от структурных особенностей рельефа (рис. 2Ж).

Примененный подход, учитывая относительно высокое исходное пространственное разрешение используемой ЦМР (≈ 30 метров на пиксель), позволяет выделять на территории множество линеаментов, которые могут отражать относительно непротяженные разрывные структуры самых низких рангов (в масштабе исследуемой площади), характеризующие наиболее локальный уровень относительного других структур, формирующих общий каркас разрывных нарушений. Данные линейные элементы возможно проинтерпретировать в качестве так называемых «мегатрещин», оперяющих протяженные разломы (Петров и др., 2010; Ребецкий и др., 2017).

Для решения задачи идентификации протяженных разрывов высоких рангов, которые маркируются более протяженными линеаментами, а также идентификации всех линейных элементов рельефа, проявленных на различных масштабных уровнях, предложено искусственно «ухудшать» пространственное разрешение исходной ЦМР с определенным шагом, для каждого из которых процедуры фильтрации ЦМР по четырем направлениям и автоматического выделения линеаментов повторяются. Шаг занижения пространственного разрешения изображения ЦМР определён эмпирически с учетом минимальных потерь и исключения дублирования выделяемых линейных объектов, относящихся по геометрическим параметрам к одному рангу. Это позволило выделить линеаменты различной протяженности, отражающие разноранговые разломные структуры, и, тем самым, при дальнейшем тектонофизическом анализе учесть масштабный эффект в развитии элементов каркаса разрывных нарушений территории (Петров и др., 2017; Петров и др., 2019).

Ориентировки выделенных линеаментов и их пространственное распределение обычно для наглядности демонстрируют на розах-диаграммах и на схемах относительной удельной плотности. При создании роз-диаграмм в данной работе, в отличие от большинства структурно-тектонических исследований, учитывалось не только количество линейных объектов с разными азимутами простирания, но и их протяжённость, что позволило отобразить длины лучей на розах-диаграммах пропорционально сумме длин линейных объектов рассматриваемых интервалов простираний. Такой системный подход позволяет оценить выраженность на исследуемой площади определенных генераций линейных структур и косвенно сравнить величины проявления различных этапов деформаций.

Схемы относительной удельной плотности линеаментов демонстрируют их количество с учетом длины на единицу площади. Главными параметрами для построения данных схем в ГИС являются размер пикселя и радиус поиска, который по умолчанию всегда должен быть больше размера пикселя. Значение в каждом пикселе схемы плотности представляет собой отношение суммарной длины линейных объектов в пределах окружности, которая определяется радиусом поиска, к площади этой окружности. При этом в расчет берутся только линии или их части, которые находятся исключительно внутри окружности (рис. 3). Метод расчета относительной удельной плотности линеаментов с использованием окружностей выбран для минимизации краевых эффектов и обеспечения равномерного покрытия площади. Процент перекрытия окружностей составлял 20%, что позволило сохранить плавность переходов между значениями плотности. В соответствии с определенным шагом генерализации ЦМР, для которого проведена процедура выделения линеаментов, в зависимости от количества выделяемых линейных объектов, обозначенные параметры варьируют, постепенно увеличиваясь от локального к надрегиональному уровню. Шаг увеличения параметров для построения схем относительной удельной плотности также подбирался эмпирически, но в прямой зависимости от шага генерализации ЦМР.

Помимо отсутствия учета масштабного эффекта в развитии каркаса разрывных нарушений при реализации линеаментного анализа, в контексте прогноза локализации ПИ, приуроченных к разломным структурам, исследователи часто рассматривают все линеаменты, маркирующие зоны разломов, в качестве перспективных областей для обнаружения рудной минерализации. Данный подход в корне неверный, так как системы разномасштабных разрывных структур, относящихся к различным генетическим (кинематическим) типам, формируются на определенных этапах тектогенеза и в зависимости от параметров действовавшего при их заложении напряженно-деформированного состояния (НДС). Исходя из кинематического типа разрывные структуры могут находиться в различных тектонофизических обстановках – от сжатия до растяжения, значительно влиявших на возможность миграции флюидов и отложения богатой рудной минерализации. Соответственно, чтобы восстановить данные обстановки, важно выявить тип каждой структуры. Это возможно сделать только с учетом тектонофизических моделей формирования разломной зоны.

В этой связи необходимо отметить, что, в соответствии с теорией разломообразования Е.М. Андерсона, выделяются три основных типа разломов: сбросы, сдвиги и взбросы (Anderson, 1905). При этом с использованием физико-механических опытов и моделей доказаны два основных механизма разрушения горных пород: отрыв и сдвиг, который может быть продольным и поперечным (Кочарян, 2021). Сдвиги, особенно по протяженным разломам, достаточно легко установить классическими структурными методами, доказав смещение блоков по плоскости разрыва (Кузьмин, 2018). Учитывая реконструированные предшественниками особенности геодинамического развития рассматриваемой территории – проявление аккреционно-коллизионных процессов причлинения террейнов БСО к Сибирскому кратону в северо-западном направлении, возможно предполагать преимущественно сдвиговый характер деформаций при заложении протяженных надрегиональных разрывных структур. Очевидно, что данный установленный этап истории геологического развития территории являлся одним из наиболее мощных тектонических событий, которые нашли своё повсеместное отражение в рельефе. Далее, имели место, по разным оценкам, от одной до трех раннепалеозойских тектономагматических активизаций, в рамках которых, наиболее вероятно, не происходило формирование новых структур, а имело место неоднократное подновление (реактивация) ранее заложенных (Митрофанова и др., 2012).

На некотором расстоянии в обе стороны от плоскости сдвига обычно наблюдается структурно ослабленная зона, характеризующаяся повышенной, по сравнению с вмещающим массивом горных пород, плотностью трещин (разрывов), которая снижается по экспоненциальному закону по мере удаления от оси (сместителя) магистрального разрыва (Рац, Чернышев, 1970; Faulkner et al., 2011). Подобные области получили название «зона динамического влияния разлома» (Шерман и др., 1983; Шерман, 2014). Модельные опыты под руководством К.Ж. Семинского показали, что данная зона чаще всего крайне неоднородная, и в её структуре возможно выделить подзоны интенсивной (в обстановке локального растяжения – транстенсии) и пониженной (в обстановке локального сжатия – транспресии) трещиноватости. Помимо прочего, ширина и свойства зон разломов сильно различаются с глубиной из-за увеличивающихся среднего давления и температуры, а также по простиранию из-за сложной геометрии разлома (Anders, Wiltschko, 1994; Wilson et al., 2003; Faulkner et al., 2018).

Исходя из вышесказанного, для реконструкции условий, в которых находятся установленные разноранговые структуры на определённом этапе тектогенеза, учитывая решающую роль сдвиговых деформаций в процессе миграции флюидов и отложения рудной минерализации, рассмотрены различные тектонофизические модели формирования парагенезиса трещин в зоне крупного (магистрального) сдвига (Riedel, 1929; Гзовский, 1975; Смирнов, 1976; Hancock, 1985). П.Л. Хэнкок приводит наиболее полную сводную схему рядов первичных и вторичных оперяющих структур, наблюдаемых в зонах сдвига до образования магистрального разрыва и после его формирования (Hancock, 1985) (рис. 4).

Данная модель, как наиболее комплексная, использована в нашей работе при интерпретации выделяемых линеаментов для реконструкции параметров сдвиговых НДС на различных уровнях генерализации ЦМР. С целью автоматизации процесса классификации линейных объектов разных рангов на основе модели П.Л. Хэнкока применено авторское ПО «Lineament Stress Calculator» (LSC) – автор А.Д. Свечеревский, которое отлично себя зарекомендовало в рамках многочисленных проведенных авторами статьи исследований по реконструкции сдвиговых тектонических напряжений с использованием выделенной линеаментной сети в зонах разломов (Минаев и др., 2024a; Минаев и др., 2024b; Устинов и др., 2024а).

После расчёта параметров НДС, действовавших на определённом этапе тектогенеза, важно визуализировать сегменты установленных разрывных структур различного кинематического типа с наибольшей степенью раскрытия и высокими значениями проницаемости. Данная задача может быть решена на основе расчета коэффициента тенденции к сдвигу (μ), позволяющему количественно оценить участки концентрации и рассредоточения деформаций по простиранию предполагаемой разрывной структуры (рис. 5). Коэффициент μ определяется как отношение сдвиговых (τ) к эффективным (σn) нормальным напряжениям (Fuchs, Müller, 2001):

.

Сдвиговые и эффективные напряжения могут быть рассчитаны по формулам (Jaeger, Cook, 1979):

,

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

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

К сожалению, для проведения расчетов в соответствии с приведёнными формулами отсутствует достоверная информация о величинах напряжений и флюидного давления для определенного этапа тектогенеза и связанных с ним геодинамических обстановок развития литосферы. При этом известно, что для формирования протяженного надрегионального разлома сдвигового типа, отражающего коллизионно-аккреционные процессы, необходима значительная разница между значениями S1 и S3 при S1>S3 (Зобак, 2018). Учитывая это, значения S1 и S3 приняты условно 70 и 20 МПа, соответственно. В таком случае сдвиговые напряжения при установленных значениях угла (φ) между нормалью к плоскости разрывного нарушения и осью действия напряжения S1 достигают 25 МПа, что соответствует усреднённым значениям касательных напряжений для современных обстановок внутриплитного орогенеза и границ литосферных плит (Ребецкий и др., 2009). Кроме того, при таких значениях S1 и S3 для используемой выборки объектов расчетные значения коэффициента тенденции к сдвигу составляют от 0 до 0,67. Это значительно упрощает дальнейшую классификацию сегментов разрывных структур по проницаемости. Учитывая, что сегменты разрывных структур в зависимости от значений коэффициента тенденции к сдвигу показывают плавное уменьшение гидравлической активности по мере понижения коэффициента, то при дальнейшей визуализации гидравлически активными определены сегменты структур с коэффициентами μ в интервале от 0,45 до 0,67. Значения флюидного давления не учитывались, ввиду того, что не оказывают существенного влияния на итоговый результат. По модельным расчётам Ю.Л. Ребецкого флюидное давление отличается от литостатического для современных областей внутриплитного орогенеза в 0,6–0,8 раз (Ребецкий, 2008).

В рамках мультимасштабного подхода проводится выделение линеаментов и их тектонофизическая интерпретация. Это позволяет выявить параметры НДС, характерные для определенного этапа тектогенеза, и в установленных геодинамических условиях визуализировать наиболее гидравлически активные сегменты разломов на основе расчета коэффициента тенденции к сдвигу. Результатом являются комплексные структурно-тектонофизические ППМ локализации рудной минерализации, которые представляются в виде наглядных схем.

Среди множества подходов к прогнозному моделированию, для визуализации основных тектонофизических критериев размещения рудной минерализации в связи с выявленными разноранговыми разломными зонами, с учетом их кинематики, применён один из наиболее эффективных и широко используемых в металлогеническом картировании, прогнозе и поиске месторождений ПИ методов – создание весовой ППМ (Franca-Rocha, et al., 2003; Carranza, 2004; Porwal et al., 2010; Shahi, Rouhani, 2014). Данные модели базируются на статистических алгоритмах, которые позволяют определить условную вероятность наличия объекта в конкретном участке земной поверхности на основе пространственно визуализированных критериев и их корреляции с уже известными (эталонными) рудными объектами.

Основным принципом создания весовых ППМ является выделение факторов (критериев), которые в данном исследовании определяются степенью гидравлической активности сегментов разрывных структур на определённом этапе тектогенеза и имеют наибольшую значимость для концентрации ПИ. После выделения значимых пространственных критериев проводится их статистический анализ и оценка влияния каждого из них на вероятность наличия известных рудных объектов – определение значений коэффициентов веса. Эти данные затем объединяются в единую модель, которая позволяет определить условную вероятность наличия рудного объекта в конкретном участке земной поверхности. Весовые ППМ являются крайне эффективным инструментом прогноза, так как они позволяют объединять разнородные типы данных (геологические, геохимические, геофизические и другие) и выявлять скрытые связи между ними (Гитис и др., 2013). Это осуществляется за счет процедуры нормирования, то есть приведения шкалы значений пространственных критериев, которые находятся в различных интервалах для разнородных данных, отличающихся друг от друга иногда на порядки, к значениям от 0 до 1 для корректного их сравнения и интеграции в итоговую модель.

Результаты

Выделение линеаментов по мере последовательного занижения пространственного разрешения ЦМР позволило подчеркнуть особенности эволюции каркаса разноранговых разрывных структур в горизонтальной плоскости от локального до надрегионального уровня с учетом площади исследования. Очевидно, что при таком подходе будет наблюдаться уменьшение количества выделяемых объектов с увеличением средней длины линеамента, что для рассматриваемой обширной территории составило от 382866 шт. объектов со средней длиной 616 метров на самом локальном уровне до 254 шт. объектов со средней длиной 19127 м на крайнем установленном надрегиональном уровне (рис. 6). Шаг генерализации от исходного пространственного разрешения ЦМР (30 метров на пиксель) постоянный и составляет в 2 (60 метров на пиксель), в 4 (120 метров на пиксель), в 6 (180 метров на пиксель), в 8 (240 метров на пиксель) и так далее раз до значения ухудшения исходного разрешения в 30 (900 метров на пиксель) раз (№ 1–16 на рис. 6). Далее, при анализе получаемых роз-диаграмм ориентировок выделяемых линеаментов, с учетом обособления единственной системы структур, сделан вывод об окончательном переходе на надрегиональный уровень. Для проверки данного вывода добавлены результаты выделения линеаментов для ЦМР, пространственное разрешение которой ухудшено в 40 (1200 метров на пиксель) и 50 (1500 метров на пиксель) раз (№ 17, 18 на рис. 6). Дальнейшее ухудшение пространственного разрешения ЦМР не имеет смысла, так как количество выделяемых линейных объектов в пределах исследуемой площади становится критически малым для статистической обработки и тектонофизической интерпретации.

Как видно из рисунка 6, на самых локальных уровнях развитие получила субширотная генерация структур при некотором разбросе в ориентировках от неё менее протяженных линеаментов, вероятно, маркирующих оперяющие главный структурный тренд системы мегатрещин (№ 1–2 на рис. 6). При переходе на более низкие масштабные уровни наблюдается постепенное исчезновение субширотной и повсеместное развитие северо-западной и северо-восточной систем линеаментов (№ 3–6 на рис. 6). На более региональных уровнях генерализации ЦМР максимальное развитие получает система северо-восточного простирания, которая субпараллельна границе БСО и Сибирской платформы (№ 7–18 на рис. 6). Наиболее вероятно, что по протяженным разрывам данной системы происходили основные сдвиговые деформации в рамках аккреционно-коллизионных процессов. Также, помимо основной северо-восточной генерации надрегиональных разрывов на розах-диаграммах высоких масштабных уровней прослеживаются менее проявленные системы север-северо-западного и субмеридионального простираний. Для их классификации и определения кинематического типа необходимо провести тектонофизическую интерпретацию парагенезиса всех структур в зоне магистрального сдвига.

Схемы относительной удельной плотности выделенных линеаментов различных рангов (с учетом средней длины и количества), построенные при различных эмпирически подобранных параметрах размера пикселя и радиуса поиска в зависимости от уровня генерализации ЦМР, при предварительном визуальном анализе демонстрируют неоднородное пространственное распределение объектов (рис. 7). Схемы цветовой шкалой от синего к красному демонстрируют области от минимальной до максимальной плотности линейных объектов, косвенно отражающих проявления различных по интенсивности деформаций.

С целью выявления объективных более тесных связей между плотностью линеаментов, выделенных на различных уровнях генерализации ЦМР, для растровых изображений созданных схем относительной удельной плотности линеаментов проведён корреляционный анализ (табл. 1).

Даже принимая во внимание тот факт, что схемы относительной удельной плотности линеаментов создавались при различных параметрах значений пикселя и радиуса поиска, между сравниваемыми растрами прослеживается устойчивая корреляционная зависимость, которая позволяет более определенно отнести выделенные разноранговые линеаменты и маркируемые ими разрывные структуры к конкретному масштабному уровню. Так, схемы плотности, построенные для линеаментов, выделенных по ЦМР с пространственным разрешением 30, 60, 120, 180, 240, 300, 360 и 420 метров на пиксель (№ 1–8 в табл. 1 и на рис. 6, 7), демонстрируют сильную корреляцию и могут быть отнесены к локальному масштабному уровню. Номера схем плотности линеаментов от 9 до 14 в таблице 1 и на рисунках 6 и 7, выделенных по ЦМР с пространственным разрешением 480, 540, 600, 660, 720 и 780 метров на пиксель, соответственно, также демонстрируют между собой сильную корреляцию, что позволяет отнести их к следующему – региональному масштабному уровню. При этом растры схем плотности линеаментов локального и регионального масштабных уровней между собой показывают среднюю силу корреляции, что говорит о некоторой степени их взаимосвязи и унаследованности структур. При переходе к надрегиональным уровням созданные схемы плотности с номерами 15 и 16 в таблице 1 и на рисунках 6 и 7 для линеаментов, выделенных по ЦМР с пространственным разрешением 840 и 900 метров на пиксель, характеризуются между собой и относительно других более локальных уровней слабой корреляцией. Самые высокие масштабные уровни (№ 17, 18 в табл. 1 и на рис. 6, 7) для линеаментов, выделенных с использованием ЦМР пространственного разрешения 1200 и 1500 метров на пиксель, по отношению ко всем другим уровням демонстрируют отсутствие корреляционных связей, а между собой характеризуются крайне слабой корреляцией. Высокие уровни выделения линеаментов, вероятно, отражают развитие отдельных надрегиональных разрывных структур разной протяженности, которые играли роль аккреционных швов и межблоковых границ, что подтверждается отсутствием или наличием слабых корреляционных связей между собой и со структурами более низких рангов.

Дальнейшим важным шагом в контексте прогноза рудной минерализации и восстановления геодинамической эволюции территории по структурно-геоморфологическим признакам являлась реконструкция ориентировок осей сжатия и растяжения сдвиговых НДС, а также определение кинематического типа предполагаемых разрывных разноранговых структур в соответствии с моделью П.Л. Хэнкока (рис. 8). Так как на всех розах-диаграммах от надрегиональных до локальных (за исключением самых локальных) масштабных уровней однозначно основным структурным трендом является система северо-восточного простирания (рис. 6), то при интерпретации разломы данной генерации рассмотрены в качестве магистральных. В этом случае оси сжатия демонстрируют восток-северо-восточные и субширотные ориентировки (№ 3–18 на рис. 8). Ось растяжения ортогональна данным направлениям. При этом сами северо-восточные надрегиональные разрывы являются правыми сдвигами. Такая ситуация, наиболее вероятно, отвечает установленным обстановкам косого причленения террейнов БСО к Сибирскому кратону на период аккреционно-коллизионных процессов.

Следующей менее протяженной системой разрывов, проявляющейся исключительно на высоких региональных и надрегиональных масштабных уровнях (№ 11, 13–17 на рис. 8), является генерация структур север-северо-западного простирания. Учитывая, что ориентировка данных разрывных нарушений с учетом применённой модели сдвиговых деформаций совпадает с ориентировкой оси растяжения, логично предположить, что они формируют взбросы. Наличие протяженных региональных взбросов данных ориентировок в пределах рассматриваемой территории отмечалось многими исследователями и учтено при построении геологических схем (Иванов и др., 1982).

На средних масштабных уровнях, помимо прочего, ярко выражены структуры северо-западной ориентировки (№ 3–6 на рис. 8), которые, по результатам ранее проведенных работ, выделялись исключительно по геоморфологическим признакам рельефа и результатам интерпретации геофизических данных. Они также хорошо согласуются с реконструированными параметрами сдвигового НДС и закладывались как вторичные (антитетические) левые сдвиги относительно магистральных северо-восточных структур. Аналогичный кинематический тип для рассматриваемых структур установлен в результате полевых наблюдений, проведенных ранее (Ковешников и др., 1989).

Отдельно необходимо отметить тектонофизические реконструкции, проведенные для линеаментов, выявленных на самых локальных масштабных уровнях при пространственном разрешении ЦМР 30 (исходное разрешение) и 60 метров на пиксель (№ 1–2 на рис. 8). Как уже отмечалось, на данных уровнях развита преимущественно субширотная система предполагаемых разрывных структур с небольшим разбросом в углах от неё других, менее проявленных, систем. Выявленные структуры данных масштабных уровней с одной стороны могли являться оперяющими мегатрещинами для более протяженных структур высоких рангов, при этом тренды установленных протяженных разрывов (северо-восточные и северо-западные) могут не получить развития на рассматриваемом локальном уровне и, соответственно, не отражаться на розах-диаграммах, а с другой стороны – формировать собственную систему магистральных сдвигов соответствующего низкого ранга, функционировавших в рамках последующих этапов, связанных с тектономагматическими активизациями территории. Поэтому для каждого из указанных уровней проведены дополнительные реконструкции, где в качестве магистральных структур выступают выявленный региональный северо-восточный тренд (№ 1б, 2б на рис. 8) или субширотные структуры (№ 1а, 2а на рис. 8). При рассмотрении регионального северо-восточного тренда в качестве магистрального разрыва для данных локальных уровней выявлены параметры, аналогичные тем, которые установлены для региональных и надрегиональных уровней. Они характеризуются восток-северо-восточной ориентировкой оси сжатия. Региональные структуры являются правыми сдвигами, а субширотные тренды закладывались как антитетические первичные сколы (№ 1б, 2б на рис. 8). При рассмотрении структур субширотной ориентировки в качестве магистральных сдвигов для двух обозначенных масштабных уровней выявляются различные ориентировки главных осей НДС. На самом локальном уровне при сдвиговых деформациях в качестве магистральных структур субширотные разрывы представляют собой левые сдвиги с северо-восточной ориентировкой оси сжатия (№ 1а на рис. 8). На следующем более высоком уровне данные разрывы являются правыми сдвигами при северо-западной ориентировке оси сжатия (№ 2а на рис. 8).

Рис. 8. Тектонофизическая интерпретация пространственного положения линеаментов, выделенных на различных уровнях генерализации ЦМР (№ 1–18), на основе модели сдвига П.Л. Хэнкока с помощью ПО LSC. 1 – магистральные разломы, 2 – первичные синтетические сколы, 3 – первичные антитетические сколы, 4 – отрывы, 5 – вторичные синтетические сколы, 6 – вторичные антитетические сколы, 7 – неидентифицированные линеаменты, 8 – ориентировка оси максимального сжатия, 9 – ориентировка оси максимального растяжения. м/пкс – пространственное разрешение ЦМР – метров на пиксель.

Учитывая проведенные реконструкции, можно предположить, что локальные субширотные разрывы на начальных этапах закладывались либо как трещины отрыва, либо в качестве первичных антитетических сколов в зонах региональных магистральных северо-восточных аккреционных швов, характеризующихся правосдвиговыми смещениями. При дальнейших процессах тектономагматической активизации территории субширотные структуры могли развиваться как левые, а затем как правые сдвиги в результате инверсии параметров НДС. Соответственно, данные структуры на протяжении всей зафиксированной с помощью предложенного подхода тектонической истории (поздний докембрий – ранний палеозой) находились в наиболее благоприятных для миграции флюидов условиях. Большинство исследователей также отмечает важную роль разломов рассматриваемой ориентировки в локализации рудной минерализации, что подтверждается приуроченностью рудных скоплений большинства изученных месторождений на площади преимущественно к непротяженным разрывам субширотного простирания (Макарьев и др., 2010; Митрофанова и др., 2012; Иванов и др., 1982; Шманкевич и др., 1983).

Подводя итог вышесказанному представляется возможным выделить основные, наиболее проявленные, этапы тектогенеза в пределах исследуемой территории.

I) Первый этап характеризуется субширотной – восток-северо-восточной ориентировкой оси максимального сжатия, при этом протяженные региональные и надрегиональные магистральные структуры северо-восточного простирания функционировали как правые сдвиги. Также на данном этапе происходит заложение региональных взбросов север-северо-западного и субмеридионального простираний, в соответствии с осью максимального растяжения. Помимо прочего, формируются менее протяженные, по сравнению с обозначенными структурами, северо-западные разрывы, как вторичные антитетические сколы с левосторонней сдвиговой кинематикой. Данные параметры НДС реконструируются для всех предполагаемых структур на всех установленных масштабных уровнях и, соответственно, отвечают наиболее мощным сдвиговым процессам, проявленным повсеместно в пределах рассматриваемой площади. Эти процессы могут быть сопоставимы исключительно с установленными аккреционно-коллизионными событиями причленения террейнов БСО к Сибирскому кратону, имевшему место в конце позднего докембрия (Гусев, Хаин, 1995; Гордиенко, 2006; Гордиенко и др., 2013; Станевич и др., 2007; Чугаев и др., 2018; Никишин и др., 2010).

II) Второй этап, наиболее вероятно, связан с тектономагматической активизацией территории в раннем палеозое и проявлен исключительно на самом локальном из выявленных масштабных уровней, что говорит о значительно меньшей, по сравнению с предыдущим этапом, интенсивности деформаций (в масштабе исследуемой площади). Ось максимального сжатия характеризовалась северо-восточной ориентировкой, при этом заложенные на предыдущем этапе как отрывы и первичные антитетические сколы субширотные разрывы испытали активизацию и функционировали как левые сдвиги с соответствующим парагенезисом оперяющих мегатрещин более низких рангов.

III) Заключительный из установленных этапов выделен на близком к предыдущему локальном масштабном уровне и связан с дальнейшими сдвигами по субширотным структурам с инверсией параметров НДС. Субширотные разрывы представляли собой уже правые сдвиги при северо-западной ориентировке оси максимального сжатия. Дополнительным критерием отнесения данного этапа к заключительным является установленный в результате геологического картирования факт наличия относительно молодых смещающих рудные тела локальных надвигов, происходивших в северо-западном направлении к Сибирскому кратону (Макарьев и др., 2010; Митрофанова и др., 2012), которые могли сформироваться при таких реконструированных параметрах НДС, а именно – северо-восточной ориентировке оси максимального растяжения.

На основе расчета коэффициента тенденции к сдвигу, с учетом реконструированных ориентировок главных осей сжатия и растяжения, возможно визуализировать наиболее гидравлически активные (условно проницаемые) сегменты разрывных структур на выделенных этапах тектогенеза, по мощности проявления охвативших установленные разномасштабные структурно-тектонические уровни в пределах территории (рис. 9).

Рис. 9. Визуализация на основе роз-диаграмм ориентировок гидравлически активных сегментов разрывных структур, выделенных на различных уровнях генерализации ЦМР, с учетом реконструированных параметров НДС (№ 1–18). 1 – условно гидравлически активные сегменты разрывных структур, 2 – условно непроницаемые сегменты разрывных структур, 3 – ориентировка оси максимального сжатия, 4 – ориентировка оси максимального растяжения; N – количество выделенных линеаментов (прямолинейных сегментов-отрезков); Lср – средняя длина выделяемых линеаментов в метрах; м/пкс – пространственное разрешение ЦМР – метров на пиксель.

Самый ранний из восстановленных, наиболее ярко проявленный этап, реконструированный для всех масштабных уровней и связанный с аккреционно-коллизионными процессами, характеризуется преимущественно северо-восточными и северо-западными проницаемыми структурами (№ 1б, 2б, 3–18 на рис. 9), первые из которых представляют собой правосторонние магистральные сдвиги, а вторые – левые первичные и/или вторичные антитетические сколы. На рисунке 9 при расчетах учтены только разрывы, отражающие максимальную степень сдвиговых деформаций. Важно отметить, что структуры отрыва, несмотря на их гораздо меньшее количество и значительно более слабое проявление в пределах площади на региональных и надрегиональных масштабных уровнях, что естественно в соответствии с лабораторными опытами по сдвигу и известными тектонофизическими моделями, также обладают значительной степенью раскрытия и, соответственно, тоже формируют проницаемые зоны. На первом этапе данные структуры имеют близсубширотные ориентировки.

На втором и третьем этапах, несмотря на обратные картины в ориентировках осей максимального сжатия и растяжения, структурами, характеризующимися наибольшими значениями проницаемости являлись разрывы субширотного и субмеридионального простираний (№ 1а, 2а на рис. 9). Отсюда следует, что надрегиональные разломы северо-восточной ориентировки, влияние которых прослеживается на всех масштабных уровнях, могли выступать в качестве глубинных магмо- и флюидоподводящих структур, а также, соответственно, и рудоподводящих, возможно, частично рудовмещающих, в процессе аккреции террейнов БСО к Сибирскому кратону, а субширотные структуры, в соответствии с проведенными реконструкциями, закладывались в качестве мегатрещин отрыва, а затем функционировали как сдвиги в процессе дальнейших активизаций территории, являясь рудолокализующими (рудовмещающими).

Конечным итогом работы стала комплексная визуализация результатов в ГИС в виде схем областей, демонстрирующих различную гидравлическую активность на установленных этапах тектогенеза в зависимости от пространственного положения и сближенности сегментов разрывных структур с определенными значениями коэффициента тенденции к сдвигу, и их сопоставление с положением известных (эталонных) рудных объектов. Данную задачу возможно решить на основе создания схем относительных удельных плотностей линейных объектов, но, помимо размера пикселя и значения радиуса поиска, использовался дополнительный параметр – значение веса каждого объекта, определяющееся значением коэффициента тенденции к сдвигу. Это позволило оценить роль каждого масштабного уровня, этапа и их совокупного проявления в процессе рудогенеза, а также послужило основанием для создания комплексных ППМ для рассматриваемой территории (рис. 10).

Для первого этапа тектогенеза с целью определения роли разноранговых разрывов в процессе локализации оруденения, учитывая мощность отражаемых им процессов, модели создавались как отдельно для каждой из масштабных групп выделенных разрывных структур – локального, регионального и надрегионального уровней (рис. 10А–В и табл. 1), так и комплексно для всех групп (рис 10Г).

Дальнейшие реконструированные этапы отличаются гораздо меньшей степенью проявления и зафиксированы исключительно на отдельно взятых шагах генерализации ЦМР, поэтому для них строились единые ППМ, отражающие распределение проницаемых структур соответствующего ранга, сформированных в течение рассматриваемого этапа (рис. 10Д, Е). Также проведена комбинированная визуализация и оценка совместного влияния гидравлически активных структур, сформированных на различных этапах тектогенеза – на первом и втором (рис. 10Ж), первом и третьем (рис. 10З). Комбинация структур второго и третьего этапов тектогенеза проводилась, но не дала значимого количества совпадений с положением эталонных рудных объектов, поэтому она не представлена на рисунке 10. Помимо прочего, создана ППМ проницаемых структур, развивавшихся на всех выделенных этапах тектогенеза (рис. 10И).

Статистическое сопоставление полученных схем с положением известных рудных объектов позволило оценить в процентах точность созданных ППМ для каждого этапа и масштабного уровня. Точность моделей структурной проницаемости разломов, образованных на первом этапе тектогенеза, снижается с увеличением масштаба. На локальном уровне она составляет 66%, на региональном – 51%, а на надрегиональном – 40% (рис. 10А–В). Это значит, что известные рудные объекты тяготеют в большей степени к областям сближения раскрытых непротяженных структур локального, а не регионального или надрегионального, уровней. Несмотря на это, значение 66% является недостаточно значимым для формулирования дальнейших прогнозных предположений о локализации оруденения в пределах площади. При этом комплексная модель локализации проницаемых структур в рамках первого этапа тектогенеза, охватывающая все выявленные масштабные уровни, демонстрирует более высокое значение в 74% (рис. 10Г). Отсюда следует, что первый этап тектогенеза в целом играл как рудоподготовительную роль, так и рудолокализующую, за счет развития парагенезиса разномасштабных структур, когда рудоносный флюид проникал в приповерхностные участки по протяженным глубинным разломам и распределялся в значительно менее протяженных оперяющих разрывах на фоне аккреционно-коллизионных процессов.

ППМ для второго и третьего этапов тектогенеза, связанных с преимущественным развитием субширотных разрывов, выделенных на отдельных, исключительно самых локальных, масштабных уровнях, при сопоставлении с рудными объектами получили оценку точности в 61 и 55%, соответственно (рис. 10Д, Е). Можно сделать вывод, что данные процессы по отдельности слабо влияли на локализацию оруденения в пределах площади.

Однако созданные комплексные модели, включающие комбинацию первого и второго (рис. 10Ж), первого и третьего (рис. 10З), а также всех выделенных трёх этапов тектогенеза (рис. 10И), демонстрируют оценённую точность в 94, 75 и 84%, соответственно. Из этого следует, что тектонические процессы первого и второго этапов оказали наиболее существенное влияние на локализацию оруденения. Третий этап, как и предполагалось ранее, скорее всего, связан с формированием надвигов в северо-западном направлении к Сибирскому кратону. Данный этап является более молодым и, наиболее вероятно, в процессе миграции рудоносных флюидов роли практически не играл, лишь приводя к некоторому смещению сформированных ранее рудных тел. Это подтверждается тем, что для комплексной ППМ (рис. 10И), отражающей все этапы тектогенеза, учет сдвиговых параметров третьего этапа приводит к занижению точности по сравнению с моделью, включающей исключительно сдвиговые процессы первого и второго этапов тектогенеза (рис. 10Ж).

Обсуждение результатов

В рамках представленного исследования сформулирован, разработан и впервые представлен подход последовательного автоматического выявления разноранговых линеаментов, отражающих разрывные структуры различных масштабных уровней, на основе использования ЦМР, а также их тектонофизической исторической интерпретации в контексте прогноза оруденения в соответствии с характеристиками проницаемости сегментов разломов, в зависимости от параметров НДС на определенном этапе тектогенеза и кинематического типа каждой структуры. Работа выполнена для обширной территории западной части БПП, характеризующейся наиболее яркими общими чертами тектонического развития. Несмотря на полученные значимые результаты, данный подход у специалистов может вызвать ряд вопросов, которые нуждаются в пояснении.

Выделенные по рельефу линеаменты точно совпадают с разломами, установленными наземной съёмкой и отображёнными на ГГК. Это подтверждает возможность использования морфологических особенностей рельефа территории для реконструкции каркаса разрывных нарушений (Макарьев и др., 2010; Митрофанова и др., 2012). Многие исследователи также отмечают факт наследования черт тектонического строения района современной гидросетью (Шманкевич и др., 1983). Сравнение роз-диаграмм установленных древних разломов и неотектонических нарушений показывает их практически полное наложение, что может свидетельствовать о постоянной подновляемости (активизации) структур и их унаследованности в современном рельефе (Устинов и др., 2024a).

При использованном подходе представляется возможным установить наиболее глобальные тектонические события в геологической истории рассматриваемой территории. Так как данная площадь до сих пор является сейсмоактивной, не вызывает сомнений, что в результате сейсмических событий в её пределах могут получить развитие и другие разрывные структуры, отражающие современные этапы тектогенеза, но, как показал опыт полевых наблюдений авторов, следы данных событий наблюдаются исключительно на локальных участках, не внося значимый вклад в повсеместное изменение особенностей рельефа, заложенных при древних, несравнимо более мощных, процессах, в рамках обширных площадей.

Также для тектонофизической интерпретации выделенных разномасштабных линеаментов использована исключительно модель сдвиговой зоны (Hancock, 1985), где предполагаемые магистральные, наиболее протяженные структуры по умолчанию представляют собой сдвиги. Безусловно, авторы понимают, что в природных условиях могут проявляться другие различные механизмы деформаций и их комбинации, такие как сброс, взброс, взбросо-сдвиг, сбросо-сдвиг, надвиг и т. д. При этом продольный сдвиг, в отличие от поперечного, который в большей степени отвечает за вертикальные перемещения блоков, может быть легко установлен в горизонтальной плоскости по геоморфологическим признакам смещения блоков и на основе анализа парагенезиса предполагаемых оперяющих мегатрещин относительно магистральной структуры. Для определения древних продольных сдвигов необходима дополнительная информация о глубинном строении, которая может быть получена на основе анализа геофизических исследований, результатах геологического описания и разнопланового зондирования скважин. Данной информации крайне мало для исследуемой площади, а детальные схемы геофизических полей покрывают лишь небольшие по площади локальные области территории. Несмотря на это, в используемом авторском ПО LSC на основе анализа соотношений количества структур различных кинематических типов даётся заключение о наличии сдвиговой компоненты. Проведенные реконструкции сдвиговых НДС для каждого выделенного масштабного уровня проверялись на соответствие данному условию, и во всех случаях установлена высокая вероятность сдвиговых перемещений по магистральной структуре. Кроме того, применённая модель также не исключает возможности выявления более локальных, по отношению к сдвиговой магистральной структуре, разрывов другого кинематического типа (рис. 4). Так, в представленной работе делается заключение о развитии на определённом этапе тектогенеза протяженных взбросов север-северо-западного – субмеридионального простирания, наличие которых подтверждается и полученными ранее результатами геологического картирования, а также локальных надвигов в северо-западном направлении.

Созданные ППМ (рис. 10), несмотря на различную степень детальности в зависимости от рассматриваемого масштабного уровня, на котором выделен определённый этап тектогенеза, являются региональными и представляют собой первое приближение к научно обоснованному прогнозу размещения оруденения в пределах площади. По общему смыслу они отражают пространственное сближение наиболее гидравлически активных сегментов разрывных структур на отдельном этапе тектогенеза, либо при их совокупном влиянии. Подобный подход позволил оценить значимость выделенных этапов и их роль в размещении оруденения при сопоставлении с уже известными рудными объектами. Важно отметить, что в этом случае не все области максимумов на ППМ, даже при оценке точности в 94% (рис. 10Ж), будут отвечать за локализацию оруденения, но они могут быть рассмотрены в качестве благоприятных пространственных структурно-тектонофизических критериев. Окончательный вывод о наиболее перспективных участках, в соответствии с теорией рудообразующих систем, может быть сделан только при учёте в итоговой модели и визуализации всех факторов, влияющих на отложение рудной минерализации: источник, пути миграции, область отложения и сохранность области отложения на протяжении дальнейшей геологической истории. В рассмотренном примере удалось выделить структурные факторы, представленные разноранговыми разрывными нарушениями и их сегментами, благоприятными для миграции и отложения оруденения. Информацию об источниках, которые в пределах всей рассмотренной площади могли быть различными и функционировать в разные периоды геологической истории, можно получить только с применением обширного комплекса дополнительных методов реконструкции физико-химических обстановок рудогенеза и глубинного строения. Сохранность вероятных областей отложения рудного вещества также должна определяться более точными реконструкциями всей геологической истории, с учетом уровня эрозионного среза с предполагаемого времени рудного процесса.

Подход создания ППМ на основе процедуры нормирования данных позволяет дополнительно в созданные схемы интегрировать любую другую разноплановую информацию с иным пространственным разрешением (в зависимости от сети наблюдений), которая значима для прогноза локализации искомого типа оруденения. Поэтому добавление пространственной, более объективной информации позволило бы увеличить точность прогноза и создать локальную модель площади, для которой имеются дополнительные данные. Так, например, наличие результатов геохимической съемки на хотя бы часть исследованной территории позволило бы с использованием имеющихся структурных моделей создать более комплексную ППМ, которая бы отличалась гораздо большей точностью прогноза.

Помимо прочего, необходимо отметить, что в статье рассматриваются исключительно линейные структуры. В областях с активным палеовулканизмом, к которым также относится исследуемая территория, важную роль в локализации рудной минерализации играют так называемые «структуры центрального типа» (СЦТ) (Соловьев, 1978), которые также могут быть выделены на основе структурно-геоморфологического подхода с использованием ЦМР (Устинов и др., 2024b). Пространственное положение СЦТ должно быть учтено при металлогеническом анализе территории и создании ППМ. Для этого авторами ранее разработана отдельная методика интерпретации их положения в ГИС с учетом сформулированных благоприятных критериев размещения оруденения относительно отдельных структурных элементов данных структур. Такая работа планируется для дальнейшей реализации.

Заключение

Предложенный и реализованный авторами комплекс дистанционных пространственных структурно-геоморфологических и тектонофизических исследований позволил для западной части Байкало-Патомского пояса в контексте его геодинамической эволюции с целью прогноза локализации оруденения получить ряд уникальных результатов и сформулировать следующие главные выводы.

На основе использования ЦМР, процедур её фильтрации по главным направлениям, искусственного занижения пространственного разрешения с установленным шагом, а также разработанных авторских программных средств и алгоритмов по автоматическому выявлению, визуализации и интерпретации линейных элементов рельефа, сформулирован и применён мультимасштабный подход к последовательному оптимальному выделению групп линеаментов, отражающих разрывные структуры различных рангов, в совокупности формирующих общий каркас разрывных нарушений в пределах исследуемой площади. На каждом последующем шаге ухудшения пространственного разрешения ЦМР наблюдалось уменьшение количества автоматически выделенных линейных объектов и увеличение их средней длины.

Для разномасштабных групп линеаментов строились розы-диаграммы, а также схемы относительной удельной плотности, анализ которых позволил выявить главные тренды ориентировок предполагаемых разрывных структур и визуализировать их пространственное распределение в зависимости от ранга выделяемых объектов. Практически на всех уровнях, за исключением самых локальных, распределение структур характеризуется преимущественно северо-восточным трендом. Также исключительно на надрегиональных уровнях возможно выделить систему север-северо-западного – субмеридионального простирания, а на региональных – северо-западной ориентировки. Самые низкие уровни демонстрируют доминирование субширотной системы разрывов.

Расчет коэффициентов корреляции между созданными схемами относительной удельной плотности разномасштабных классов линеаментов открыл возможности для их более точной группировки и отнесения к определённому масштабному уровню. Таким образом выделены локальный, региональный и надрегиональный уровни.

На основе интерпретации ориентировок и длин по простираниям выделенных линейных структур с использованием модели сдвига П.Л. Хэнкока и авторского ПО «LSC» для каждого из установленных масштабных уровней проведена реконструкция параметров сдвиговых тектонических напряжений, а также классификация предполагаемых разрывных структур в зависимости от кинематического типа. Это позволило выявить отдельные, наиболее яркие этапы тектонической эволюции территории.

Первый этап реконструируется для всех предполагаемых структур на всех установленных масштабных уровнях и отвечает наиболее мощным сдвиговым процессам. Он характеризуется субширотной – восток-северо-восточной ориентировкой оси максимального сжатия, развитием протяженных региональных и надрегиональных магистральных структур северо-восточного простирания как правых сдвигов, взбросов север-северо-западных и субмеридиональных ориентировок, а также заложением менее протяженных северо-западных левых сдвигов. Данный этап отвечает аккреционно-коллизионным процессам причленения террейнов БСО к Сибирскому кратону (поздний докембрий).

Второй этап выделен исключительно на самом локальном уровне и характеризуется северо-восточной ориентировкой оси максимального сжатия. При этом наибольшее развитие получили структуры субширотного простирания как левые сдвиги, которые заложены на предыдущем этапе как мегатрещины отрыва. Наиболее вероятно, что данный этап связан с процессами раннепалеозойской тектономагматической активизации территории, большинство рудных тел известных месторождений приурочены преимущественно к разрывным структурам данных ориентировок.

Третий этап связан с инверсией параметров напряженно-деформированного состояния, когда ось максимального сжатия получила северо-западную ориентировку. Данный этап также выделен только на локальном уровне и характеризуется продолжением развития относительно непротяженных субширотных сдвигов, но с правосторонней кинематикой. При таких параметрах, наиболее вероятно, формировались закартированные в результате ранее проведенных работ локальные надвиги в северо-западном направлении, к Сибирскому кратону.

Примененный подход к визуализации наиболее гидравлически активных областей на основе расчета коэффициента тенденции к сдвигу и построения комплексных прогнозно-поисковых моделей для каждого из выявленных масштабных уровней развития разрывных структур при вариациях параметров напряженно-деформированного состояния и их различных комбинаций позволил установить пространственные закономерности между размещением известных рудных объектов в пределах площади и структурно-тектонической проницаемостью на определенных этапах тектогенеза, а также их совокупном влиянии. На основе оценки точности каждой модели показано, что совместное действие процессов первого и второго этапов тектогенеза в большей степени оказало влияние на размещение оруденения в пределах изученной площади.

Финансирование/Благодарности

Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда № 24-27-00218, https://rscf.ru/project/24-27-00218/.

Авторы выражают благодарность рецензентам за ценные замечания и предложения, которые способствовали улучшению работы.