Первой и главной причиной образования и роста горных систем в орогенных поясах является коллизионно-аккреционный процесс в зонах взаимодействия литосферных плит, когда одна из них погружается под другую, вызывая при этом сопутствующий магматизм и региональное сжатие. В тектонических зонах пояса, которые испытывали наибольшие сжатие и сокращение линейных размеров в том же направлении, образуются разного масштаба складки и разломы/надвиги, приводящие к увеличению мощности и подъему земной коры, росту горных хребтов (например [Artyushkov, 1993; Dewey, Bird, 1970; и многие др.]). Подъем в этих зонах связан с изостатической компенсацией при увеличении мощности земной коры в результате сжатия. Согласно В.Г. Трифонову [Trifonov, 1999, 2016], это первая стадия (нео)тектонических движений с интенсивными деформациями и тектонической расслоенностью, масштабными латеральными перемещениями, вулканизмом и гранитообразованием.

Вторая стадия неотектонических движений с подъемом земной коры и ростом горных хребтов на обширных пространствах орогенных поясов связана с крупномасштабным разуплотнением глубинного мантийного вещества вблизи Мохо и гранитизацией земной коры на посторогенном этапе [Artyushkov, 1993, 2012; Reinlib, 1982; Moyen et al., 2017; и др.]. Меньшая плотность этих образований по отношению к вмещающим породам приводит к их «всплытию» под действием архимедовой силы [Turutanov, 2014; Nédélec, Bouchez, 2015; и др.], а «амплитуда их вертикального подъема (с учетом высокогорного рельефа) <… ˃ может достигать от 1–5 до 10–12 км» [Leonov et al., 2017, с. 11].

Как следует из текста приведенного выше абзаца, для определения движущих сил (истинных) неотектонических движений 2‑й стадии орогенных поясов необходимо иметь количественную информацию об этих движениях, желательно во времени, и о глубинном, прежде всего плотностном, строении. К настоящему времени наш коллектив обладает такой информацией по Сихотэ-Алинскому орогену.

Во-первых, на основании цифровой модели рельефа SRTM (Shuttle Radar Topography Mission – глобальная цифровая модель рельефа Земли, созданная на основе радарной космической съемки) и построенной модели гидросети [Simonov et al., 2024] проведен морфоструктурный анализ территории Сихотэ-Алинского орогенного пояса и прилегающих с запада площадей (Баджальский, Буреинский и Туранский хребты). Анализ проводился с применением инструментов ArcGis. В результате были построены семь монобазисных поверхностей с их разностными производными, отражающих этапы неотектонического развития региона, а также суммарная карта амплитуд вертикальных неотектонических движений [Zakharov et al., 2020, 2021; Simonov et al., 2020, 2021, 2024].

Построенная карта новейших вертикальных движений Сихотэ-Алиня, в основе которой лежит морфоструктурный анализ по методу В.П. Философова [Filosofov, 1975], несколько отличается от более ранних неотектонических карт на эту территорию [Gorkusha et al., 1999; Grachev, 1996; Neotectonic Map …, 1997]. Имеются различия в оценке времени развития основных фаз неотектонических движений и, на наш взгляд не принципиальные, их амплитуды, но имеется и существенное отличие в разрешающей способности этих карт. В основе построенной нами неотектонической карты лежит анализ высот русловых частей рассчитанных по SRTM водотоков 1–7-го порядка, что позволяет с использованием монобазисных поверхностей и их разностей детально проследить качественную, отчасти и количественную, историю новейших движений, тогда как для двух более ранних неотектонических карт это сделать невозможно в принципе.

Во-вторых, в последние годы на основе спектрального анализа цифровых карт масштаба 1:1000000 поля силы тяжести (редукция Буге, плотность промежуточного слоя 2.67 г/см²) и аномального магнитного поля (ΔТ) Сихотэ-Алинского орогенного пояса и прилегающих континентальных территорий рассчитаны глубинные модели региона. В частности, построены: 1) плотностная 3D-модель до глубины 130 км с разрешением по горизонтали и вертикали 10.0 и 6.3 км соответственно [Didenko, Nosyrev, 2020]; 2) цифровые карты поверхностей изотермы 580 °С [Didenko et al., 2017] и Мохо [Didenko et al., 2022]. Кроме этого, на основе оригинальных экспериментальных данных магнитотеллурического зондирования и плотностного моделирования построена глубинная модель литосферы Южного Сихотэ-Алиня [Kaplun, Nosyrev, 2020].

Глубинному строению континентальной части юга Дальнего Востока России посвящен ряд работ [Argentov et al., 1976; Bryansky, 1995; Bulin, Volsky, 2005; Didenko et al., 2010; Gornov, 2010; Malyshev, Romanovsky, 1980; Petrishchevsky, 2011; Podgorny, Romanovskii, 2011; Potapyev, 1980]. Основными результатами этих многолетних, но не систематических исследований стали несколько сейсмоплотностных разрезов, при построении которых также использовались гравиметрическое и магнитное поля, данные геотермических скважин. По объективным обстоятельствам, связанным с малым количеством сейсмических профилей и скважинных геотермических материалов, недостатком этих карт является излишняя генерализованность, не позволяющая проводить даже региональные сопоставления между геофизическими характеристиками с одной стороны и геолого-структурными данными – с другой.

Цифровые 2D и 3D модели глубинного строения, построенные нами, в значительной степени лишены этих недостатков. Используя наши карты, можно с хорошим разрешением рассчитать глубинные плотностные профили по любому направлению для различных геолого-геофизических структур в пределах Сихотэ-Алинского орогенного пояса не только для «якорной» границы Мохоровичича, но и для любой глубины от поверхности до 130 км. Это и было сделано для сопоставления плотностной глубинной структуры, и вертикальных движений в течение олигоцен-голоценового времени в пределах Сихотэ-Алинского орогенного пояса, что являлось первой задачей настоящего исследования.

Вторая задача заключалась в выявлении и обосновании методами численного моделирования возможной обусловленности новейших вертикальных тектонических движений в регионе процессами локального разуплотнения вещества верхней мантии и земной коры на примере профиля оз. Ханка – Бикинское базальтовое плато.

Рассматриваемая территория находится в активной переходной зоне Тихий океан – Евразийский континент, значительную часть восточной окраины которого образуют покровно-складчатые системы Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинского орогенного пояса [Khanchuk, 2006a, 2006b; Zonenshain et al., 1990; Maruyama et al., 1997]. Пояс разделен рифтовой структурой миоценового возраста, протягивающейся из центральной части Японского моря в Татарский пролив, на Сихотэ-Алинскую и Хоккайдо-Сахалинскую ветви, последняя в настоящей работе не рассматривается. Сихотэ-Алинский орогенный пояс протягивается полосой ССВ простирания на расстояние около 1500 км при ширине до 600 км от Японского краевого моря на юге до Охотского краевого моря на севере (рис. 1, а). На востоке на ороген наложен Сихотэ-Алинский вулканоплутонический пояс, ограниченный котловиной Японского моря и Татарским проливом. На западе Сихотэ-Алинский орогенный пояс по торцовому сочленению граничит с Монголо-Охотским, Центрально-Азиатским и Солонкер-Вундурмяо орогенными поясами.

Согласно принятой на сегодня тектонической модели Сихотэ-Алинского орогенного пояса [Khanchuk, 2006a, 2006b; Golozubov, 2006; Khanchuk et al., 2016, 2024; и др.], его континентальная/субконтинентальная литосфера формировалась в два этапа – 130–115 и 110–93 млн лет. В его пределах выделяются несколько террейнов, которые состоят из фрагментов аккреционных призм, турбидитовых бассейнов и островной дуги (рис. 1, б). Формирование этого коллажа террейнов началось в юре и проходило в принципиально различающихся палеогеодинамических обстановках:

1) два этапа фронтальной субдукции палеоокеанической плиты Изанаги под Евразию в юре (180–145 млн лет) и в позднем мелу (95–65 млн лет);

2) три этапа трансформного развития континентальной окраины и/или косого субдукционного взаимодействия плит в первой половине раннего мела (145–125 млн лет), в альбе – сеномане (110–95 млн лет) и палеоцене – эоцене (65–37 млн лет), когда океанические плиты Изанаги и позднее Тихоокеанская (Пацифик) «скользили» вдоль Евразии на север, увлекая за собой фрагменты сформировавшихся к тому времени аккреционных призм, турбидитовых бассейнов и островной дуги. По имеющимся палеомагнитным данным для апт-альбских пород фрагментов аккреционной призмы и островной дуги их миграция на север могла составлять более 2000 км [Arkhipov et al., 2019; Didenko et al., 2014; Peskov et al., 2023; и др.];

3) в бареме – апте (125–115 млн лет) широкое развитие Журавлевско-Амурского турбидитового бассейна, который располагался между континентом и Кемской островной дугой. Субдукция плиты Изанаги осуществлялась непосредственно под последнюю, а на границе континент – бассейн имели место крупноамплитудные левые сдвиги [Khanchuk et al., 2016, 2024; и др.];

4) раскрытие в результате рифтогенных процессов котловины Японского моря и Татарского пролива, в результате чего от континентальной Сихотэ-Алинской окраины были «отшнурованы» острова Хонсю, Хоккайдо, Сахалин и другие с образованием окраинного моря. Для нас важно определение времени проявления этих рифтогенных процессов, которые, безусловно, влияли на температурный режим земной коры и верхней мантии континентальной окраины. Эти процессы, как следует из многочисленных работ, включая бурение и палеомагнитные, начались в олигоцене (~37–32 млн лет назад) и завершились в основном к середине миоцена (~15–12 млн лет назад) (см. обзоры в [Sato et al., 2006; Van Horne et al., 2017; Yang et al., 2022]). Есть и другие мнения о времени прекращения рифтинга в Японском море и Татарском проливе: а) в трогах вблизи континентальной окраины рифтинг длился до конца миоцена [Lelikov, Karp, 2004]; б) на юге Южно-Татарского бассейна «интенсивный рифтинг протекал вплоть до четвертичного периода, что привело к максимальной переработке земной коры в этой части Татарского трога и активным вулканическим процессам на его периферии» [Proshkina et al., 2024, с. 22].

Последняя смена тектонического режима имела место уже в четвертичное время, когда на севере Японского моря растяжение сменилось сжатием. Это событие «фиксирует начало нового этапа субдукции, происходившей в поле близширотного (60–90°) сжатия, при котором доминировавшие до этого вдоль Хоккайдо-Сахалинской системы разломов правосдвиговые перемещения трансформировались в надвиговые» [Martynov et al., 2016, с. 950].

C востока Сихотэ-Алинский орогенный пояс обрамляется одноименным вулканоплутоническим поясом (рис. 1, б), выполненным магматическими породами четырех временных серий: 1) сеноман – базальты и андезиты; 2) турон – сантон – риолиты и дациты; 3) маастрихт – даний – вулканиты кислого и среднего состава; 4) палеоген – бимодальный контрастный вулканизм [Sakhno, 2002; Tectonics …, 2005; Khanchuk, 2006a, 2006b]. Здесь так же широко распространены неоген-четвертичные базальты (рис. 1, б). Наиболее обширные поля этих пород имеются на севере региона у побережья Охотского моря, на востоке – зона субгоризонтально залегающих базальтов шириной до 80 км вдоль побережья Татарского пролива в виде обширных плато (Совгаванское, Нельминское и др.), на юге – плато вдоль западного склона Сихотэ-Алиня (Шкотовское, Шуфанское и др.).

В пределах рассматриваемой территории широкое распространение имеют и осадочные бассейны. Три наиболее крупных уже упоминались – Среднеамурский, Удыль-Кизинский и Нижнеамурский, но здесь имеются и более мелкие – Удский, Торомский, Верхнебуреинский на севере и Ханкайский, Суйфуньский, Партизано-Суходольский на юге.

Современными главными морфологическими структурами в пределах исследуемой территории являются два горных сооружения – Турано-Буреинско-Баджальское и Сихотэ-Алинское, три впадины – Среднеамурская, Удыль-Кизинская и Нижнеамурская. Высота последних не превышает 100 м. Турано-Буреинско-Баджальское горное сооружение включает три одноименных хребта, различающихся по простиранию, со средней высотой около 1 км. Максимальная высота этих хребтов (рис. 1, а) составляет немногим более 2 км. Хребты имеют сглаженные вершины с крутыми склонами, причем восточные более расчленены, чем западные.

Сихотэ-Алинская горная система с максимальной высотой также немногим более 2 км и средней около 800 м имеет устойчивое ССВ общее простирание отдельных элементов (рис. 1, а). Исключение в южной части составляют горы Пржевальского, в северной – хребет Оми, а в средней части – поперечная ВЮВ простирания Бикинская депрессионно-глыбовая зона, совпадающая с активным на новейшем этапе Бикинским разломом (рис. 1, а). Восточный склон Сихотэ-Алиня круто обрывается к морю, а широкий западный склон – пологий. В приосевой части хребта преобладают изолированные пологие изометричные или линейные сводовые формы, а также узкие горст- и грабенообразные морфоструктуры.

Современную геодинамику Сихотэ-Алиня в значительной степени определяли и определяют, наряду с субдукцией на востоке, системы разломов ССВ и СВ простирания: Центральная Сихотэ-Алинская на востоке и Харпийско-Курско-Приамурская (северный сегмент трансрегиональной системы Тан-Лу) на западе, с которыми связана современная сейсмичность в регионе. На рис. 1, а, помимо рельефа, представлены также активные на новейшем этапе разломы [Zabrodin et al., 2015] и положение эпицентров землетрясений [Didenko et al., 2018], произошедших в 1863–2013 гг. Анализ этих данных позволяет совершенно четко разделить исследуемую территорию на две части, различающиеся по преобладающим современным геодинамическим процессам, – северо-западную (Турано-Буреинско-Баджальский ороген) и юго-восточную (Сихотэ-Алинский ороген). В пределах первого орогена преобладают коровые землетрясения; для зафиксированных более чем 1500 сейсмических событий с магнитудой от 1 до 6 (среднее 2.5) выделяются два модальных значения глубины гипоцентров – 5 и 12 км. Для второго орогена ситуация иная; для зафиксированных здесь более чем 300 сейсмических событий (исключая акваторию Японского моря и Татарского пролива) с магнитудой от 1.0 до 7.7 выделяются четыре модальных значения глубины гипоцентров – 15, 350, 440 и 550 км. Магнитуды глубокофокусных землетрясений в южной части Сихотэ-Алиня (среднее 4.8) существенно выше магнитуд коровых землетрясений (среднее 2.0). Границей между Турано-Буреинско-Баджальским и Сихотэ-Алинским орогенами являются Харпийский, Курский и Приамурский разломы – северный сегмент трансрегиональной разломной системы Тан-Лу (рис. 1, а).

Новейшие вертикальные движения на исследованной территории проявились на фоне не до конца эродированного более древнего рельефа. Были выделены три стадии развития рельефа, отражающие неотектоническую активность в регионе [Simonov et al., 2024]:

а) доолигоценовая с более интенсивным поднятием Турано-Буреинско-Баджальского орогена и менее интенсивным – Сихотэ-Алинского;

б) олигоцен-плиоценовая, характеризующаяся наиболее интенсивными вертикальными движениями в регионе за весь рассматриваемый временной период (поздний эоцен – голоцен);

в) плейстоцен-голоценовая, во время которой сформировался современный выработанный эрозионно-денудационный рельеф, значительных по амплитуде вертикальных движений не происходило.

Было установлено также, что суммарная амплитуда вертикальных движений на северо-западе территории в пределах Турано-Буреинско-Баджальского орогена была существенно больше, чем на востоке в пределах Сихотэ-Алинского хребта. Наиболее интенсивный подъем Туранского, Буреинского и Баджальского хребтов происходил до плейстоцена, тогда как Сихотэ-Алинский хребет был более активен на поздних этапах развития.

В Разделе 1 упоминалось, какие материалы были использованы для характеристики и сопоставления новейших вертикальных движений и глубинного строения литосферы. Здесь дадим им более подробную характеристику и приведем примеры.

Результатом проведенных исследований неотектоники региона стал набор цифровых карт: 1) первоначальный фактический материал – модель речной сети региона с абсолютными высотными отметками; 2) семь монобазисных поверхностей, построенных по точкам бифуркации водотоков 1–7-го порядка; 3) пять разностных поверхностей; 4) карта остаточного рельефа и собственно новейших вертикальных движений.

В качестве примера на рис. 2 показаны монобазисные поверхности 2–3-го порядка и разница между ними. Эти поверхности отражают развитие рельефа в плейстоцене, их анализ позволяет сделать вывод, что в это время значительных по амплитуде вертикальных движений не происходило, их размах на этом этапе суммарно составил до 200 м. Именно в это время оформился современный выработанный эрозионно-денудационный рельеф, т.е. вертикальные движения в изучаемом регионе на этом этапе имели унаследованный характер.

Второй фактурной составляющей настоящего исследования были данные о глубинном строении региона, для чего использовались цифровые 3D плотностная модель региона (рис. 3, а), карты температуры Кюри (рис. 3, б) и поверхности Мохоровичича (рис. 3, в) региона. Вторая карта определяет глубину перехода горных пород из магнитного состояния в парамагнитное, в англоязычной литературе ее именуют как Curie Point Depth (CPD). Для пород континентальной земной коры основным носителем магнетизма является магнетит, точка/температура Кюри которого равна примерно 580 °С.

В настоящем исследовании плотностная модель рассматривается как отклонение плотности в процентах от ее среднего значения на данном глубинном уровне от 0 до 130 км. Основные элементы современной плотностной неоднородности мантии Сихотэ-Алинского орогена были заложены в меловое (возможно, в позднемеловое) время и связаны с процессами на активной континентальной окраине, протекавшими как в режиме субдукции, так и в режиме продольного скольжения литосферных плит. Второй временной уровень образования плотностных неоднородностей в мантии связан с более молодыми геологическими процессами. На глубине 25–80 км наблюдаются относительно небольшие участки повышенной плотности субмеридионального и субширотного направления, с которыми в ряде случаев пространственно совпадают осадочные впадины и покровы неогеновых базальтов.

Расчет мощности земной коры был проведен на основе анализа двумерного спектра поля силы тяжести, по которому вычислялась глубина гравитирующей границы, определяющей наиболее низкочастотные аномалии в окне 300×300 км [Didenko et al., 2022]. Данный подход достаточно широко используется при интерпретации как магнитных, так и гравитационных данных. Построенная модель Мохо в целом достаточно адекватно отражала мощность земной коры, известной по сейсмическим данным, но для некоторых участков она показала ее уменьшение по сравнению с ними, поэтому на втором этапе была проведена корректировка глубины Мохо с использованием данных по семи известным в регионе профилям глубинного сейсмического зондирования. Итоговая карта, построенная по 138 расчетным точкам глубины Мохо, представлена на рис. 3, в, где граница между земной корой и мантией соответствует «скачку» плотности 0.25–0.30 г/см³.

Структура поверхностного теплового потока в континентальных областях определяется тремя основными источниками: мантийным, нестационарным «орогенным теплом» и коровым радиогенным теплом. Вкладом последнего можно пренебречь, так как радиогенная теплогенерация с глубиной резко убывает и на уровне ∼20 км радиогенный компонент более чем на порядок меньше по отношению к полному поверхностному тепловому потоку [Khutorskoi, Polyak, 2016]. Для оценки глубинного теплового потока в регионе был проведен расчет глубины изотермы Кюри (глубина точки Кюри – CPD) по 108 точкам (108 квадратов 100×100 км) с использованием того обстоятельства, что акцессорные магнитные минералы в горных породах при достижении температуры Кюри переходят из магнитного состояния в немагнитное [Didenko et al., 2017]. Основным носителем намагниченности в горных породах является магнетит, точка Кюри которого примерно 580 °C. Следовательно, глубина потери намагниченности горными породами будет определяться этой температурой; чем больше глубина CPD, тем меньше тепловой поток, и наоборот, чем меньше глубина CPD, тем больше тепловой поток. Построенная нами карта поверхности изотермы Кюри (CPD) имеет сложный характер с размахом глубин от 13.1 до 29.9 км (рис. 3, б) при средних арифметическом –21.7±3.4 и геометрическом –21.4±1.4. Минимальная глубина CPD на изученной территории наблюдается в шести областях (рис. 3, в). Полагаем, что наблюдаемые различия в глубине CPD в регионе связаны с мантийным и «орогенным» компонентами теплового потока – проявлением глубинных высокоэнергетических процессов на разных стадиях становления Сихотэ-Алинского и Турано-Буреинско-Баджальского орогенов (субдукция, эклогитизация, гранитизация, подъем мантийных диапиров, глубинные разломы и прочее).

В данной работе не проводилось детальное моделирование влияния сложной системы неоднородностей коры и верхней мантии на динамику рельефа для всего региона. Нами проведено предварительное сопоставление величины неотектонических движений согласно [Simonov et al., 2024] и плотностных неоднородностей коры и верхней мантии согласно [Didenko, Nosyrev, 2020] по трем профилям, проходящим через Сихотэ-Алинь на востоке и Туранский, Буреинский, Баджальский хребты на западе, для предварительной постановки задачи численного моделирования и дальнейшей интерпретации его результатов.

На рис. 4 представлены результаты такого сопоставления, которое показывает, что области наибольших амплитуд неотектонических движений, а также современного рельефа соответствуют зонам наибольшего разуплотнения в коре и верхней мантии, а также областям с относительно повышенной глубиной Мохо. Эти соотношения подтверждаются оценками коэффициентов корреляции Пирсона между глубиной Мохо и рельефом (R1), а также между глубиной Мохо и амплитудой неотектонических движений (R2). Для профиля AA’ эти коэффициенты корреляции составляют R1=0.81, R2=0.88, для профиля BB’ – R1=0.76, R2=0.66, для профиля CC’ корреляция хуже, R1=0.50, R2=0.40.

В тех зонах, где аномалии в основном коровые, амплитуда вертикальных движений составляет около 700 м или немного более (рис. 4, профиль AA’ пересекающий Сихотэ-Алинский хребет, и профиль CC’ вдоль него). Там, где крупные области разуплотнения в основном подкоровые (глубина >40 км), амплитуда движений достигает 1 км или превышает это значение для более глубинных верхнемантийных аномалий (рис. 4, профиль BB’ на севере территории). Это в целом достаточно хорошо согласуется с результатами предварительного моделирования [Zakharov et al., 2025].

Следует также отметить достаточно хорошее пространственное совпадение положений минимальных глубин CPD, во-первых, с зонами разуплотнения в коре и верхней мантии, и во-вторых, с участками наибольших амплитуд вертикальных движений. Особенно отчетливо это видно на профиле AA’ (рис. 4, а), а также, хотя в меньшей степени, на профиле CC’ (рис. 4, б). В то же время на профиле BB’ такая корреляция не проявлена. Эта особенность требует дополнительного исследования.

Описанные выше стадии развития рельефа Сихотэ-Алиня хорошо отражаются на профиле от оз. Ханка до Бикинского базальтового плато (рис. 5 а, б, в), положение которого показано линией AA’ на рис. 3, 4. Примечательно то, что последовательные стадии приращения рельефа (рис. 5, б, в) имеют тенденцию смещения к востоку. Наиболее значительное неэродированное приращение рельефа, более 300 м, характерно для разностной поверхности 5 и 6-го порядка (рис. 5, б, в), что соответствует доолигоценовому этапу развития. Менее значительное, около 200 м, приращение рельефа, уже достаточно заметно подвергшегося эрозии крупных водотоков, характерно для разностной поверхности 4 и 5-го порядка, причем максимум приращения смещен на восток. Для разностной поверхности 3 и 4-го порядка характерно приращение менее 200 м, причем это приращение сильно затронуто эрозией, что может свидетельствовать о том, что значительный вклад в него вносит именно эрозия образовавшегося на более раннем этапе развития рельефа, а максимумы приращения смещены к западу от максимумов предыдущих (рис. 5, б, в). Две последних разностных поверхности (рис. 5, г), вероятнее всего, характеризуют этап олигоцен-плиоценовой активизации, синхронной раскрытию Японского моря и Татарского пролива. Характер превышений рельефа разностных поверхностей низших порядков (рис. 5, г) демонстрирует превалирование процессов эрозии, что соответствует плейстоцен-голоценовому этапу.

Анализ базисных поверхностей 5–3-го порядка [Simonov et al., 2024] позволяет заключить, что рельеф Южного Сихотэ-Алиня фрагментирован. Более ярко данная фрагментация выражается в суммарных вертикальных движениях за олигоцен – плиоцен, причем по рельефу можно выделить ряд линейных зон северо-восточного простирания, ограничивающих фрагменты и продолжающихся в пределах акватории Японского моря. При этом сегментация характерна и для плотностных аномалий [Didenko, Nosyrev, 2020; Kaplun, Nosyrev, 2020] в пределах верхней мантии и основания коры. Более детальное согласование данных линейных зон с геологическим строением еще требует дополнительного изучения, но можно отметить, что выделяемая нами фрагментация рельефа и областей наиболее активных новейших движений в общих чертах совпадает с фрагментацией террейнов, предложенной в работах [Khanchuk et al., 2016, 2024]. Это позволяет предположить, что сегментирование Сихотэ-Алиня, возможно с горизонтальным срывом по границе коры, произошло в течение олигоцен-плиоценовой активизации, синхронной с раскрытием Японского моря и Татарского пролива. На профиле по линии AA’ видно, что под областью наиболее активных новейших движений (см. рис. 4, а; рис. 5, а, б, в) расположена крупная отрицательная плотностная аномалия, причем по форме этой вытянутой аномалии можно предположить, что на глубине Мохо произошел срыв, растянувший изначально вертикальную изометричную в сечении область пониженной плотности до наклонной на юго-запад (см. рис. 4, б; рис. 5, д). Возможно, этот срыв был вызван раскрытием окраинного бассейна и связанным с этим вращением Сахалина и Хоккайдо относительно Евразии на уровне подошвы земной коры.

В данной работе методами численного моделирования мы исследуем возможность обусловленности новейших вертикальных тектонических движений в регионе процессами локального разуплотнения вещества. В качестве предпосылки нами взята общая идея из работы [Reinlib, 1982] о связи неотектонических движений на юге Дальнего Востока России с разуплотнением глубинного вещества земной коры и верхней мантии на посторогенном этапе с учетом новых данных о плотностном строении литосферы региона [Didenko, Nosyrev, 2020; Kaplun, Nosyrev, 2020]. Здесь мы приводим результаты численного моделирования эффекта влияния локального (блокового) разуплотнения вещества на глубинах коры – верхней мантии на поверхностный рельеф и характер его развития во времени.

При построении моделей применялся общий подход, изложенный в работе [Gerya, 2019]. В моделях рассматривается деформация сплошной среды под действием массовых сил, вызванных неоднородностью плотностной структуры среды. Уравнения движения и неразрывности в вязкопластической среде решаются в конечных разностях на недеформируемой смещенной сетке с использованием метода лагранжевых частиц (маркеров) в ячейке. Используется нелинейная вязкопластическая реологическая модель, параметры слоев принимаются в соответствии с [Ranalli, 1995]. Задача теплопроводности на данном этапе не решается, для построения плотностной структуры задается кусочно-линейная геотерма: подошва литосферы соответствует изотерме 1300 °С [Turcotte, Shubert, 2014], в астеносфере ход температуры соответствует адиабате с градиентом 0.5 К/км.

Построена двумерная слоистая модель коры и верхней мантии до глубины 150 км, горизонтальный размер модельной области 1000 км. Модель включает кору, подкоровую литосферу и подлитосферную верхнюю мантию (астеносферу). Кора двухслойная: верхняя кора кислого состава с реологией влажного кварцита и нижняя кора основного состава с реологией плагиоклаза, мантия имеет перидотитовый состав с реологией сухого оливина [Ranalli, 1995]. Мощность литосферы принята за 80 км, что соответствует модели LITHO1.0 [Pasyanos et al., 2014] для данного региона.

Плотностная структура коры основывается на базовой модели для Сихотэ-Алиня, используемой в работах [Bryansky, 1995; Didenko, Nosyrev, 2020; Kaplun, Nosyrev, 2020; Didenko et al., 2022]. Плотность возрастает с глубиной кусочно-линейным образом, имеет излом на глубине 7 км и скачок на глубине границы Мохо. Отметим, что мощность коры 30 км является средней для региона, при этом значения варьируются от 25 до 40 км (см. рис. 3, б). Так, для района профиля AA’ (см. рис. 3, б) мощность коры составляет около 36 км, это значение принято нами при моделировании.

Для оценки влияния разуплотнения на динамику поверхностного рельефа в модель вводились аномальные блоки прямоугольной формы разного размера со своими координатами в разрезе и величиной аномальной плотности (Δρ). Модель предусматривает возможность как «мгновенного включения» плотностной аномалии, так и ее продолжительного развития с постепенным нарастанием контраста плотности с вмещающей средой. При этом в настоящем исследовании меняется именно плотность аномалии, без рассмотрения термального (или иного) воздействия как причины разуплотнения.

Глубина расположения блока и его плотностной контраст по отношению к базовой модели варьировались в соответствии с основными характерными особенностями, которые демонстрирует 3D плотностная модель. В нашей работе рассмотрены варианты расположения аномального разуплотненного блока на глубинах коры (8–36 км) и подкоровой мантии (36–80 км). Поскольку основной диапазон аномалий плотности в указанной модели находится в пределах Δρ=1–2 %, в работе мы проводили численное моделирование именно в этом диапазоне аномальной плотности.

Кроме того, для проверки возможного влияния горизонтального сдвига, возникающего в системе кора – литосферная мантия в результате раскрытия Японского моря и Татарского пролива, на динамику развития рельефа в модели предусмотрена возможность сдвига верхних слоев модельной области в течение некоторого промежутка времени. При этом в настоящей упрощенной постановке не рассматривается действие горизонтальных тектонических сил, а задается смещение соответствующей амплитуды в слоях, расположенных выше границы срыва. В качестве такой границы в модели принята подошва коры. Величина, время начала и продолжительность такого сдвига являются параметрами модели и могут регулироваться.

Таким образом, модель позволяет выявить эффект влияния на поверхностный рельеф совокупного и/или последовательного влияния нескольких аномальных тел, расположенных на разной глубине, имеющих разную продолжительность проявления, а также эффект сдвига по горизонтальной поверхности. В данной работе мы сосредоточились на моделировании района профиля AA’ (см. рис. 3, 4), поскольку на этом профиле, как отмечено выше, достаточно явно представлены проявления сдвига (возможное следствие раскрытия Японского моря и Татарского пролива), выраженные как в базисных и разностных поверхностях (рис. 5, а–в), так и в характере плотностных аномалий (рис. 5, д). При этом отметим, что аналогичные проявления есть и на ряде других профилей, которые мы предварительно рассматривали. Модельное время составляет 65 млн лет, что соответствует геологическому времени от начала палеоцена до современности. Моделирование проводится «вперед», и везде в результатах приводится время от начала моделирования, а для сопоставления приводится также шкала геологического времени.

Рассмотрены несколько вариантов конфигурации аномалий, их контрастности, времени проявления, наличия или отсутствия горизонтального сдвига. Как отмечено выше, аномалии с пониженной плотностью могут возникнуть вследствие проявления позднемелового магматизма (массивы гранитоидов в земной коре, зоны метасоматического преобразования мантии при прохождении расплавов и флюидов) и/или более позднего прогрева в эоцен-олигоцен-раннемиоценовое время, вызванного базальтовым вулканизмом.

В работе рассматривается растянутое во времени изменение плотности в аномальных телах, что связано с постепенным процессом изменения плотности, вызванным гранитизацией или прогревом. При этом мы не моделируем сами процессы разуплотнения, а только задаем изменение аномальной плотности во времени. Поскольку характер этого изменения нам неизвестен, принимается линейная зависимость вида

Δρbeg=Δρend+at,

где Δρbeg и Δρend – начальная и конечная аномалия, t – время, a – скорость нарастания аномалии.

Предварительное моделирование. В проведенном предварительном моделировании [Zakharov et al., 2025] ширина аномалии принималась за 60 км, она состоит из коровой (глубина 10–36 км, Δρ=–1.9 %) и литосферной (глубина 36–76 км, Δρ=–1.4 %) части. Формирование этой аномалии мы соотносим с влиянием процессов позднемеловой – палеоценовой тектономагматической активизации, приведших к разуплотнению вещества земной коры и верхней мантии за счет его разогрева на этой глубине. Поскольку процесс разуплотнения мог быть более длительным, время развития аномалии принималось как палеоцен-эоценовое, 65–33 млн лет (0–32 млн лет модельного времени).

Результаты предварительного моделирования показывают [Zakharov et al., 2025], что на этапе 65–33 млн лет (0–32 модельного времени) происходит постепенное поднятие рельефа (до ≈300 м), связанное с развивающимся разуплотнением в этом временном диапазоне. После прекращения разуплотнения в промежуток 33–23 млн лет (32–42 модельного времени) продолжается небольшое поднятие с постепенно уменьшающейся скоростью, и максимальное суммарное поднятие составляет около 350 м. Дальнейшей динамики рельефа не наблюдается, в системе устанавливается равновесие.

Модели аналогичной конфигурации, но с другими вариантами величины аномалии (Δρ=–1…–5 %) показывают, что амплитуда поднятия зависит от аномальной массы (в данном случае от контраста плотности аномалии при одинаковых размерах). Эти модели продемонстрировали схожую динамику во времени, при этом различаясь по амплитуде формирующихся поднятий: при Dr=–1 % поднятие достигало 150 м, при Δρ=–5 % – 1 км. Проявляется также влияние глубины расположения аномальных тел. Эти результаты достаточно хорошо согласуются с выявленной визуально по рис. 4 корреляцией между плотностной структурой и рельефом, а также амплитудой неотектонических движений.

Кроме того, мы провели моделирование для изначально ступенчатой конфигурации (блоки c2 и m2 на рис. 5, д), что важно для выявления влияния возможного сдвига по подошве коры на динамику рельефа. Результаты показывают, что в случае аномалии ступенчатой формы максимальное поднятие происходит над ее общим центром и его положение не меняется с течением времени.

Модель I. Базовая (с поворотом разуплотнения и сдвигом). Анализ вертикальных движений, сделанный в наших предыдущих работах [Simonov et al., 2024], а также схема приращений рельефа по линии исследуемого разреза, представленная на рис. 5, показывают приращение с амплитудой до 200 м по отношению к предшествующему рельефу в миоценовое время. Это приращение весьма неоднородно по профилю и варьируется от 0 до 200 м, что может быть связано с эрозией общего поднятия крупными водотоками.

Как отмечено выше, при аномалии величиной 1.5–2.0 %, расположенной на глубине кора – верхняя мантия, приращение рельефа составляет 300–350 м. Больши́х значений поднятий получить не удается из-за «исчерпанности» потенциала поднятия за счет массовых сил, поэтому в настоящей работе мы рассмотрели модели, в которых вводятся две стадии разуплотнения. Первая задается в палеоцен-эоценовое время, вторая – на более поздних этапах. Это повторное разуплотнение, как предполагаем, может быть вызвано прогревом, синхронным с проявлением базальтового вулканизма в миоцен-палеоценовое время [Kaplun, Nosyrev, 2020; Martynov, Khanchuk, 2013; Martynov et al., 2016]. Оно вводится в область литосферной мантии вокруг уже развившейся литосферной аномалии. Кроме того, в модели задается сдвиг по подошве коры, синхронный со вторым этапом разуплотнения.

Первая стадия разуплотнения соответствует предварительной модели: интервал 65–33 млн лет (0–32 млн лет модельного времени), аномалия шириной 60 км состоит из коровой (глубина 10–36 км, Δρ=–1.9 %) и мантийной (глубина 36–54 км, Δρ=–1.4 %) частей (рис. 5, д, блоки c1 и m1).

Вторая стадия: интервал 23–10 млн лет (42–55 млн лет модельного времени), ширина аномалии 140 км, глубина 36–76 км, Δρ=–0.9 % (рис. 5, д, блок m2), синхронно происходит сдвиг на 60 км (рис. 5, д, сдвинутая коровая аномалии – блок c2 на врезке). Схематично общая конфигурация модельной аномалии представлена также на врезке на рис. 6, а.

Результаты расчетов представлены на рис. 6. Первое разуплотнение (65–33 млн лет) сопровождается интенсивным поднятием, после чего (33–23 млн лет) система выходит на промежуточное равновесное состояние. Затем начинается совместное воздействие повторного разуплотнения и сдвига. За счет дополнительного разуплотнения в период его действия происходит дополнительный прирост рельефа. Первая фаза разуплотнения (соответствующая палеоцену – эоцену) дает 320–330 м, вторая (миоценовая) – дополнительный прирост около 230 м, и максимальная амплитуда рельефа составляет 550–560 м.

Одновременный со второй фазой разуплотнения сдвиг верхней части аномалии приводит к перераспределению реакции поверхностного рельефа: максимальный прирост смещается направо в сторону сдвинутой части аномалии (рис. 6, а, голубая линия), при этом продолжая развиваться. Максимальный уровень рельефа устанавливается приблизительно над общим центром масс всей аномалии.

Сдвиг по подошве коры, синхронный со второй фазой разуплотнения, вызывает значительную перестройку системы и изменение динамики рельефа. Над центром смещенной аномалии происходит достаточно быстрый рост поднятия (рис. 6, а, голубая линия), в то время как над первоначальным центром аномалии рельеф остается стабильным (рис. 6, а, синяя линия). Максимальное поднятие при этом постепенно смещается в сторону центра сдвинутой части аномалии (рис. 6, а, г), сначала на величину около 40 км. Но затем (после окончания сдвига) система вновь перестраивается и стремится к максимальному поднятию примерно над общим центром новой конфигурации аномалии (рис. 6, а, фиолетовая линия; рис. 6, г, белая линия). Таким образом, если на начальных стадиях модель стремилась к равновесному состоянию, соответствующему влиянию первой фазы аномалии, то после перестройки, вызванной сдвигом, стала стремиться к состоянию, соответствующему сдвинутой ступенчатой конфигурации. При этом отмечается значимое изменение динамики приращения рельефа. Сдвиг аномалии приводит к его перераспределению: значительное (более 200 м) приращение в области над сдвинутой частью аномалии и стабилизация над первоначальной аномалией (рис. 6, а, синяя линия). Некоторое (весьма незначительное, в пределах 10–20 м) понижение может указывать на постепенное «растекание» сформировавшейся положительной формы рельефа.

На рис. 6, б, показано сопоставление сечений базисных поверхностей, а на рис 6, в, – разностных поверхностей по профилю AA’ (осредненных в скользящем окне 100 км) с результатами нашего моделирования, приведенных к тем же временным отметкам и отцентрированных примерно по максимуму поднятия (аналогичные графики строятся для всех рассмотренных ниже моделей). Можно отметить, что величина модельного поднятия и динамика его развития во времени в целом похожи на историю развития рельефа, установленную на основании морфометрического анализа: выделяются схожие этапы, в том числе проявления сдвига. Однако имеются и значительные отличия. Модельный рельеф имеет несколько меньшую амплитуду (рис. 6, а–в), и на его профиле проявляются понижения (~100–150 м) по краям поднятия.

Довольно значительно отличаются профили модельных приращений рельефа от разностных поверхностей, особенно для разностных поверхностей 3–4-го порядка. Кроме того, результаты не вполне совпадают по положению максимальных амплитуд и приращений (рис. 6, б–г). Последнее обстоятельство особенно четко проявлено на рис. 6, г, где видны различия во временной динамике положения максимальных отметок модельного рельефа (рис. 6, г, белая линия) и амплитуды базисных поверхностей (рис. 6, г, черная штриховая линия).

Модель II. Уточненная конфигурация аномалий. В следующем модельном построении для устранения указанных выше расхождений потребовалась корректировка как в части конфигурации аномальных тел, так и в этапах разуплотнения и сдвига. В этой модели (рис. 7) мы несколько изменили конфигурацию аномальных тел, чтобы она лучше соответствовала особенностям аномалии на исследуемом профиле, схематично она представлена на врезке на рис. 7, а. Первичная аномалия в коре (ширина 50 км, глубина 12–36 км, блок c1 на врезке на рис. 7, а), Δρ=–1.9 % и в верхней мантии (ширина 120 км, глубина 36–60 км, блок m1 на врезке на рис. 7, а), Δρ=–1.4 %, вторичная – в мантии (ширина 170 км, глубина 36–80 км, блок m2 на врезке на рис. 7, а), Δρ=–0.9 %. Этапы разуплотнения и сдвига принимаются такие же, как в модели I: первый этап 65–33 млн лет (0–32 млн лет модельного времени), второй этап 23–10 млн лет (42–55 млн лет модельного времени), синхронный со сдвигом.

Результаты расчетов по модели II более адекватно отражают динамику развития рельефа. Первая фаза разуплотнения (соответствующая палеоцену – эоцену) дает 350– 60 м, вторая (миоценовая) – дополнительный прирост 260–270 м. Таким образом, максимальная амплитуда рельефа составляет 620–630 м, что примерно на 70 м больше, по сравнению с моделью I. Связано это с несколько бо́льшим объемом аномального тела. Модельные кривые демонстрируют неплохое сходство с соответствующими базисными (рис. 7, б) и разностными (рис. 7, в) поверхностями. Однако заметные расхождения сохраняются, что демонстрирует рис. 7, г, на котором видны различия во временной динамике положения максимальных отметок модельного рельефа (рис. 7, г, белая линия) и амплитуды базисных поверхностей (рис. 7, г, черная штриховая линия).

Модель III. Измененные временные рубежи. В этой модели (рис. 8) используется та же конфигурация аномальных тел, что в модели II, схематично она представлена на врезке на рис. 8, а, но существенно скорректированы временные рубежи перестройки (см. ниже). Первичная аномалия в коре (ширина 50 км, глубина 12–36 км, блок c1 на врезке на рис. 8, а), Δρ=–1.9 % и в верхней мантии (ширина 120 км, глубина 36-60 км, блок m1 на врезке на рис. 8, а), Δρ=–1.4%, вторичная в мантии (ширина 170 км, глубина 36–80 км, блок m2 на врезке на рис. 8, а), Δρ=–0.9 %.

На основе динамики максимальных амплитуд базисных поверхностей (см. рис. 5, б; рис. 7, г), в этой модели скорректированы временные рубежи перестройки модельной системы. Здесь мы задаем формирование первичной аномалии до середины эоцена, в диапазоне 65–45 млн лет (0–20 млн лет модельного времени), а вторичной – от середины эоцена до начала миоцена, в период 45–20 млн лет (20–45 млн лет модельного времени) со сдвигом по подошве коры в этот же промежуток (сдвинутая коровая аномалии – блок c2 на врезке на рис. 8, а).

Результаты моделирования представлены на рис. 8. В этом случае приращение рельефа на первом этапе разуплотнения примерно такое же, что в предыдущих моделях (около 300 м), однако после этого стабилизация не наступает. Влияние второго разуплотнения вызывает дальнейший рост рельефа примерно с той же интенсивностью. Это дает прирост с середины эоцена до начала миоцена (что примерно соответствует разностной поверхности 4 и 6-го порядка) около 330–340 м. Синхронный с этим вторичным разуплотнением сдвиг, как и в предыдущей модели, приводит к изменению динамики рельефа. Затем система стабилизируется, прироста рельефа нет, максимальная высота ~630–640 м.

Сопоставление динамики развития модельного рельефа с изменениями базисных (рис. 8, б) и разностных (рис. 8, в) поверхностей по исследуемому профилю показывает значительно лучшую сходимость результатов. Это проявляется как по амплитуде поднятий, так и по пространственным вариациям максимальных отметок (рис. 8, б, г). Однако на заключительных этапах проявляется некоторое расхождение: модельный рельеф практически не растет, в то время как разностные поверхности 3–4-го порядка показывают более значительный рост в миоценовое время.

Кроме того, практически не проявлено возвратное смещение максимальных отметок рельефа после сдвига, на которое указывает динамика базисных поверхностей (рис. 8, б, г).

Интерпретация результатов моделирования в геологическом времени в целом укладывается в схему, соответствующую представлениям, изложенным в работе [Reinlib, 1982]. На рис. 6, 7, 8 приводится возможное соответствие модельного времени геохронологической шкале.

В этом случае интерпретация результатов моделей I (см. рис. 6) и II (см. рис. 7) применительно к выбранному району профиля AA’ (см. рис. 4, 5) может быть следующей. Позднемеловой орогенез привел к разогреву верхней мантии, ее разуплотнению и гранитизации коры в локальных зонах, которые, в свою очередь, сопровождаются постепенно нарастающим разуплотнением на коровом – верхнемантийном горизонте в палеоцене – эоцене. В этот период происходит активное поднятие, достигающее примерно 350–370 м по амплитуде. Затем в продолжение примерно 10 млн лет, т.е. в течение олигоцена (~33–23 млн лет назад), скорость поднятия снизилась и значимых вертикальных движений не происходило.

В миоцене (23–10 млн лет назад) вследствие процессов, приведших к раскрытию Японского моря и Татарского пролива, происходит повторное разуплотнение. Это приводит к приращению поверхностного рельефа (250–300 м) в указанный период, так что общее приращение достигает 600–650 м. Кроме того, раскрытие котловины Японского моря и Татарского пролива могло сопровождаться сегментированием орогена и ступенчатым сдвигом структур в восточном направлении, что проявилось в конфигурации и динамике развития рельефа. Происходит смещение аномального объема по поверхности, близкой к подошве коры. Это является причиной смещения и перестройки поверхностного рельефа: происходит приращение рельефа над той областью, куда произошло сдвигание (на восток) и некоторое его снижение в той зоне, откуда оно произошло.

Таким образом, кривая приращения рельефа в этот период является знакопеременной, что по характеру соответствует кривым приращения в миоцене (см. рис. 5), построенным при анализе карт вертикальных движений по данному профилю. На финальных этапах (плиоцен – плейстоценовое время) никаких активных движений не происходит. Такая схема в основных чертах согласуется с предложенной нами ранее стадийностью вертикальных неотектонических движений в регионе [Simonov et al., 2024]. При этом лучшее соответствие с динамикой развития рельефа демонстрирует модель II (см. рис. 7), где более детально подобрана конфигурация модельных аномальных тел.

Результаты моделирования, представленные в моделях I и II, все же заметно отличаются от динамики развития рельефа, выявленной при морфоструктурном анализе. Основное различие заключается в некотором несовпадении этапов смещения модельного рельефа и его приращения, по сравнению с развитием базисных и разностных поверхностей. Особенно явно это проявляется на рис. 6, г, и рис. 7, г, на которых видны несовпадения «траекторий» развития максимумов модельного рельефа и базисных поверхностей.

Исходя из этого, мы провели моделирование (модель III), в котором этапы разуплотнения и сдвига в большей степени соответствуют особенностям развития рельефа: первичное разуплотнение в диапазоне 65–45 млн лет (0–20 млн лет модельного времени), вторичное – в период 45–20 млн лет (20–45 млн лет модельного времени) со сдвигом в этом же диапазоне времени. В этой модели (рис. 8) получена наилучшая сходимость со схемой неотектонических движений по данному профилю как по абсолютным величинам рельефа, так и по его приращениям, в том числе и по проявлению сдвига. Это может служить указанием на необходимость уточнения некоторых рубежей тектонических перестроек в регионе.

Результаты моделирования позволяют выявить влияние горизонтального сдвига аномальной массы. При сдвиге аномалии по подошве коры возникает характерная динамика перераспределения максимальных амплитуд приращения рельефа (как по величине, так и по латерали). Такая динамика существенно отличается от развития рельефа над аномалией изначально ступенчатой формы, при котором максимальное поднятие смещено в сторону общего центра ступенчатой аномалии и его положение не меняется. Эти результаты позволяют делать достаточно обоснованные утверждения о влиянии раскрытия Татарского пролива на динамику неотектонических движений в регионе.

Отметим, что в результатах моделирования по мере развития поверхностного рельефа наблюдаются области небольшого опускания (прогибов) по краям модельного поднятия. Формирование краевых понижений (прогибов) отражает более широкую (по сравнению с размером неоднородности) реакцию упруговязкой литосферы на формирование положительных форм рельефа и является достаточно типичным при использовании реалистичной реологической модели. В то же время по результатам морфометрического анализа нельзя строго количественно определить отрицательные вертикальные движения, поэтому буквальное сопоставление здесь затруднено. Для более детальной корреляции и сопоставления со стадийностью развития рельефа в регионе необходимо моделирование более сложной структуры плотностных неоднородностей, имеющих разную глубину и величину плотностных аномалий.

Сопоставление неотектонических характеристик развития Сихотэ-Алиня и прилегающей континентальной территории показывает, что области наибольших амплитуд неотектонических вертикальных движений, а также современного рельефа соответствуют зонам наибольшего разуплотнения в коре и верхней мантии. В тех зонах, где плотностные аномалии в основном коровые, амплитуды вертикальных движений составляют около 700 м, там, где крупные области разуплотнения в основном верхнемантийные, амплитуды вертикальных движений достигают 1 км и немного более.

Анализ базисных поверхностей 3–5-го порядка, отражающих развитие рельефа с олигоцена до конца плиоцена – начала плейстоцена, позволяет заключить, что рельеф Южного Сихотэ-Алиня фрагментирован. Более ярко данная фрагментация выражается в суммарных вертикальных движениях за олигоцен – плиоцен, причем по рельефу можно выделить ряд линейных зон северо-восточного простирания, ограничивающие фрагменты и продолжающиеся в пределах акватории Японского моря. При этом сегментация характерна и для плотностных аномалий в верхней мантии и в основании земной коры.

Согласованность линейных зон с геологическим строением региона еще требует дополнительного изучения, но можно отметить, что выделяемая нами фрагментация рельефа и областей наиболее активных новейших движений в общих чертах совпадает с фрагментацией террейнов, предложенной в работах [Khanchuk et al., 2016, 2024]. Это позволяет сделать предположение, что сегментирование южной части Сихотэ-Алиня связано с горизонтальным срывом по Мохо, произошедшим в течение олигоцен-плиоценовой активизации, синхронной с раскрытием Японского моря и Татарского пролива, вращением островов Сахалин и Хоккайдо с субконтинентальной земной корой относительно Евразии на уровне Мохо.

Проведено численное 2D моделирование эффекта влияния локального (блокового) разуплотнения вещества на глубинах коры – верхней мантии на поверхностный рельеф и характер его развития во времени. Максимальные амплитуды вертикальных движений, вызванных плотностными аномалиями, определяются совокупной массовой силой, которая зависит от размера аномалии и ее плотностного контраста. Снижение плотности в низах коры и верхней мантии в палеоцен-эоценовое время (трансформный геодинамический этап) на 1.5–2.0 % за счет частичного разогрева, связанного с подтоком горячего глубинного материала/флюидов сквозь мантийные окна, могло обеспечить поднятие рельефа в пределах 350 м.

Введение в модель сдвига по подошве коры, вызванного, вероятно, раскрытием Японского моря и Татарского пролива, признаки которого прослеживаются как в особенностях рельефа, так и в конфигурации аномалий плотности по профилю оз. Ханка-Бикинского базальтового плато (см. рис. 4, 5, AA’), вызывает значительную перестройку рельефа и последовательности его приращения. В этом случае результаты моделирования в основных чертах согласуются с предложенной нами ранее стадийностью вертикальных неотектонических движений в регионе, включая его знакопеременный характер в миоценовое время [Simonov et al., 2024].

Повторное разуплотнение, связанное с влиянием прогрева (в эоцен-раннемиоценовое время), вводимое в модель совместно с фазой сдвига, дает возможное объяснение дополнительного (250–300 м) приращения рельефа в олигоцен-миоценовое время. Интерпретация результатов моделирования в геологическом времени в целом укладывается в схему, соответствующую представлениям, изложенным в работе [Reinlib, 1982].

Проведенное численное моделирование показало, что новейшие вертикальные тектонические движения в пределах южной части Сихотэ-Алинского региона и их эволюцию можно объяснить процессами разуплотнения на глубинах верхняя мантия – нижняя кора и гранитизацией коры. Более того, фрагментация древнего рельефа, образованного во время мезозойского орогенеза и на ранних стадиях неотектонического этапа, может быть обусловлена эволюцией новейших как вертикальных, так и горизонтальных движений, связанной с раскрытием Японского моря и Татарского пролива в познеолигоценовое – миоценовое время с синхронным проявлением базальтового вулканизма.

Авторы благодарны А.И. Ханчуку за обсуждение затронутых в статье научных проблем, ценные советы и замечания, которые были нами учтены. Весьма признательны рецензентам В.Г. Трифонову и С.А. Касаткину за внимательное ознакомление с рукописью статьи, сделанные ими замечания и рекомендации.

Плотностная модель и Мохо были рассчитаны по цифровой карте поля силы тяжести (редукция Буге, плотность промежуточного слоя σ=2.67 г/см³) континентальной части Дальнего Востока России масштаба 1:1000000 [Didenko, Nosyrev, 2020; Didenko et al., 2022]. Карта CPD была рассчитана по цифровой карте аномального магнитного поля континентальной части Дальнего Востока России масштаба 1:1000000 [Didenko et al., 2017]. Гравитационная и магнитная карты были подготовлены по нашему заказу сотрудниками Института Карпинского.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final version.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.