Вулканология и сейсмология, 2021, № 6, стр. 43-58

ВВЕДЕНИЕ

Время формирования крупнейших платформенных нарушений охватывает, как правило, несколько геологических периодов и даже эр [Гарецкий, Каратаев, 2014; Геология …, 2001; Колодяжный, 2018; Милановский, 1987; Сейсмотектоника …, 2009; Bogdanova et al., 1996]. Изучение особенностей строения, механизмов деформации и эволюции этих долгоживущих структур актуально в теоретическом и практическом отношении. Флюидная и магматическая проницаемость зон нарушений, контролируемая условиями деформаций, влияет на процессы накопления и перераспределения рудных компонентов и углеводородов. В инженерно-геологическом отношении важны представления о высокой сейсмогенерирующей способности именно глубинных и протяженных разрывов, унаследующих древние нарушения [Землетрясения …, 2007; Несмеянов, Воейкова, 2016; Сейсмотектоника …, 2009; Трифонов, 2017]. Сейсмический потенциал узловых сегментов долгоживущих нарушений, где отмечается пересечение двух и более разломных зон, является особенно высоким [Сейсмотектоника …, 2009].

Восточно-Европейская платформа (ВЕП) является хорошим полигоном для изучения долгоживущих нарушений и геодинамических узлов. Для этой территории имеется немало геолого-геофизических данных, характеризующих общие геодинамические условия развития нарушений древнего заложения [Глубинное …, 2010, Колодяжный, 2018; Милановский, 1987; Чамов, 2016]. Вместе с тем, достаточно точные тектонофизические и хронологические характеристики эволюции рассматриваемых зон немногочисленны и, чаще, ограничены решениями фокальных механизмов современных и исторических землетрясений. Изучение более древних деформаций сталкивается с проблемой определения их возраста. Для решения этих задач в последнее время используются методы изучения горизонтов сейсмитов и связанных с ними структур [Бискэ и др., 2009; Гаврилов, 2017; Kolodyazhny et al., 2020; Obermeier, 1996; Seilacher, 1984]. Обнаружение конседиментационных признаков палеоземлетрясений в слоях, датированных палеонтологическими и радиоизотопными методами, позволяет существенно расширить диапазон тектонофизических наблюдений, дополнить каталоги землетрясений и базы данных активных разломов [Бачманов и др., 2017].

В статье приводится пример решения взаимосвязанных геохронологических, палеосейсмических и тектонофизических задач на небольшом, но принципиально важном участке, расположенном в пределах Слободского тектоно-динамического узла.

ТЕКТОНИКА СЛОБОДСКОГО ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО УЗЛА

Термин “тектоно-геодинамический узел” был предложен Р.Г. Гарецким с соавторами на примере Слободской структуры, рассматриваемой в качестве главного узлового сегмента схождения полосовых магнитных и гравитационных аномалий, систем рифейских авлакогенов, крупнейших разломов и сутурных зон ВЕП [Гарецкий, Каратаев, 2009, 2011, 2014; Леонов, Гарецкий, 2017]. По мнению этих исследователей, Слободской узел также является областью тройного сочленения и встречной конвергенции раннедокембрийских литосферных плит, образующих три главных сегмента ВЕП [Bogdanova, 1993]: Фенноскандию, Волго-Уралию и Сарматию. Центр Слободского узла расположен в районе Слободской возвышенности на северо-западе Смоленской области. Внешние контуры узловой структуры точно не определены, но очевидно, что ее диаметр достигает нескольких сот километров [Гарецкий, Каратаев, 2009, 2014; Леонов, Гарецкий, 2017] (рис. 1).

Рис. 1.

Схема строения кровли фундамента центральной части Восточно-Европейской платформы (по [Нагорный, 2009; Объяснительная …, 1999] с дополнениями). 1–3 – морфоструктуры кровли фундамента: 1 – поднятия, 2 – депрессии, 3 – рифейские авлакогены; 4 – изогипсы кровли фундамента; 5 – кольцевые структуры; 6–8 – разломы: 6 – преимущественно сдвиги, 7 – сбросы, 8 – северный контур Фенноскандинавско-Сарматской шовной зоны; 9 – контуры Слободского узла; 10 – контуры Витебского гранулитового массива; 11 – линии разрезов, опорные скважины (Ср – Суражская-1, Бг – Богушевская, Ор – Оршанская); 12 – участок исследований. СР – рифтогенные грабены и впадины Среднерусской системы (Ор – Оршанская, Вл – Валдайская, Кр – Крестцовский, Мл – Молоковский, Тв – Тверской, Пр – Пречистенский, Гж – Гжатский, Мс – Московский); ПЧ – Пачелмский авлакоген; Цо – Центрально-Оршанский горст; разрывы: Нп – Новополоцкий, Бр – Брагинский, Вс – Витебско-Суражский; ПК – Полоцко-Курземский пояс разрывов.

Тектоника фундамента

Крупный сегмент Слободского узла занимает Витебский гранулитовый массив, плановая треугольная конфигурация которого была оконтурена по серии сгруппированных положительных магнитных и гравиметрических аномалий (см. рис. 1). Предполагается, что массив представляет собой нижнекоровый фрагмент Осницко-Микашевического вулканоплутонического пояса, который сформировался в палеопротерозое вдоль активной окраины Сарматии [Аксаментова, 2002; Гарецкий, Каратаев, 2011; Глубинное …, 2010; Bogdanova et al., 2015]. Согласно геофизическим данным, Витебский массив расположен в области тройной конвергенции, которую обрамляют системы встречных надвигов и взбросов: с северо-запада – глубинные разломы Центрально-Белорусской шовной зоны (Минский, Борисовский), с северо-востока – Руднянская зона нарушений, а с юга – разрывы, маркирующие Фенноскандинавско-Сарматскую шовную зону (Кохановский, Стоходско-Могилевский и др.) [Аксаментова, 2002; Аксаментова и др., 1994; Гарецкий, Каратаев, 2009, 2011, 2014; Гарецкий и др., 2009; Глубинное …, 2010]. Массив пересекают второстепенные разрывы субмеридиональной и северо-восточной ориентировки.

В структуре кровли фундамента Слободского узла отмечается пересечение и сочленение радиально ориентированных систем рифейских авлакогенов и впадин, второстепенных горстов и грабенов, а также разноранговых нарушений (см. рис. 1). С севера к узлу причленяется Валдайская грабен-синклиналь Среднерусского авлакогена, с востока – Пречистенский и Тверской грабены, а также разрывы, наращивающие окончания Гжатского и Московского грабенов. С запада Слободской узел оперяют разрывы Полоцко-Курземского пояса. Значительную часть южного сектора Слободского узла занимает субмеридиональная Оршанская впадина и осложняющие ее горсты и разрывы северо-восточной ориентировки. Отмеченные выше структуры сформировались в рифее за счет активизации палеопротерозойских коллизионных нарушений и сутурных зон в процессе рифтогенеза [Гарецкий, Каратаев, 2009, 2014; Гарецкий и др., 2002; Нагорный, 2009; Чамов, 2016; Bogdanova et al., 1996]. Рифейские разрывы в бортах Центрально-Оршанского горста и Московского грабена унаследуют палеопротерозойские разломы северного ограничения Фенноскандинавско-Сарматской шовной зоны (см. рис. 1).

Новую информацию о глубинном строении области Слободского геодинамического узла несет массив электромагнитных зондирований, выполненный силами ЦГЭМИ ИФЗ РАН и Геологического факультета МГУ в 2018–2020 гг. Первые результаты этих исследований существенно уточнили геоэлектрическую структуру осадочного чехла и выявили проводящие коровые структуры в пределах Оршанской впадины и к северу от нее [Варенцов и др., 2020].

Палеопротерозойский Витебский гранулитовый массив и контуры выявленной аномалии электропроводности во многом пространственно совпадают с Оршанской рифтогенной впадиной, очерченной изогипсами со значениями –1.2 и –1.0 км (см. рис. 1). Породы фундамента залегают здесь на глубинах 1.8–1.0 км. Впадина выполнена красноцветными и сероцветными песчано-глинистыми формациями протоплатформенного чехла среднерифейского и верхнерифейско-нижневендского комплексов суммарной мощностью около 1000 м [Геология …, 2001; Нагорный, 2009].

Исследования, основанные на интерпретации сейсмопрофиля МОГТ Чериков – Усвяты, позволили установить густую сеть платформенных разломов в пределах Оршанской впадины (рис. 2) [Нагорный, 2009; Чамов, 2016]. Поверхность фундамента этой депрессии представляет собой систему тектонических блоков и ступеней, разделенных разломами северо-восточной ориентировки. Центрально-Оршанский горст и Богушевское поднятие разделяют депрессию на ряд второстепенных впадин (см. рис. 1, 2). Амплитуда большей части нарушений не превышает нескольких десятков метров, но на отдельных участках, в частности, в бортах Центрально-Оршанского горста, она достигает 500 м и более [Нагорный, 2009]. В северной части сейсмопрофиля Чериков – Усвяты в районе скважины Суражская-1 дешифрируется сброс с амплитудой смещения поверхности фундамента до 700 м (см. рис. 2) [Чамов, 2016]. Ниже это нарушение рассматривается в качестве Витебско-Суражского разлома (см. рис. 1).

Рис. 2.

Фрагмент сейсмического профиля Чериков–Усвяты, пересекающего Оршанскую впадину по линии I–I (по [Чамов, 2016] с дополнениями). Вс – Витебско-Суражский разлом. 1 – главные поверхности несогласий; 2 – разломы; 3 – малоамплитудные нарушения; 4 – скважины.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Геолого-структурные исследования проведены нами в 2019 г. в районе п. Руба, расположенного в 15 км к северо-востоку от г. Витебска (см. рис. 1). Это единственный участок центральной части Слободского узла, где имеется возможность изучения отложений палеозоя и квартера в открытых горных выработках и естественных обнажениях. Участок охватывает область динамического влияния Витебско-Суражского разлома, приуроченного к руслу р. Западной Двины.

Геологические наблюдения сопровождались тектонофизическими исследованиями в различных комплексах пород. Делались массовые замеры трещин, зеркал и штрихов скольжения, ориентировок приразрывных изгибов слоев, оперяющих сколов и трещин отрыва. На первом этапе обработки структурных данных строились упрощенные схемы ориентировки нарушений и их кинематики. Сопоставление этих схем с тектонофизическими моделями [Сим, Маринин, 2015] позволило выявить в различных комплексах пород группы динамически согласованных структур – структурно-кинематические парагенезы. При окончательной статистической обработке материалов использовалась программа FaultKin6 [Marrett, Allmendinger, 1990]. С ее помощью для каждого структурного парагенеза были построены стереограммы, выявлены ориентировки главных осей палеонапряжений, реконструированы режимы деформаций (по методике [Копп, 2004; Сим, Маринин, 2015]).

Для определения времени формирования новейших структур были использованы признаки проявления палеоземлетрясений, представленные в виде специфических софт-деформаций (от англ. слова soft – мягкий (осадок)) горизонтов сейсмитов, приуроченных к определенным уровням стратиграфического разреза. Различным аспектам отражения палеоземлетрясений в осадочных толщах посвящены многочисленные публикации [Бискэ и др., 2009; Гаврилов, 2017; Полещук и др., 2020; Obermeier, 1996; Seilacher, 1984]. Известно, что деформации палеосейсмитов проявляются в обводненных осадках, залегавших непосредственно ниже дна бассейна в слабо литифицированном состоянии и подвергшихся воздействию сейсмических ударов с интенсивностью более 5 баллов [Бискэ, 2009; Obermeier, 1996]. Схема морфологических типов и возможных пространственных соотношений структур сейсмитов представлена в работе [Kolodyazhny et al., 2020]. В уплотненных слоях, подстилающих сейсмиты, преобладают структуры хрупкого разрушения: сколы и трещины отрыва, кластические дайки, погребенные сбросы и миниграбены [Гаврилов, 2017; Колодяжный и др., 2020]. В отличие от сложно организованных структур сейсмогенного горизонта, данные нарушения имеют закономерную ориентировку и могут быть использованы для реконструкции палеонапряжений, синхронных сейсмическому событию. Этим структурам в работе уделялось особое внимание.

Для изотопного датирования горизонтов палеосейсмитов, выявленных нами в разрезе четвертичных отложений, были отобраны пробы на радиоуглеродный анализ. Первичная обработка проб с целью выделения органики была проведена в радиоуглеродной лаборатории Геологического института (ГИН) РАН по стандартной почвенной методике [Певзнер, 2015]. Из одной пробы было выделено 15 г углерода, что позволило определить возраст органических остатков в лаборатории ГИН РАН (индекс GIN-15984). Вторая проба, содержащая малые количества углерода, была проанализирована на высокочувствительном масс-спектрометре в AMS-лаборатории университета г. Оттавы, Канада (индекс UOK-13032). Приведение радиоуглеродных дат к календарному возрасту выполнено по программе калибровки Оксфордского университета OxCal v4.3.2 [Bronk Ramsey, 2009].

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ УЧАСТКА РУБА–ГРАЛЕВО

Участок исследований располагается в 60–70 км к запад–юго-западу от центра Слободского узла на востоке Белорусского Поозерья (см. рис. 1). В геоморфологическом отношении район относится к западной части Суражской озерно-ледниковой равнины. В районе п. Руба располагаются крупные карьеры Гралево и Руба, вскрывающие отложения верхнего девона и несколько горизонтов четвертичного покрова (рис. 3). Небольшие выходы девонских пород в виде порогов отмечаются в русле р. Зап. Двины, а разрезы квартера – в песчаных карьерах ее левобережья и у п. Шалыги. Участок занимает наиболее возвышенную часть Рубского тектоно-эрозионного поднятия дочетвертичной поверхности, которое ограничено разрывами и связанными с ними водноледниковыми ложбинами [Вашков и др., 2016]. Относительная высота поднятия 20–40 м, абсолютные отметки кровли дочетвертичных пород достигают 140 м (рис. 4).

Рис. 3.

Геолого-структурная схема участка в районе п. Руба (по [Вашков и др., 2016] с дополнениями). Вс – Витебско-Суражский разлом. 1–3 – верхнеплейстоценовые поозерские отложения: 1 – основной морены, 2 – флювиогляциальные конусов выноса, 3 – флювиогляциальные долинных зандров; 4 – верхнеплейстоценовые–голоценовые озерно-ледниковые и озерные отложения; 5, 6 – голоценовые отложения: 5 – аллювий надпойменных террас, 6 – аллювий речных пойм; 7 – водоемы; 8 – разрывы; 9 – преобладающие системы трещин; 10 – малоамплитудные сбросы; 11 – дислокации в отложениях квартера; 12 – контуры карьеров; 13 – дороги; 14 – пункт составления разреза на рис. 5; 15, 16 – министереограммы ориентировки палеонапряжений в отложениях: 15 – верхнего девона, 16 – квартера (темное – сегмент растяжения, белое – сегмент сжатия).

Рис. 4.

Геологический разрез поднятия Руба по линии II–II (по [Санько и др., 2012; Kalicki, 2006] с дополнениями). Вс – Витебско-Суражский разлом. 1 – карбонатные отложения семилукского горизонта верхнего девона (D₃sm); 2 – горизонты ледниковых отложений (а – ясельдинского (gQ₂yas), б – березинского (gQ₂br), в – припятского (gQ₂pr), г – поозерского (gQ₃pz)); 3 – песчаные отложения (а – различного возраста, б – голоценовые); 4 – озерные и болотные отложения (а – александрийского межледниковья (lQ₂al), б – муравинского межледниковья (lQ₃mr), в – шапуровского интерстадиала, г – последниковые поозерские и голоценовые); 5 – органогенные отложения; 6 – разрывы; 7 – скважины; 8 – контуры карьера Гралево; 9 – точки отбора геохронологических проб на радиоуглеродное датирование (а – авторские ¹⁴С даты, б – ¹⁴С даты по [Kalicki, 2006]).

Отложения верхнего девона представлены франским ярусом семилукского горизонта (D₃sm) – серыми, желтовато-серыми доломитизированными известняками с брахиоподами и кораллами. Отмечаются прослои мергелей и глинистых доломитов, осложненные тектоническими срывами и проявлениями хрупко-пластических деформаций. Породы нарушены частыми трещинами и малоамплитудными (до 1 м) разрывами с зеркалами скольжения. Вдоль разрывов отмечается глыбовое дробление и брекчирование пород, проявляются карст, вторичная минерализация, характерна высокая обводненность.

Мощность четвертичного покрова достигает 40 м, резко снижается в бортах долины р. Зап. Двины; в районе порогов у п. Руба отложения квартера отсутствуют. В строении четвертичного разреза установлено три ледниковых (березинский (gQ₂br), припятский (gQ₂pr) и поозерский (gQ₃pz)), два межледниковых (александрийский (lQ₂al) и муравинский (lQ₃mr)) горизонта и судобльский горизонт голоцена (см. рис. 4) [Вашков и др., 2016; Санько, 1987]. Межледниковые осадки залегают в виде линз мощностью до 7–10 м, представлены торфом, гиттией и озерными супесями. Они изучены биостратиграфическими методами на опорных разрезах “Гралево”, “Руба” и “Верховье” [Еловичева, Дрозд, 2020]. Ледниковые отложения представлены красновато-бурыми валунными суглинками и супесями, характеризуются массивными, плитчатыми и черепичными текстурами, проявлениями гляциодислокаций. Наиболее молодые ледниковые поозерские (валдайские) отложения залегают на поверхности и представлены преимущественно основными моренами. Вдоль бортов долины р. Зап. Двины эти образования перекрыты озерно-ледниковыми отложениями, накопление которых происходило в узком заливе Суражского поздне- и постледникового озера перед фронтом отступавшего Поозерского ледника [Вашков и др., 2016; Кухарчик, 2011; Санько, 1987]. Этот палеозалив и современное русло р. Зап. Двины контролирует Витебско-Суражский разлом, который выражен, в частности, вертикальным смещением (3–4 м) уровней террас в бортах долины [Kalicki, 2006] и высокой дезинтеграцией слоев девона (см. рис. 3, 4).

Лимногляциальные осадки выполняют также глубоко врезанные древние ложбины, в которых моренные отложения резко сокращаются по мощности либо полностью исчезают. Крупная ложбина такого типа располагается в долине р. Витьба [Санько и др., 2012], мало протяженная и узкая – вскрыта в карьере Гралево (см. рис. 4). Необычное строение разрезов заполняющих осадков, пространственная позиция и морфология рассматриваемых ложбин свидетельствуют об их генетической связи с разломами [Комаровский, Хилькевич, 2018]. В качестве примера рассмотрим строение ложбины, представленной в карьере Гралево. В этих образованиях были обнаружены сейсмогенные структуры и последниковые деформации.

Палеоложбина карьера Гралево и горизонты сейсмитов

Доломитовый карьер Гралево имеет размеры 3 × 1.5 км при глубине свыше 60 м. Породы семилукского горизонта верхнего девона вскрыты в карьере на абсолютных отметках 135–137 м, мощность четвертичной толщи составляет 25–38 м [Вашков, 2014]. Строение разреза четвертичных отложений здесь сложное и сильно меняется по латерали. Помимо трех ледниковых и двух межледниковых горизонтов, широко развитых в области поднятия Руба, здесь установлены озерные отложения, заполняющие узкую ложбину (см. рис. 4). Ложбина прорезает почти весь покров ледниковых наносов и оперяет более крупную озерно-ледниковую депрессию долины р. Зап. Двины. Представительный разрез этих образований представлен в восточной стенке карьера Гралево (см. рис. 3).

Снизу вверх наблюдается следующий разрез (рис. 5а, 6а).

Рис. 5.

Строение разрезов четвертичных отложений в карьере Гралево в центральной части грабенообразной ложбины (а) и в восточном борту ложбины (б). 1–9 – отложения: 1 – карбонатные верхнего девона, 2 – озерные алеврит-глинистые, 3 – песчано-гравийные, 4 – озерные ленточно-слоистые алеврит-глинистые, 5 – озерные ленточные глины, 6 – микститоподобные терригенные, 7 – моренные, 8 – озерно-ледниковые песчаные, 9 – торфяники и почвы; 10 – горизонты сейсмитов; 11 – кластические дайки; 12 – несогласия; 13 – точки отбора проб и радиоуглеродные датировки.

1. Техногенные осыпи и отвалы мощностью более 10 м скрывают контакт четвертичных отложений с доломитами верхнего девона.

2. Темно-серые, зеленовато-серые, плотные алевролит-глинистые озерные отложения с линзами и угловатыми включениями углистых органических остатков. Породы нарушены частыми сколами и открытыми трещинами, которые в верхней части горизонта образуют клиновидные полости глубиной до 1 м, заполненные песчано-дресвяным и алевритовым материалом (кластические дайки) (см. рис. 6б). В вышележащие слои трещины не проникают. Мощность слоя 11.5 м. Вблизи кровли горизонта (абс. отм. 159 м) отобрана проба углистых включений, для которой получен радиоуглеродный возраст 30 800 ± 600 лет (GIN-15984), что в календарном летоисчислении составляет около 35 тыс. лет (calBP).

Рис. 6.

Структуры и текстуры горизонтов сейсмитов в озерных отложениях плейстоцена, выполняющих палеоложбину Гралево. а – общий вид стенки карьера Гралево в месте составления разреза (показаны номера слоев и места отбора проб, см. рис. 5); б – контакт алеврит-глинистого (2) и песчано-гравийного (3) горизонтов, осложненный кластической дайкой клиновидной формы; в – волнистая слоистость и будинообразные структуры сейсмитов в горизонте (4) ритмичного переслаивания алеврит-глинистых пород; г – ритмичная и ленточная слоистость алеврит-глинистого горизонта (4); д – конволютная слойчатость в сейсмитах горизонта (4); е – дисгармоничные складки и мининадвиг в сейсмитах горизонта (4).

3. Выше с размывом и структурным несогласием залегает слой полимиктовых песчано-гравийных отложений мощностью до 0.5 м. Эти образования проникают в нижележащие осадки по трещинам (кластическим дайкам).

4. Горизонт ритмичного переслаивания коричневых ленточных глин и тонкослоистых палевых глинисто-алевритовых пород с менее выраженным ленточным строением. Мощность крупных ритмов варьирует от 5 до 15 см, уменьшаясь вверх по разрезу (см. рис. 6в, г). Толщина ленточных ритмов в среднем 2–3 мм. Мощность горизонта 7 м. В средней части разреза и выше в строении слоя установлено три горизонта палеосейсмитов (мощность 0.2–0.4 м) с характерными софт-деформациями, интенсивность которых увеличивается вверх по разрезу. В нижнем горизонте это полого-волнистые, линзовидные и будинообразные структуры (см. рис. 6в). Выше появляются слои с конволютной слойчатостью, структурами пластического течения, дисгармоничными складками и протрузиями, дуплексами и мининадвигами (см. рис. 6д, е). В верхнем горизонте амплитуды этих структур достигают 20 см (см. рис. 6е). Сейсмогенные структуры относительно плавно затухают в основании горизонтов и резко с размывом срезаются вышележащими слоями.

5. Выше с плавным переходом залегают зеленовано-серые и коричнево-серые ленточные глины с прослоями алевритов. Весь слой охвачен сейсмодеформациями и представляет собой относительно мощный (1.3 м) сейсмогенный горизонт, в котором амплитуды локальных перемещений достигают 0.5 м. Для горизонта характерно чередование объемов хаотично перемешенных и гомогенизированных пород (гомогениты) с фрагментами конволютно-слоистых осадков. Распространены диапиры, инъекционные и пламеобразные структуры (рис. 7а–в). Инъекции глин проникают в нижележащие отложения, в которых также отмечаются сбросы и связанные с ними грабенообразные структуры проседания (см. рис. 7г). Породы осложнены поздними нарушениями – различного типа трещинами и сбросами (см. рис. 7в). Из слоя ленточных глин выделена тонкодисперсная органика, радиоуглеродный возраст которой составил 9339 ± 36 лет (UOK-13032), что соответствует календарному возрасту (calBP) около 10.5 тыс. лет.

Рис. 7.

Структуры раннеголоценового горизонта сейсмитов. а – пламеобразные и инъекционные структуры в кровле сейсмогенного горизонта (5); б – конволютная слойчатость горизонта сейсмитов (5); в – пламеобразные структуры и протрузии горизонта сейсмитов (5), осложненные поздними разрывами; г – структура грабенообразного проседания в основании сейсмического горизонта (5).

6. Микститоподобный горизонт хаотичного строения, состоящий из песков, алевритов, линз гравелитов и дресвы, редких обломков осадочных и единичных плавающих галек кристаллических пород. Слоистость отсутствует в основной массе слоя, но сохраняется в перемещенных фрагментах песчаных слоев. Породы напоминают отложения селевых потоков. Мощность слоя 0.5–0.8 м. Протрузии и инъекции нижележащих глин проникают в микститоподобный слой (см. рис. 7а).

7. Современные почва и торфяники (0.1–0.3 м).

Соотношения озерных отложений рассматриваемой ложбины с ледниковыми горизонтами не установлены (скрыты оползнями), но очевидно, что переходы между ними должны быть резкие. В 1000 м севернее изученного разреза отложения ложбины сменяются регионально типичным разрезом трех ледниковых (поозерский, припятский, березинский) и двух межледниковых (муравинский, александрийский) горизонтов (см. рис. 5б) [Вашков, 2014]. Эти особенности, а также проявление субмеридиональных сбросов и миниграбенов в строении ложбины (см. рис. 7в, г) позволяют полагать, что она ограничена сбросами и относится к типу ложбин грабенообразных структур (по классификации [Комаровский, Хилькевич, 2018]).

Результаты тектонофизических исследований

Замеры ориентировки структурных элементов в основном проводились в карьере Гралево, менее представительные данные получены в карьерах Руба (затоплен) и Шалыги (см. рис. 3). Изучались отложения верхнего девона, моренные горизонты плейстоцена, поздне- и постледниковые озерные отложения. В процессе исследований выявлено четыре группы динамически обособленных структурных парагенезов (рис. 8).

Рис. 8.

Равноплощадные стереографические проекции (нижняя полусфера) полюсов разрывов с векторами перемещения висячего крыла в отложениях верхнего девона (а–в) и квартера (г, д). 1 – полюса плоскостей разрывов и векторы перемещения висячего крыла; 2 – оси палеонапряжений (а – сжатия, б – растяжения), 3 – усредненные позиции плоскостей нарушений (а – взбросов и надвигов, б – сбросов, в – сдвигов), 4, 5 – министереограммы ориентировки палеонапряжений в отложениях: 4 – верхнего девона, 5 – квартера (темное – сегмент растяжения, белое – сегмент сжатия).

Структуры первой группы статистически преобладают и присутствуют только в карбонатных отложениях верхнего девона. В парагенез структур входят сопряженные пары трещин лево- и правосдвиговой кинематики, сбросы северо-западной ориентировки, северо-восточные взбросы и надвиги (см. рис. 8а). Реконструируется субгоризонтальное положение осей сжатия и растяжения, что характерно для сдвигового режима деформаций. Ось сжатия ориентирована в северо-западном направлении, растяжения – в северо-восточном. Витебско-Суражский разлом в таком поле напряжений находился в условиях транспрессии с компонентой левого сдвига. В отложения квартера структуры парагенеза не проникают и могут рассматриваться в связи с позднегерцинским либо киммерийско-альпийским этапами тектогенеза.

Структуры второй группы мало распространены и встречаются также только в отложениях верхнего девона. Они представлены преимущественно структурами растяжения – сбросами, трещинами отрыва и небольшими грабенами субширотного (ВСВ) простирания (см. рис. 8б). Второстепенное значение имеют сопряженные сдвиги северо-восточного (правые) и северо-западного (левые) простирания. Реконструируется сдвиго-сбросовый режим деформаций. Ориентировка оси растяжения – горизонтальная субмеридиональная (ССЗ), что позволяет предполагать транстенсионный режим развития Витебско-Суражской зоны с небольшой компонентой правого сдвига. В отложения квартера нарушения второй группы не проникают. Герцинский возраст нарушений можно предполагать на основании их динамической корреляции с рифтогенными структурами Припятской впадины.

Структуры третьей группы имеют сквозной характер развития и присутствуют во всех комплексах отложений. Структуры растяжения (сбросы, мезограбены, трещины отрыва) образуют субмеридиональную систему, правые и левые сдвиги ориентированы, соответственно, в северо-западном и северо-восточном направлении. Пространственная позиция этих структур в отложениях верхнего девона и квартера, включая позднеплейстоценовые и голоценовые озерные осадки, почти идентичная (см. рис. 8в, г). Однако в четвертичных слоях преобладают сбросы и реконструируется сдвиго-сбросовый режим деформаций (см. рис. 8г), в слоях девона более распространены сдвиги, что соответствует сбросо-сдвиговому режиму (см. рис. 8в). Эти различия, вероятно, объясняются условиями разгрузки напряжений в приповерхностных слоях, способствующими развитию структур горизонтального растяжения. В целом парагенез характеризуется горизонтальной субширотной ориентировкой оси растяжения, ось сжатия имеет различный наклон, ее проекция на горизонтальную плоскость ориентирована субмеридионально. Витебско-Суражская зона в этих условиях находилась в режиме левосдвиговой транстенсии. В рассматриваемый парагенез входят структуры, развитые в основании и в пределах сейсмогенного горизонта, для которого получена радиоуглеродная дата 9339 ± 36 лет (UOK-13032) (слой 5, см. рис. 5). Соответствующий возраст принимается для нарушений третьей группы, динамически связанных с голоценовым сейсмическим событием. Сейсмические события, установленные в более древних озерных отложениях (слой 4, см. рис. 5), в структурно-кинематическом отношении не обособлены. Это может быть связано с динамическим сходством этих деформаций с голоценовыми либо с их слабым или упругим проявлением.

Структуры четвертой группы установлены в моренных отложениях и представлены гляциодислокациями – надвигами, черепичными и чешуйчато-надвиговыми структурами южной вергентности (см. рис. 8д). Надвиговый режим деформаций проявился в условиях перемещения ледника в южном направлении. Возраст парагенеза соответствует времени активности поозерского ледника 25–14 тыс. л. н. [Кухарчик, 2011].

ОБСУЖДЕНИЕ

В районе Слободского тектоно-динамического узла пересекаются радиальные системы крупнейших палеопротерозойских и рифейских нарушений ВЕП, что проявляется в своеобразии геофизических аномалий, высокой и длительной тектонической подвижности этого района, в том числе новейшей [Варенцов и др., 2020; Гарецкий, Каратаев, 2009, 2011, 2014; Леонов, Гарецкий, 2017; Нагорный, 2009; Разломы …, 2007]. Сведения о платформенных этапах развития этой структуры ограничены.

В настоящей статье рассмотрены особенности строения и признаки полистадийной активности Витебско-Суражского разлома, уникального тем, что он расположен в пределах Слободского узла и доступен изучению в коренных обнажениях палеозоя, слоях плейстоцена и голоцена. Этот разлом образует северное ответвление Пружанско-Бешенковичской зоны в области ее виргации и диссипации в структуре Слободского узла (см. рис. 1). Разрыв, вероятно, начал развиваться в палеопротерозое, в рифее проявился как сброс с амплитудой смещения кровли фундамента до 700 м. На платформенном этапе в зоне нарушения сформировалась характерная для сдвиговых зон структура цветка (по [Леонов и др., 2018]) отрицательной морфологии с признаками более поздних инверсионных деформаций (см. рис. 2).

Тектонофизические исследования в области динамического влияния Витебско-Суражского разрыва показали, что с позднего девона до начала квартера он испытал не менее двух этапов тектонической активности в условиях левосдвиговой транспрессии (см. рис. 8а) и правосдвиговой транстенсии (см. рис. 8б). Транстенсионные деформации развивались при субмеридиональном растяжении в связи с герцинским этапом формирования рифтогенных структур Припятского прогиба, расположенного южнее [Геология …, 2001]. Левосдвиговая транспрессия, вероятно, проявилась несколько позже (позднегерцинское или киммерийско-альпийское время) и обусловила развитие инверсионных разрывно-складчатых структур.

Признаки тектонической активности Витебско-Суражского разлома в раннем и среднем плейстоцене уничтожены экзарационной деятельностью ледников. В позднем плейстоцене с развитием разрыва было связано формирование грабенообразных ложбин, одна из которых была изучена в карьере Гралево. На основании полученной радиоуглеродной даты GIN-15984, можно полагать, что заполнение грабенообразной Гралевской ложбины началось не позднее 30 800 ± ± 600 ¹⁴С л. н. (35 тыс. л. н. calBP). Наша оценка возраста начала накопления алеврит-глинистого горизонта (слой 2, см. рис. 5а), опирающаяся на ¹⁴С дату 30 800 ± 600, близко согласуется с ранее опубликованными радиоуглеродными датами органогенных отложений шапуровского интерстадиала среднепоозерского времени (36 400 ± 800 (ЛУ-92В), 29 150 ± 150 (ЛУ-78А) л. н.), когда Поозерский ледник еще не достиг территории Белоруссии [Геология …, 2001; Еловичева, Санько, 1999]. Выпадение из разреза ложбины моренных отложений Поозерского ледника, который перекрыл север Белоруссии 25–24 тыс. л. н. [Кухарчик, 2011], вероятно, связано с тем, что ледниковая аккумуляция в ней была заблокирована глыбой мертвого льда. Структуры моренных отложений указывают на перемещения Поозерского ледника в южных румбах (см. рис. 8д).

Осадконакопление во впадине Гралево продолжилось после того, как Поозерский ледник отступил за пределы Белоруссии примерно 14 тыс. л. н. [Кухарчик, 2011]. Опустевшая после таяния мертвого льда ложбина заполнялась ленточно-слоистым алеврит-глинистым лимнием (слой 4, см. рис. 5а). Исходя из мощности этого горизонта (7 м) и средней толщины ленточных ритмов (2–3 мм), можно полагать, что он накапливался на протяжении 3.5–2.3 тыс. лет в грабенообразном заливе Суражского поздне- и последникового бассейна, существовавшего в конце плейстоцена [Вашков и др., 2016; Геология …, 2001]. Осадконакопление в конце этого периода сопровождалось тремя сейсмическими событиями с нарастающей интенсивностью, что привело к формированию трех сейсмогенных горизонтов с характерными софт-деформациями (слой 4, см. рис. 5а, 6). Тектонофизические условия развития этих структур, вероятно, были сходными с более поздними голоценовыми деформациями.

Судя по резко выраженным структурам палео-сейсмитов, землетрясение максимальной интенсивности (более 5 баллов) имело место в раннем голоцене (9339 ± 36 ¹⁴C л. н.; 10.5 тыс. л.н. calBP) на этапе накопления ленточных глин в ложбине Гралево (слой 6, см. рис. 5а, 7). Хрупкие деформации, связанные с этим событием, охватили весь видимый разрез отложений квартера и верхнего девона. Сейсмический удар, вероятно, привел к разрушению озерной гидросистемы и стремительному спуску вод, в частности, ложбины Гралево. Синхронно с землетрясением образовались оползни и сели, в результате которых произошло быстрое накопление микститоподобного слоя 6 (см. рис. 5а). Это катастрофическое событие произошло в пребориальный климатический этап. Отложения голоценовых надпойменных террас р. Зап. Двины датированы в широком интервале времени (9.16–5.68 тыс. ¹⁴С л. н. [Kalicki, 2006]), который почти перекрывается с возрастом сейсмогенной катастрофы (см. рис. 4). Эти даты характеризуют формирование и развитие новой гидросистемы – долины р. Зап. Двины, – имевшее место после спуска озерных вод около 9.3 тыс. ¹⁴С л. н. Время проявления более поздних нарушений, секущих раннеголоценовый сейсмогенный горизонт, не установлено (см. рис. 7в). Динамические условия их развития близки к раннеголоценовым.

В целом, сейсмические события новейшего этапа, установленные в карьере Гралево в интервале времени поздний плейстоцен–голоцен, проявились в условиях сбросо-сдвигового режима деформаций при широтной ориентировке оси растяжения и субмеридиональной позиции оси сжатия (см. рис. 8в, г). Витебско-Суражская зона при этом находилась в режиме левосдвиговой транстенсии. Полученные данные не противоречат моделям современного напряженного состояния земной коры запада ВЕП, разработанным на основе анализа механизмов очагов землетрясений, поляризации сейсмических волн, современных перемещений, а также с использованием структурно-геоморфологического дистанционного метода [Сейсмотектоника …, 2009; Сим, 1996]. Эти модели указывают на доминирование субмеридионального горизонтального сжатия, источником которого на западе ВЕП, вероятно, является Карпатский ороген. Для территории Белоруссии также установлено, что механизм формирования новейших нарушений обусловлен преимущественно сдвиговыми тектоническими напряжениями [Sim et al., 1995]. В условиях регионального субмеридионального сжатия и широтного растяжения для разломов северо-восточного простирания предполагается левосдвиговая, а для северо-западных – правосдвиговая кинематика. Меридиональные нарушения при этом должны иметь раздвиговую составляющую, чем объясняется локализация в зонах таких нарушений глубоких тектоно-эрозионных ложбин [Комаровский, Хилькевич, 2018; Сейсмотектоника …, 2009; Sim et al., 1995].

В рассмотренном нами случае примером раздвиговой структуры является грабенообразная ложбина Гралево, а Витебско-Суражский разлом относится к левым сдвигам региональной системы Белоруссии. Установленные здесь сейсмогенные деформации связаны со сдвиговыми и сбросо-сдвиговыми напряжениями. Эти тектонофизические параметры не характерны для гляциодинамических нарушений и криогенных структур, которые морфологически похожи на сейсмодеформации [Санько и др., 2012]. В карьере Гралево гляциодислокации структурно обособлены и формировались в условиях надвигового режима деформаций (см. рис. 8д). Выявленные здесь сейсмодеформации имеют последниковый возраст и, следовательно, не обнаруживают прямых связей с ледником.

Наиболее сильное сейсмическое событие (9.3 тыс. ¹⁴С л. н.) произошло спустя 4–5 тыс. лет после того, как Поозерский ледник покинул рассматриваемую территорию. Время запаздывания компенсационных гляциоизостатических поднятий обычно составляет 1–1.5 тыс. лет [Артюшков, 1979], до полного восстановления изостатического равновесия предполагается более длительный период (до 10 тыс. лет [Сейсмотектоника …, 2009]). В этой связи снятие ледниковых нагрузок могло привести к триггерному воздействию и активизации древних разломов, а также вызвать серию сейсмических событий конца плейстоцена в районе структуры Гралево. Возможно, процессы гляциоизостазии также нарушили связность пород в зонах древних разломов, что способствовало последующей их активизации при снятии тектонических напряжений.

Установленные в карьере Гралево раннеголоценовые сейсмодислокации обозначают некоторый максимум сейсмической активности, значительно оторванный во времени от начала гляциоизостатических процессов. Сдвиговый режим проявления этих деформаций не характерен для структур изостатического воздымания. Учитывая, что новейшие сдвиговые напряжения и разрывные структуры развиты не только в области распространения Поозерского ледника, но и на значительном удалении к югу от границы его максимального распространения, можно полагать, что деформации имеют преимущественно тектонический генезис.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В области Слободского тектоно-динамического узла, представляющего собой сегмент сочленения и пересечения крупнейших тектонических нарушений Восточно-Европейской платформы (ВЕП), установлены признаки высокой подвижности коры на плитных, в том числе новейших, стадиях развития.

Витебско-Суражский разлом, расположенный вблизи эпицентра Слободского узла, является древним долгоживущим нарушением, которое проникает в отложения осадочного чехла и образует отрицательную структуру цветка с признаками проявления тектонической инверсии. Тектонофизические исследования показали, что с позднего девона до начала квартера разлом испытал не менее двух этапов тектонической активности в условиях левосдвиговой транспрессии и правосдвиговой транстенсии.

В позднем плейстоцене и раннем голоцене с развитием Витебско-Суражского разлома было связано формирование грабенообразных ложбин, в которых накапливались поздне- и последниковые озерные отложения. В карьере Гралево в строении этих осадков развиты горизонты сейсмитов – индикаторов палеоземлетрясений. Землетрясение максимальной интенсивности зафиксировано по структурам сейсмитов раннеголоценовых ленточных глин, для которых получена радиоуглеродная дата 9339 ± 36 лет. Тектонофизические параметры сейсмического события соответствуют условиям сбросо-сдвигового режима деформаций при широтной ориентировке оси растяжения и субмеридиональной позиции оси сжатия.