Розривні порушення у фундаменті і осадовому чохлі території Воронезького кристалічного масиву (ВКМ)

А. І. Трегуб, Воронезький державний університет

Серед розломів ВКМ виділяються різновікові групи, пов'язані з його геологічної історією. Блокові рухи фундаменту в надразломном просторі осадового чохла формують області динамічного впливу розломів. При перетині з земною поверхнею ці області утворюють зони динамічного впливу, які в геоморфологічному ландшафті відображаються аномаліями підвищеної щільності лінеаментів. Інфраструктура аномалій визначається кінематикою розломів фундаменту, а також структурним фоном, обумовленим діагенетіческой тріщинуватістю порід осадового чохла.

Тектонічна структура осадового чохла древніх платформ визначається блокових рухами кристалічного фундаменту. Межі структур чохла, таким чином, пов'язані з розломами, що розділяють блоки фундаменту. У осадовому чохлі зчленування структур утворено областями динамічного впливу розломів. Принципова будова цих областей може бути розглянуто на основі результатів моделювання процесів разломообразованія [1,2,3].

В залежно від інтенсивності і тривалості рухів з розломів в розвитку областей їх динамічного впливу виділяються три головні стадії [4]. Перша (початкова) стадія визначається як плікатівная. Вона виражається освітою в надразломном просторі осадового чохла плікатівних структур, пов'язаних з розвитком переважно пластичних деформацій. Друга (проміжна) стадія - діз'юнктівно-плікатівная. Вона характеризується поступовим скороченням ширини області динамічного впливу, уповільненням зростання плікатівних структур, переходом їх в реліктове стан. Пластичні деформації заміщаються діз'юнктівнимі, що виражається масовим утворенням дрібних розривів, розвиваються згідно рангової принципом [5]. Третя (фінальна) стадія розвитку областей динамічного впливу - діз'юнктівная. Протягом цієї стадії продовжується звуження області динамічного впливу. Формування розривних порушень направлено на утворення єдиного (магістрального) сместітеля. При цьому велика частина розривів, що утворилися в плікатівно-діз'юнктівную стадію втрачає свою активність. Внутрішня структура (інфраструктура) областей динамічного впливу на різних стадіях їх розвитку визначається динамічними умовами, що виникають при рухах з розломів фундаменту. У умовах розтягання, при рухах скидного типу [3] плікатівная стадія розвитку області динамічного впливу відзначена освітою в осадовому чохлі флексур, ширина яких тим більше, ніж положе сместітель скидання. У діз'юнктівно-плікатівную стадію по периферії області в піднятому і опущеному крилах утворюються дві смуги розривних порушень, представлених тріщинами відриву, переважна орієнтування яких збігається з простягання області кінематографу впливу. Смуга в опущеному крилі відрізняється більшою шириною та активністю утворюють її порушень. За рахунок її подальшого розвитку на третій стадії формується магістральний скидання. Розвиток розривів у піднятому крилі при цьому загасає і повністю припиняється.

В умовах стиснення, при взбросовом характер рухів [2] по розломів фундаменту, на плікатівной стадії виникає валообразное підняття, на периферії якого на другої стадії розвитку області утворюються дві смуги розривних порушень, представлених тріщинами, орієнтованими паралельно простиранню області. Ширина смуги в піднятому крилі більше ніж в опущеному. У межах цієї смуги на діз'юнктівной стадії формується магістральний розлом взбросового типу. Важливо відзначити, що при формуванні як скидних, так і взбросових структур освіта і зростання розривних порушень походить від покрівлі до підошви деформівного шару.

При розвитку зрушень фундаменту область їх динамічного впливу [1] в плікатівную стадію представлена чергуванням по простиранню області косо орієнтованих локальних западин і піднять. Разривообразованіе плікатівно-діз'юнктівной стадії охоплює всю область надразломного простору і представлено S-образно розташованими в плані тріщинами відриву, що обмежують дуплекси області динамічного впливу. За рахунок розвитку дуплексів в діз'юнктівную стадію утворюється магістральний зрушення.

При перетині області динамічного впливу розлому з земною поверхнею утворюється зона динамічного впливу розлому (зона розлому) [6]. Інфраструктура зони розлому включає два найважливіших елементи - осьову лінію і деструктивні поля. Осьова лінія в залежності від стадії розвитку області динамічного впливу може бути виражена єдиним розривом або серією лаштунків, а також вузькою смугою інтенсивної тріщинуватості або паралельними серіями таких смуг, які переривали по простиранню. Вона може бути виділена умовно, як лінія що проходить через максимуми щільності деформацій. Деструктивні поля - це ділянки з аномальної в межах зони розлому щільністю розривних порушень. Параметри інфраструктури зон розломів визначаються стадією розвитку, кінематичний типом розлому і тривалістю його формування. Для плікатівной стадії розвитку характерний рівномірно-дисперсний тип інфраструктури, при якому осьова лінія може бути виділена умовно, а деструктивні поля мають малу контрастністю. Для діз'юнктівно-плікатівной стадії - дискретно-дисперсний тип (деструктивні поля різко відособлені, а осьова лінія виражена переривчастими смугами підвищеної тріщинуватості). Лінійно-концентрований тип інфраструктури (осьова лінія співпадає з єдиним розломом або серією куліс) характеризує діз'юнктівную стадію розвитку області динамічного впливу.

Відбиваючись в геоморфологічному ландшафті, зони розломів проявляються разноранговимі лінеаментів, встановлюються при структурному дешифруванні аеро-та космофотоматеріалов, а також топографічних і геоморфологічних карт.

В реальних умовах формування областей динамічного впливу розломів фундаменту в осадовому чохлі протікає більш складно. З одного боку це пов'язано з тим, що освіта осадового чохла відбувається циклічно. Разнопорядковие седиментаційних цикли відображають складну зміну полів тектонічних напруг, внаслідок чого кінематика одних і тих же розломів фундаменту може істотно змінюватися в часі. При зміні характеру рухів з розломів фундаменту освіта областей їх динамічного впливу в осадовому чохлі ніби починається заново. З іншого боку - реліктові структурні ансамблі попередніх фаз, обумовлюючи структурну анізотропію деформується надразломного простору, суттєво ускладнюють формування нових структурних форм. Крім того, деформуються осадові освіти є спочатку структуровані, за рахунок розвитку в них разноранговой діагенетіческой тріщинуватості.

Для території ВКМ розломи фундаменту, виділені в основному з геофізичних ознаками різними авторами (рис.1) далеко не завжди збігаються за своїм просторовому положенню, кінематичного інтерпретації, рангом і часу освіти. У планової орієнтуванні розломів фундаменту виділяється кілька систем. Для центральної частини КМА Н. Д. Кононовим [7] виділені наступні системи взаємно перпендикулярних розломів: 305-35 °, ° 330-60, 290-20 ° і 360-90 °. Найбільш древній визнається система 305-35 °, закладення якої відноситься до архею. Розломи з направленням 305 ° вважаються поздовжніми до складчастим структурам Михайлівського і курського часу. За цим розламах протягом тривалого часу відбувалися виливу ефузивних породах і впровадження інтрузій Сергіївське, салтиковський і осколецкого комплексів. Закладення системи 330-60 ° віднесено до другої половини раннього протерозою. До неї приурочені інтрузії Стойленський-миколаївського Компекс. Граніти отаманського комплексу зв'язуються з розломами меридіонального і широтного напрямків. Найбільш молодими вважаються розломи з простягання 290 ° і 20 °.

В. Н. Котко [8] виділяв три основні системи розломів: субмеридіональна, північно-західну і північно-східну. Розломи субмеридіональна системи вважаються архейські. Ніжнепротерозойскімі визнані розломи північно-західній та північно-східній систем.

Г. І. розкатів зі співавторами [9] для північно-західної частини Воронезької антеклізи вказували на наявність чотирьох систем: 340-350 °, 60-70 °, 30-50 °, 280-300 °. Всі системи залягали в ранньому архее. Ті ж автори для східної частини ВКМ виділяють наступні системи: два північно-західній орієнтування (15-35 ° та 50-75 °), два північно-східній (330-350 ° і 290-310 °), субмеридіональна і субширотні [10].

На основі сучасних геодинамічних уявлень [11] оцінка часу закладення розломів фундаменту ВКМ, мабуть, повинна бути проведена перш за все з урахуванням історії формування кристалічного підстави. У зв'язку з цим розломи можна розділити на кілька вікових генерацій, які поширені в межах різновікових геоблоці [11]. Раннеархейская генерація приурочена до найбільш древнім областям консолідації (Брянський, Волгоградський геоблоці, серединні масиви в межах Курського геоблоці). Позднеархейская генерація пов'язана з розвитком ріфтогенних структур Курського геоблоці. На території наймолодшого Воронезького геоблоці, а також в межах Ливенському-Богучарського шовного зони і раннепротерозойскіх структур Курського геоблоці поширена раннепротерозойская гені

рація розломів. Позднепротерозойская генерація пов'язана з авлакогенним етапом розвитку території, з етапом відокремлення ВКМ.

Раннеархейская генерація розломів у межах Брянського геоблоці представлена наступними основними системами (В порядку спадання значущості): СВ 55-60 °, СВ 40 °, 25 ° С і СВ 5 °. Для Волгоградського геоблоці найбільш типові системи СВ 40 °, С 0 °. Структурна анізотропія цих геоблоці, встановлена з аналізу індікатріс анізотропії [12], характеризується орієнтуванням головної осі 310-330 ° С і вказує на вірогідне положення осі стиснення при утворенні розломів. У цьому варіанті розломи систем СВ 55-60 °, 40 ° С і СВ 25 ° повинні були розвиватися в режимі взбросов і насувів, а субмеридіональними систем - в режимі лівих зрушень і взбросо-зрушень.

Позднеархейская генерація в межах Курського геоблоці представлена наступними основними системами: С 355 ° - З 0 °, С 315-325 °. При орієнтуванні головної осі анізотропії познеархейскіх структур СВ 50 ° система С 315-325 ° в початкових стадіях ріфтогенеза (в умовах розтягування) розвивалася в раздвіговом режимі, а на заключних етапах (в умовах стиснення) - в надвіговом і взбросовом. Розломи субмеридіонального напрямку - як ліві зрушення (при розтягу) і як праві зрушення (при стисканні).

Раннепротерозойская генерація розломів у межах Курського геоблоці виражена однією головною системою - С 335-345 °, яка при орієнтуванні осі анізотропії раннепротерозойскіх структур СВ 65 ° в початкових фазах ріфтогенеза розвивалася в раздвіговом, а в заключних - під взбросовом режимах. Основними раннепротерозойскімі системами розломів Воронезького геоблоці і Ливенському-Богучарського шовного зони є: С 335-345 °, С-355 ° С 10 °, С 35-40 °. Головна вісь анізотропії раннепротерозойскіх структур цієї території має субширотні орієнтування, при якій, розвиваючись в умовах колізійного стиснення, розломи системи С 335-345 ° були лівими зрушеннями, субмеридіонального напрямку - насуваючись, а північно-східній системи - правими взбросо-зрушеннями.

Позднепротерозойская генерація розломів, маючи яскраво виражений накладений характер, найбільш чітко проявляється в структурах обрамлення ВКМ [13]. При цьому для Дніпровсько-Донецького Авлакоген головними системами є: С 280-300 °, СЗ 330 °; для Волино-Оршанський западини: СВ

45-50 °, З 335 °, СВ 20 °; для Пачелмского Авлакоген: С 280-305 °, 320-330 ° С; для Прикаспійської западини: СВ 10-20 °, С 40-55 °. Головні системи розломів структур обмеження ВКМ, розвиваючись в умовах розтягування, представлені розсовуючи і скидами. З розломами скидання-зсувне типу зв'язуються уступи в кристалічному фундаменті, виявлені методами електророзвідки [14] та підтверджені сейсмічними даними [15]. Їх висота оцінюється в 500-600 м (у районі м. Кірсанова) і 800-1000 м (в районі Пересипкіна). Уступи часто супроводжуються смугами чітких позитивних гравітаційних аномалій, що зв'язується з інтрузіями основного складу, впровадив по розломів.

В цілому для території ВКМ розломи фундаменту представлені системами різних напрямів, головними з яких є: субмеридіональна (С 355 ° С-10 °), субширотні (СВ 80 ° - 300 ° С), два північно-західні (С 315-330 ° С і 335-345 °), два північно-східні (СВ 20-30 ° С та 40-60 °). Сформувавшись на доплітной стадії розвитку платформи в умовах досить інтенсивних тектонічних рухів, ці розломи пройшли всі стадії розвитку і представлені магістральними швами, що розділяють блоки різної величини. Більш пізня геологічна історія території ВКМ відрізняється істотно меншою інтенсивністю тектонічних рухів, внаслідок чого нові розломи в фундаменті навряд чи могли формуватися, а релаксація тектонічних напруг проходила шляхом активізації вже існуючих розривних порушень різних систем. Така активізація виникала неодноразово, забезпечуючи високу ступінь успадкування розвитку тектонічної структури протягом усього фанерозою [16].

Області динамічного впливу розломів фундаменту в осадовому чохлі території ВКМ, формуючись в умовах слабких тектонічних рухів далеко не завжди досягали фінальної стадії розвитку і, таким чином, не перетворювалися на власне розломи. Виняток становили деякі етапи формування осадового чохла, зазначені високої тектонічної активністю [17], коли в чохлі виникали окремі розломи, за якими відбувалися виливу базальтів. До таких етапів відносяться початок Ряжських часу Емського століття, Вороб'ївська час жіветского століття і початок петінского часу франского століття [18]. Крім того, підвищеної активністю володіли розломи фундаменту, що обмежують Воронезький кристалічний масив, внаслідок чого області їх динамічного впливу в осадовому чохлі зазвичай відмічені діз'юнктівно-плікатівной і діз'юнктівной стадіями розвитку.

На основі дешифрування космофотоматеріалов та аналізу наявних схем дешифрування середнього та дрібного масштабу на території ВКМ виконана статистична обробка первинних схем дешифрування. Лінеаментів первинних схем дешифрування були розділені в десятиградусний інтервалі простягання на вісімнадцять класів. Для лінеаментів кожного класу за допомогою ковзного вікна квадратної форми площею 625 кв. км складені карти щільності лінеаментів (рис.2). Найбільшим поширенням користуються лінеаментів десяти класів (10-20 °, 20-30 °, 40-50 °, 60-70 °, 80-90 °, 270-280 °, 280-290 °, 320-330 °, 340-350 ° ,350-360 °), що утворюють відповідні системи. Лінеаментів інших восьми інтервалів простягання зустрічаються рідко (в кількості недостатньому для проведення статистичної обробки). Щільність лінеаментів характеризується закономірними змінами за площею. Для всіх систем встановлюються вузькі лінійні аномалії, ширина яких на рівні щільності більше 0,3 км/км2. в середньому становить 18 км, а довжина 200 км.

Окремі аномалії часто утворюють здвоєні паралельні асоціації, із середніми відстанню між осями 40 км. За простиранню аномалії групуються у ланцюжки, простежуються протягом 400-500 км.

Оскільки інфраструктура аномалій щільності лінеаментів є відображенням інфраструктури зон розломів, то здвоєний характер аномалій може бути сопоставлен по кінематичному типу з зонами скидів та взбросов. Чи не здвоєні аномалії можуть фіксувати зсувне зони. Для території ВКМ здвоєні аномалії переважають у всіх системах. Враховуючи, що лінеаментів прямо пов'язані з геоморфологічними ландшафтом, можна стверджувати, що вони відображають перш за все неотектонічні структури. Простягання осей аномалій не завжди збігається з простягання лінеаментів їх утворюють. Для системи 10-20 ° (15 °) їх переважна орієнтування знаходиться в інтервалі значень 0-5 °, а максим?? льно відхилення від середнього простягання лінеаментів становить +20 ° (рис.2, а). На площі ВКМ аномалії поширені порівняно рівномірно із середнім кроком 150 км.

Система лінеаментів з простягання 20-30 ° (25 °) характеризується суттєво більшим розвитком (рис.2, б). Ширина аномалій їх щільності на рівні більше 0,3 км/км2 в середньому досягає 35 км. Аномалії утворюють подвійні і потрійні системи з відстанями між осями 60 км. Кількість аномалій та їх контрастність помітно наростають в північно-західному напрямку. Переважна орієнтування осей аномалій знаходиться в інтервалі СВ 20 ° С-40 °, а максимальне відхилення від середнього азимута лінеаментів одно -15 °.

Схожі характеристики мають аномалії щільності лінеаментів системи 40-50 ° (45 °). Збільшення їх контрастності спостерігається на південно-сході і, особливо, на північно-заході території. Переважна напрямок осей відповідає орієнтуванні лінеаментів, що утворюють аномалії, з максимальним відхиленням -20 °.

Високої контрастністю мають аномалії щільності системи лінеаментів 60-70 ° (65 °). Аномалії утворюють чітко виражені подвійні асоціації з відстанню між осями 40 км, розподілені на площі рівномірно із середнім кроком 150 км. Переважна орієнтування їх осей - 65 °, а максимальні відхилення від простягання лінеаментів -15 °.

Контрастність аномалій щільності лінеаментів системи 80-90 ° (85 °) в цілому не велика, місцями вони утворюють здвоєні асоціації (рис.3, а). Орієнтування осей широтна з відхиленнями від простягання лінеаментів що не перевищують -10 °.

Аномалії щільності лінеаментів з простягання 270-280 ° (275 °) характеризуються нерівномірним розподілом на площі ВКМ (рис.3, б). Їх контрастність різко зростає на північному сході, над Пачелмскім авлакогеном. Тут же помітно змінюється орієнтування їх осей. Якщо в центральній та південно-східній частинах території масиву вона близька до широтної, то на північному сході простягання осей - С 290 °.

Порівняно рівномірним розподілом за площею мають аномалії щільності лінеаментів системи 280-290 ° (285 °) (рис.3, в). Деяке збільшення їх контрастності спостерігається на північно-заході території. Переважна орієнтування осей аномалій - 285 °, а максимальні відхилення досягають 35 °.

Для системи лінеаментів 320-330 ° (325 °) збільшення контрастності аномалій наголошується на північному сході і південному сході території. Переважна орієнтування осей збігається із середнім азимутом лінеаментів (з максимальним відхиленням 5 °).

Різке збільшення контрастності аномалій щільності лінеаментів системи 340-350 ° (345 °) спостерігається в смузі шириною близько 250 км, що проходить від Волгограда до Рязані (рис.4, а). Крок між аномаліями тут скорочується до 70 км. Орієнтування осей аномалій 335 ° з максимальним відхиленням від простягання лінеаментів 10 °.

Контрастність аномалій щільності лінеаментів в системі 350-360 ° (355 °) в цілому досить однорідна за площею території з деяким збільшенням на заході. Переважна орієнтування осей збігається з напрямком лінеаментів, а максимальні відхилення не перевищують 5 °.

Аналіз орієнтування осей аномалій щільності різних систем лінеаментів дозволяє виділити шість переважних напрямків: субмеридіональна (С 0 ° - СВ 10 °); субширотне (СВ 80 ° - 300 ° С); два північно-західних (310-320 ° С і С 330-350 °); два північно-східних (СВ 20-40 ° С та 50-70 °). Такий розподіл достатньо чітко корелюється з переважаючими системами розломів фундаменту. Осі аномалій щільності різних систем лінеаментів часто поєднуючись окремими фрагментами або продовжуючи один одного окреслюють не тільки контури ВКМ, але і межі найбільш великих, що виявляються в неотектонічне структурі [19] мегаблоків, а також структурних елементів більш високих рангів (рис.4, в). У той час як аномалії окремих систем лінеаментів утворюють трансрегіональних смуги, що йдуть далеко за межі масиву не змінюючи своїх характеристик. З урахуванням великої площі прийнятого при підрахунку щільності лінеаментів вікна осредненія слід зазначити, що виділяються аномалії в фундаменті фіксують не окремі розломи, а їх паралельні або субпараллельние серії із загальним ініціював вогнищем, що знаходяться (судячи по ширині аномалій [3]) на глибині близько 5км.

Співвідношення між орієнтуванням лінеаментів і орієнтуванням осей їх аномальної щільності, параметри аномалій дозволяють зробити висновок про певну автономності їх розвитку, на тлі якої розломи фундаменту відображаються заломлюючись в разноранговой і різновікової діагенетіческой тріщинуватості порід. Ця тріщинуватість, утворюючись внаслідок зміни обсягу осаду при перетворенні його в породу [20], у своїй орієнтуванні пов'язана з палеотектоніческімі напругами (напругою, що існували в момент утворення породи) [21]. Вивчення структурної анізотропії різних підрозділів в розрізі осадового чохла з плановому розподілу фаціальних обстановок їх формування дозволяє зробити висновок про те, що орієнтування полів палеотектоніческіх напружень в продовження часу формування осадового чохла зазнавала певних змін. Для верхневендского структурного поверху головна вісь структурної анізотропії орієнтована в напрямку СВ 30-40 °, а додаткова С 300-305 °, що, очевидно, пов'язано з триваючою активізацією розломів фундаменту позднепротерозойской генерації.

Для девонського структурного поверху в цілому в індікатрісах анізотропії головна вісь орієнтована в напрямку СВ 10-30 ° (25 °), що вказує на максимальну активізацію рухів скидного характеру за розламах позднепротерозойской генерації з азимутах простягання С 280-300 °, що утворюють основний структурний каркас Пачелмского та Дніпровсько-Донецького авлакогенов. Ця вісь залишається домінантою і в окремих стратиграфічних підрозділах девону, але в індікатрісах кожного з них з'являються додаткові напрямки. Так, для ейфельского ярусу виділяються осі з простягання СВ 70 ° С і 270 °, для жіветского - СВ 80 °, для франского - СВ 40 ° і 330 ° С, а для фаменского - СЗ 270 °.

Для кам'яновугільного структурного поверху характерна та ж орієнтування головної осі анізотропії, що і для девонського. При цьому практично для всіх ярусів нижнього карбону в якості додаткової встановлюється вісь з простягання 290 ° С, а для середнього карбону - з простягання С 320 °.

Юрський структурний поверх відзначений досить різкою зміною структурного плану. У цілому його індікатріса анізотропії характеризується головною віссю з азимутом простягання С 270-280 °, що очевидно пов'язано з активізацією скидних рухів по розламах субмеридіональна орієнтування позднеархейской генерації (в межах Курського геоблоці), а також позднепротерозойской генерації, яка бере участь у обмеження Прикаспійської западини. Для окремих ярусів юри виділяються додаткові осі анізотропії. Для батского і байосского - з простягання С 350 ° С і 45 °, для келловейского, кімеріджского і оксфордського - СЗ 320 °, а для ніжневолжского - СЗ 300 °, С 350 ° С і 70 °.

Максимальної анізотропією в напрямку С 320 -335 ° характеризується нижньокрейдових структурний поверх, що може бути пов'язане з активізацією скидних рухів по розламах раннеархеской генерації, а також позднепротерозойской, що бере участь в обмеження Оршанский і Прикаспійської западин. Для окремих ярусів нижньої крейди виділяються додаткові осі анізотропії. Для Валанжинський - СВ 40-50 °, для готерівского - СЗ 290 °, для барремского - СЗ 280-290 °, С 60-70 °; для аптского - С 280-290 °; для альбского - СВ 40-50 °.

верхньокрейдяними структурний поверх характеризується орієнтуванням максимальної анізотропії в напрямку СВ 50-60 °, що вказує на ймовірну активізацію скидних рухів по системах розломів з простягання С 320-330 ° позднеархейской генерації. Під всіх ярусах верхньої крейди, крім Маастрихтського, стійко виявляється додаткова вісь з простягання С 280-310 °. У Маастрихті вона орієнтована в субмеридіональними напрямку.

Для палеогенового структурного поверху положення головної осі анізотропії зміщується до північ, причому це зміщення відбувається поступово. У палеоцені ось максимальної анізотропії спрямована по азимуту СВ 40-50 °, у еоцені - СВ 20-40 °, а в олігоцені - СВ 10-30 °, що може бути пов'язано з поступовим посиленням впливу скидних рухів по субширотні розламах позднепротерозойской генерації. У протягом усього палеогену стійко фіксується додаткова вісь анізотропії в напрямку СВ 75 °, пов'язана, очевидно, з активізацією системи розломів С 345 ° раннепротерозойской генерації. Крім того, в еоцені з'являється ще одна додаткова вісь анізотропії - СЗ 300 °, а в олігоцені - С 300 ° С і 350 °.

Анізотропія неотектонічне структурного плану в цілому характеризується субширотні становищем головної осі індікатріси, що вказує на активізацію субмеридіональними розломів всіх генерацій. У межах неотектонічне поверху для четвертинної системи відзначається поява додаткової осі в напрямку С 20 °.

Аналіз даних по анізотропії різних структурних підрозділів у розрізі осадового чохла і висновків на цій основі про переважну орієнтуванні розривних порушень (у тому числі діагенетіческой тріщинуватості порід різного віку), дозволяє виділити десять основних систем, практично аналогічних по напрямку систем лінеаментів, встановленим при статистичній обробці даних структурного дешифрування МДС. Зміна орієнтування переважаючих систем діагенетічскіх тріщин в породах різного віку фіксується і безпосередніми вимірами у оголеннях [22, 23].

Вивчення структурної анізотропії осадового чохла в цілому по характеру зміни його потужності дозволяє припускати поширення лінійних структур, орієнтованих в переважних напрямках практично не відрізняються від переважаючих систем розломів фундаменту: З 0 °-СВ 5 °; СВ 10-25 °; СВ 40-60 °; СВ 80 ° С-290 °; С 310-320 ° С і 330-340 °. По суті такі ж системи виділяються в переважній орієнтуванні осей аномалій підвищеної щільності лінеаментів.

Розбіжність кількості систем розломів фундаменту і пов'язаних з ними систем областей динамічного впливу (6 систем) з системами переважаючою орієнтування діагенетіческіх тріщин (10 систем) може бути пояснено певної автономністю розвитку останніх, безпосередньо пов'язаної з регіональним полем фонових напруг, і успадкованим розвитком розломів фундаменту, при якому відбувається вимушена релаксація напружень по вже існуючих розривів, напрямок яких не завжди збігається з параметрами накладеного поля напруг. Це фіксується часто спостерігаються відхиленнями простягання лінеаментів від простягання осьових ліній аномалій їх щільності.

Таким чином, комплексний аналіз розривних порушень осадового чохла і кристалічного фундаменту території ВКМ дозволяє зробити наступні висновки:

_ розломи фундаменту різних вікових генерацій в осадовому чохлі проявляються областями динамічного впливу, що знаходяться переважно на початкових (плікатівной і діз'юнктівно-плікатівной) стадіях розвитку;

_ інфраструктура зон динамічного впливу розломів проявляється в аномаліях підвищеної щільності лінеаментів, заломлюючись в усій сукупності систем діагенетіческіх тріщин, орієнтування яких пов'язана з параметрами полів палеотектоніческіх напруг, що існували в момент опадонакопичення.

Робота виконана за фінансової підтримки фонду «Інтеграція», грант К - 0335.

Список літератури

1. Разломообразованіе в літосфері. Зони зрушення/С. І. Шерман, К. Ж. Семінський, С. А. Борняков и др.-Новосибірськ, 1991. -262 С.

2. Разломообразованіе в літосфері. Зони стиснення/С. І. Шерман, К. Ж. Семінський, С. А. Борняков и др.-Новосибірськ, 1994. -263 С.

3. Разломообразованіе в літосфері. Зони розтягнення/С. І. Шерман, К. Ж. Семінський, С. А. Борняков и др.-Новосибірськ, 1992. -228 С.

4. Шерман С.І., Борняков С.А., Будда В.Ю. Області динамічного впливу розломів (результати моделювання). -Новосибірськ, 1983. - 112 с.

5. Лобацкая Р.М. Рангові класифікація розривних порушень// Изв. вузів. Геол. і розвідка. -1984. - № 4. -С. 9-14.

6. Лобацкая Р.М. Структурна зональність розломів. -М., 1987. -129 С.

7. Кононов Н.Д. Виявлення розломів кристалічного фундаменту Воронезької антеклізи по середньомасштабних топокарт (на прикладі Воронецької-Олексіївського сінклінорія //Питання комплексування сучасних методів геологічних досліджень. -- Воронеж, 1976. -С.126-130.

8. Котко В.М. Тектоніка південно-східних районів Курської магнітної аномалії і деякі загальні закономірності локалізації корисних копалин// Матеріали по геології і корисних копалин центральних районів Європейської частини СРСР. -- М., 1970. -С.291-299.

9. Найважливіші риси тектонічної структури північно-західної частини Воронезької антеклізи/Г. И. гуркоту, В. Ф. Лук 'янов, А. А. Старухін та ін// Питання геології і корисні копалини Воронезької антеклізи. - Воронеж, 1970. -С. 64-87.

10. Тектоніка східній частині Воронезького кристалічного масиву і його осадового чохла/Г. И. гуркоту, В. Ф. Лук 'янов, А. А. Старухін та ін-Вороніж, 1976. -120 С.

11. Модель геодинамічного розвитку Воронезького масиву в ранньому докембрії / Н. М. Чернишов, В. М. Ненахов, І. П. Лебедєв та ін// Геотектоніка. -1997. - № 3. -С.21-30.

12. Четвериков Л.І. Оцінка анізотропії геологічних об'єктів// Вестн. Воронеж. ун-та. Сер. геологічна. -2000. - № 3 (9). -С.26-31.

13. Ерінчек Ю.М., Мільштейн Є.Д. Ріфейскій ріфтогенез центральній частині Східно-Європейської платформи. -СПб., 1995. -48 С.

14. Копаєв В.В., Павловський В.І. Деякі дані про будову верхньої частини докембрійського фундаменту Воронезької антеклізи за результатами регіональних геофізичних досліджень// Тр. Третього совещ. по пробл. изуч. Воронеж. антеклізи. -Воронеж, 1966. -С.332-337.

15. Розкатів Г.І. Критерії достовірності виділення розривів у фундаменті центральних частин Руської платформи// Питання геології і металогенії докембрію Воронезького кристалічного масиву. - Воронеж, 1976. -С. 46-50.

16. Розкатів Г.І. Геоморфологія і неотектоніка території Воронезької антеклізи. -- Воронеж, 1969. - 164 с.

17. Лук'янов В.Ф. Зона початкового ріфтогенеза в сводовой частини Воронезької антеклізи// Вестн. Воронеж. ун-та. Сер. геологічна. -1966. - № 2. -С.22-25.

18. Девон Воронезької антеклізи і Московської синекліза/Г. Д. Родіонова, В. Т. Умнова, Л. І. Кононова и др. - М., 1995. -265 С.

19. Трегуб А.І. Елементи першого рангу в неотектонічне структурі території ВКМ //Вестн. Воронеж. ун-та. Сер. геологічна. -1999. - № 8. -С. 9-16. 20. Шульц С.С. Планетарна тріщинуватість (основні положення)// Планетарна тріщинуватість. -Л., 1973. -С. 5-37.

21. Бєлоусов Т.П., Куртасов С.Ф., Мухамед Ш.А. Подільність земної кори і палеонапряженія в сейсмоактивних і нафтогазоносних регіонах Землі. - М., 1997. -324 с.

22. Введенська Н.В. Циклічність планетарного розвитку розломних структур і геологічних утворень. -М., 1999. -258 С.

23. Трегуб А.І., Старухін А.А. Приповерхнева тріщинуватість та її співвідношення з тектонічної структурою території Воронезької антеклізи// Вестн. Воронеж. ун-та. Сер. геол. -1996. - № 1. -С.38-43.

Для підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://www.vestnik.vsu.ru