Леви К. Г., Аржанникова А. В., Буддо В. Ю. и др. Современная геодинамика байкальского рифта



страница2/3
Дата04.05.2016
Размер0.55 Mb.
1   2   3

Рис. 4. Гистограммы преимущественных направлений и углов падения осей стресс-тензоров и распределения значений коэффициента R для режимов БРЗ: А - растяжения; Б - сдвига

13

землетрясений, эпицентры которых расположены более чем в 20 км за ее контурами. На запад и на юг от впадины на территории Алтая и Монголии распространены режимы сжатия, сжатия со сдвигом и сдвига [21]. Та же тенденция отмечается и при удалении от рифтовой зоны на NE (Становое нагорье). Изменения типа напряженного состояния от условий чистого растяжения в центральной части рифта к сдвигу с элементами растяжения на флангах и далее к условиям сжатия за пределами рифтовой зоны являются отражением суперпозиции полей тектонических напряжений глобального (общеконтинентальное сжатие) и регионального уровня.

Анализ реконструированного поля тектонического напряжения показал, что в пределах рифтовой зоны выделяются участки с различным напряженно-деформированным состоянием, определяющим кинематику перемещений крыльев активных разломов. Однако всегда остается сомнение - отражает ли наблюденное поле тектонических напряжений истинное направление сил, действующих на тело литосферы в целом, и насколько структура поля тектонических напряжений, изученная с поверхности, соответствует напряженно-деформированному состоянию литосферы на ее подошве.

В Южно-Байкальской впадине в районе п. Култук (Култукская депрессия), где сочленяются три крупных активных разлома - Тункинский, Главный Саянский и Обручевский - наряду с проявляющимся сдвиговым полем тектонического напряжения имеют место и раздвиговые. Сдвиговый тип поля напряжений выявляется в зоне влияния Ангарского поперечного разлома, при сохранении направления оси растяжения на NW и субгоризонтальном ее положении при субгоризонтальном положении оси сжатия, ориентированной в NE направлении, что не характерно для центральных частей Байкальской впадины, где ось сжатия субвертикальная как для внутренних впадин "грабенов", так и для Байкальского рифта в целом. Следует отметить закономерность, обнаруженную в ряде более мелких структурных элементов Байкальской впадины, таких, как Маломорско-Езовская или Чивыркуйская депрессии. Здесь часто на фоне стандартной ориентировки векторов растяжения и сжатия неожиданно появляются продольные к простиранию впадин векторы растяжения при практически неизменной ориентировке вектора сжатия. Это наводит на мысль о том, что при раскрытии элементов рифтогенных впадин может возникать "реактивное" поле напряжений, связанное с выдвижением тектонических блоков как бы друг из друга или продольным соскальзыванием блоков друг с друга при обычном поперечном в целом направлении растяжения. Такое явление необъяснимо с точки зрения перемещений по обычным "плоским" разломам и является характерным для листрических. В то же время достаточно широко распространены мелкие листрические разломы, обычно серповидные в плане со сдвиговыми дислокациями противоположного направления на их разных концах.

При анализе сейсмологических данных, характеризующих современное поле тектонических напряжений Байкальской впадины, подтвердилась установленная ранее господствующая ориентировка оси растяжения в NW направлении при практически вертикальном или слабонаклонном на NE положении оси сжатия. На флангах Байкальского рифта и на участках влияния на рифтогенные структуры поперечных тектонических элементов NW или NNW направлений поле тектонического напряжения приобретает ярко выраженный сдвиговый характер при неизменной ориентировке на NW ocи растяжения с горизонтальными углами падения и при субгоризонтальном же положении оси сжатия NE ориентировки. Такая структура поля тектонических напряжений позволяет допустить, что она обусловлена искажением реального поля тектонических напряжений неоднородностями в структуре земной коры. Но для такого утверждения необходимо хотя бы знать направление главных растягивающих усилий на подошве литосферы. До 1995 г. таких данных мы не имели и только благодаря российско-американским исследованиям в области сейсмической томографии земной коры и верхней мантии появились первые сведения о реальном растекании мантийных масс под Байкальским рифтом [20].

Располагая этими данными о направлении растекания мантийного вещества под литосферой рифтовой зоны, которое и принимается в дальнейшем за истинную ориентировку тектонического растяжения, и используя данные о региональной и локальной структуре поля тектонических напряжений, реконструированных геолого-структурными методами и полученных из анализа фокальных механизмов землетрясений [9], удалось оценить в угловых размер-





Рис. 5. Отклонение векторов осей растяжений локальных тектонических полей напряжений от регионального вектора растягивающих усилий под литосферой БРЗ

ностях степень их рассогласованности. Была построена схема отклонений векторов растяжения в локальных точках наблюдений и тестовых участках от направления региональных растягивающих сил, действующих под литосферой Байкальского рифта (рис.5). Отчетливо выделились участки с минимальными и максимальными значениями этих отклонений. Поля с минимальными значениями отклонений тяготеют к центральным частям впадин Байкальского рифта, где более развиты активные разломы NE простирания с доминирующей сбросовой компонентной тектонических перемещений. На схеме они тяготеют к центральным частям Южной, Центральной, Северной котловин Байкальского рифта. Наряду с областями распространения минимумов на схеме выделяются участки и с максимальными значениями отклонения векторов растяжения в локальных точках от направления растекания мантийного вещества под Байкальским рифтом. Такие районы с максимальными значениями отклонений располагаются в основном на флангах рифтовой зоны, а также в областях влияния тектонических структур NW или NNW направлений (Ангарский, Селенгинский, Сарминский, Бугульдейский разломы и др.) Здесь проявляются главным образом сдвиговые дислокации вдоль зон разломов при характерной субгоризонтальной ориентировке напряжения растяжения NW простирания и субгоризонтальной же оси сжатия NE простирания. Даже если рассматривать тектонические структуры более низкого порядка, то характерный рисунок изолиний сохраняется. При этом наименьшие значения отклонений приурочены к структурам сбросового типа, тогда как вдоль сдвиговых тектонических структур вытягиваются изолинии с повышенными значениями отклонений.

Таким образом показано, что активные тектонические структуры в локальных участках на поверхности определенно искажают поле тектонических напряжений, обусловленное растеканием мантийного вещества под литосферой Байкальского рифта, а кинематика его раскрытия, восстанавливаемая по анализу структур на земной поверхности, отражает лишь частности, подмеченные в работах [2, 14].

В развитии Байкальского рифта выделяется два главных этапа, устанавливаемые по изменению скорости осадконакопления [14, 21]. С олигоцена, которым датируется зарождение рифтовых впадин, до среднего плиоцена происходило накопление мелкозернистых осадков на фоне умеренных скоростей вертикальных движений. В позднем плиоцене отмечается резкое погрубение осадков, увеличение скорости осадконакопления, что могло происходить при достаточно резком увеличении скорости вертикальных движений. Модель глубинной динамики рифтогенеза, предложенная Von Haugwitz W.R. и др. (1995), объясняет наблюдаемые изменения ско-



14

ростей движений в Байкальском рифте. Первую стадию в развитии рифтовых структур (медленного рифтогенеза) авторы связывают с подъемом мантийного диапира, начавшегося 30 млн. лет назад, а вторую - стадию быстрого рифтогенеза - с достижением диапиром подошвы коры 3 млн. лет назад и латеральным растеканием его вещества.

При неизменном типе напряженного состояния на протяжении всего рифтогенеза [4] изменение скорости вертикальных движений не могло привести к изменению структурных парагенезисов. Однако на территории рифтовой зоны известно несколько типов кайнозойских структурных парагенезисов - структуры растяжения, сдвига и сжатия, часто совпадающие в пространстве [4, 12 и др.]. Есть основания полагать, что двум стадиям развития Байкальской рифтовой зоны соответствовали два различных по своим характеристикам типа напряженного состояния земной коры, а следовательно, и различные структурные парагенезисы.

Полученные характеристики палео- и современного поля тектонических напряжений в Байкальской рифтовой зоне позволяют дать их интерпретацию с точки зрения эволюции напряженного состояния земной коры в кайнозое. Несмотря на разнообразие локальных тензоров с уверенностью можно говорить об общем для территории на протяжении рифтогенеза субгоризонтальном положении оси ст, и ее преобладающем простирании в NW румбах. Изменения простирания оси минимального сжатия до WE на SW рифтовой зоны и NWW на N связаны с разворотом общего простирания рифтовых структур, обусловленным ориентировкой дорифтовых неоднородностей земной коры. Широкая распространенность тензоров сдвигового типа, характеризующих палеонапряженное состояние, по всей исследуемой территории (см. рис. 2) и в то же время их отсутствие на большейее части, исключая Тункинскую впадину, на современном этапе тектонического развития (см. рис. 4) указывают на изменение типа напряженного состояния во времени, по крайней мере, для Байкальской, Баргузинской и Кичерской впадин. Этот вывод подтверждается результатами анализа складчатых деформаций в разрезе осадков южной части Байкальской впадины [11] - со времени формирования верхней пачки осадков (плейстоцен-голоцен?) они не подвергались поперечному дифференцированному сжатию.

Н.А.Логачев [18] показал, что разрастание рифтовой зоны происходило из одного центра, "ядра" рифтовой зоны, находящегося в Центрально-Байкальской впадине. Начиная с олигоцена в процесс постепенно вовлекались фланги рифтовой зоны. Вероятно, так же постепенно менялся и режим деформирования земной коры от преимущественно сдвигового на ранней стадии развития рифта к режиму растяжения на поздней (17).

Гораздо более сложной представляется ситуация для Тункинской впадины. Здесь в пространстве соседствуют тензоры напряжений разных типов. Имеющиеся данные по реконструкциям стресс-тензоров в кайнозойских геологических образованиях позволяют говорить о смене палеонапряженного состояния коры от режима сжатия к сдвиговому режиму и далее к режиму растяжения (см. рис. 1, 5), однако данные о современном напряженном состоянии входят в противоречие с этим выводом. Есть основания полагать, что промежуточное положение Тункинской впадины между типичными структурами сжатия и сдвига, расположенными на территории Монголии и Байкальской рифтовой зоны, ее субширотное простирание, неблагоприятное для осуществления раскрытия в NW-SE направлении, как это происходит в Байкальской впадине, определяет сложность поля тектонических напряжений этой структуры. Возможно, здесь имеют место более частые периодические смены типа напряженного состояния и тесное соседство разных типов полей напряжений, что характерно для впадин типа pull-apart.

Периодические смены типа движений земной коры, непосредственно взаимосвязанные с ее напряженным состоянием, находят удовлетворительное объяснение с точки зрения изостазии земных недр (Леви К.Г., Борняков С.А., 1987). Изостазия земной коры, нарушаемая в период преимущественно горизонтальных движений, позднее восстанавливается за счет проявления сил плавучести. Вертикально направленные напряжения в этом случае возрастают и в результате наблюдается преобладание режима растяжения до момента восстановления изостатического равновесия. Дальнейшее действие внешнего (удаленного) источника горизонтальных движений плиты восстанавливает исходное поле тектонических напряжений. В случае же благоприятного расположения структуры по

отношению к направлению оси горизонтальных сжимающих напряжений внешнего поля напряжений, как это мы видим для Байкальской впадины, эффект действия растяжения увеличивается за счет проявления сил плавучести.

Послеледниковая тектоника в Байкальской рифтовой зоне. В осадочном наполнении впадин Байкальской рифтовой зоны наблюдается немало загадочных явлений, пока не нашедших адекватного объяснения. Это и широкое распространение песков в рифтогенных впадинах Прибайкалья, образование которых традиционно связывается с максимальным оледенением в среднем-позднем плейстоцене [101; морены, лежащие на 360-400 м ниже уровня оз. Байкал на его Баргузинском склоне, что говорит о более низком стоянии уровня озера в это время (Галкин В.И., 1975); многочисленные террасовые уровни на Ушканьих островах, количество которых много больше, чем на побережье озера (Ламакин В.В., 1968);

обнаруженные экзотические валуны на о-вах Ольхон и Ушканьих (Бухаров А.А., Фиалков В.А., 1996); аномально высокие скорости современных вертикальных движений земной поверхности там, где в плейстоцене располагался полупокровный ледник; тектонические разрывы в ледниковых образованиях [10] и некоторые другие. Все это наводит на мысль, что в северном Прибайкалье могли проявляться постгляциальные тектонические движения аналогично тому, как это происходит сегодня в Фенноскандии или на Канадском щите. Рассмотрим детальнее некоторые из перечисленных явлений.



Деформации позднеплейстоценовых и голоценовых осадков. Разная морфологическая выраженность активных разломов и их пространственное взаимоотношение с разновозрастными аккумулятивными формами рельефа делают возможным выделить три их возрастные группы (Демьянович Н.И. и др., 1988).

К первой - относятся деформации элементов рельефа, связанные с разломами, оживление движений по которым датируется началом позднеплейстоцен-голоценового этапа активизации. В наиболее незатушеванном виде они выразились в смещении конечно-моренных валов, отмечающих максимальное выдвижение ледников в береговую полосу Байкала (м. Тыя). Вследствие ограниченной распространенности среднечетвертичных форм в современном наземном рельефе выявление таких разломов существенно затруднено. Разломы, активные с позднего плейстоцена, были обнаружены на участке Верхнеангарской дельты, в районе с. Верх. Заимка и в пределах Рель-Слюдянской аккумулятивной долины. Вместе с тем выделенные эхолотной съемкой конечно-моренные амфитеатры максимального оледенения опущены на значительные глубины вдоль всего Баргузинского побережья озера (Сизиков А.М., Леви К.Г., 1987), что позволяют предполагать высокую активность движений позднеплейстоцен-голоценового возраста. Слабая сохранность форм рельефа, связанных с разломами первой группы, объясняется последующими неоднократными переработками сформировавшихся уступов более поздними движениями.

Во вторую возрастную группу могут быть объединены разломы, деформирующие морены первого постмаксимального (раннезырянского?) оледенения, встречающиеся во многих местах байкальского побережья. Подобные деформации наблюдаются в устьях рек Мужинай, Молокон, в среднем течении р. Кичеры, в устье р. Том-пуды, вдоль юго-восточного обрамления Большереченско-Давшинской и Сосновско-Таркуликской депрессий, в устье р. Снежной и т.д. В береговой полосе Байкала активизация движений по разломам сопровождалась перестройкой конфигурации береговой линии и трансгрессией озера, которая запечатлелась во второй (6-8 м) байкальской террасе. Вдоль побережья Тыя-Горемыкского плато и Баргузинского хребта тыловой шов террасы косо срезает конечно-моренные амфитеатры и высокие уровни флювиогляциальной, аллювиальной и озерной аккумуляции. В подножии Приморского и Байкальского хребтов тектонические уступы этого возраста перекрыты конусами выноса предгорных шлейфов.

Третья возрастная группа "дизъюнктивных движений" отмечена геоморфологически "свежими" разрывами конусов выноса на западном и юго-восточном побережьях озера, датированных по археологическим данным эпохой позднезырянского (сартанского) оледенения. В рельефе северо-восточного побережья признаки этих движений далеко не бесспорны, что, впрочем, не относится к устью р. Селенги, где в это время началось оформление прямолинейного приразломного уступа, ограничивающего с юго-востока современную дельту реки.



15

В целом контуры береговой линии изменились незначительно, и трансгрессивный характер сформированной в голоцене первой (2-4 м) байкальской террасы выражен менее контрастно, чем у террас более высоких уровней. Исключение представляют, пожалуй, лишь низменные аккумулятивные берега в устьях крупных рек, где на рубеже плейстоцена и голоцена происходила активная деградация мерзлоты и обширные участки сартанских террас, видимо, были уничтожены термоабразионными процессами. Необходимо отметить, что в ряде случаев термоабразионные и термоэрозионные уступы, вероятно, трассируют зоны разломов, являющихся источниками термальных вод. Подобный механизм образования уступов, ограничивающих заболоченные котловины, может быть привлечен, в частности, для объяснения особенностей рельефа изголовья крупных мысов в предгорьях Байкальского хребта, на некоторых участках дельты р. В. Ангары между оз. Байкал и с. В. Заимка и перешейке п-ова Святой Нос.

Активные в позднем плейстоцене-голоцене разломы оказывают существенное влияние на конфигурацию береговой линии озера. Последняя, видимо, определяется взаимной ориентировкой зон разломов и вдоль берегового перемещения наносов, и особенно там, где в формировании берега принимают участие рыхлые плейстоценовые отложения. Так, в устьях рек Тыи, Слюдянки (Сев. Байкал), в дельте р. Селенги байкальские и дельтовые террасы срезаны прямолинейными абразионно-тектоническими уступами северо-восточной ориентировки. Все это говорит о достаточно бурном течении тектонических процессов на этапе дегляциации Прибайкалья в среднем плейстоцене и не позволяет сбросить со счетов возможность влияния оледенения, как своеобразного "тормоза" для проявления вертикальных тектонических движений.



Моренные отложения и стадиальность стаивания полупокровного ледника. Максимальное среднеплейстоценовое оледенение охватило обширные территории в Байкальской рифтовой зоне [10] но наибольший интерес представляет ледниковая шапка на севере Байкальской впадины и Баргузинского хребта (рис. 6). Полупокровный ледник занимал площадь не менее 100000 км2 , о чем позволяет судить фрагментарно сохранившийся пояс конечных морен. Установлено, что моренные отложения вдаются на 7 км и более в акваторию Байкала, имеют четкую морфологическую выраженность, что позволяет предполагать их субаэральное происхождение и, следовательно, более низкое стояние уровня озера еще



Рис.б. Карта тензоров современного поля напряжения БРЗ: 7 -

траектории кинематических осей растяжения в очагах землетрясений (данные о механизмах очагов землетрясений взяты из работы Solonenko и др., 1995); 2 - траектории кинематических осей сжатия в очагах землетрясений; 3 - тензоры современных тектонических напряжений в верхней коре, рассчитанные по механизмам очагов землетрясений (цифры показывают количество механизмов очагов в данном объеме коры, удовлетворяющих рассчитанному тензору по отношению к количеству механизмов очагов, использованных для расчета). Остальные усл. обозначения см. на рис. 2

150 тыс. лет тому назад. Более того, на дне озерной ванны под сравнительно тонким слоем субаквальных отложений залегают континентальные пески, схожие по своим особенностям с континентальными песками кривояровской свиты, происхождение которых Н.А.Логачев (1958) связывал с ледниковой эпохой. На этом основании В.Д.Мац и др. (1975) пришли к выводу о том, что современная озерная линза Байкала начала формироваться примерно 150-200 тыс. лет назад на фоне дегляциации Прибайкалья. Процесс дегляциации шел стадиально, о чем говорят моренные гряды и ледниковые формы рельефа. Например, в горах Зап. Прибайкалья (Кульчицкий А.А., 1967) имело место четырехкратное оледенение: самаровское (морена максимального оледенения), тазовское (калакачанская морена), зыряновское (кунерминская морена), сартанское (лакомовская морена). С.С.Осадчий (1983) также считает самаровскими, тазовскими, зыряновскими и сартанскими стадиальными моренами флювиогляциальные образования северной части Байкала, бухт Фролиха, Аяя, дельт рек Тыи, Рели, Томпуды и морены Кичерской впадины. Работы, проведенные летом 1995 г. совместно с учеными из ФРГ, подтвердили существовавшие схемы оледенения, в частности для северо-восточной части Байкала (бухты Фролиха, Аяя), где выделяются три группы стадиальных морен, отвечающих как минимум двум этапам оледенения. Аналогичная ситуация и на северо-западном побережье, где установлены также как минимум два этапа оледенения (м. Тыя).

Особый интерес представляет вопрос о мощности полупокровного ледника на севере оз. Байкал. Ответ на него лежит в знании о ледниках современности, описание которых можно найти в многочисленных публикациях. Лед является вязкой жидкостью и поэтому растекаясь сохраняет достаточно строгое соотношение между своими площадными размерами и толщиной, что описывается уравнением вида:



lgHg = 2,0 (±0,05) + 0,16 (±0,01)lgSg ,

где Sg - площадь, занимаемая ледником, км2 и Hg - толщина ледникового щита, км при r = 0,8±0,18 и п = 70. Подставив в уравнение примерное значение площади ледника, определяемое в нашем случае по поясу конечных морен максимального оледенения, получаем примерную толщину ледникового покрова равной согласно уравнению и опубликованному ранее (Чижов О.Р., 1982) около 1000 м.



Для сравнения приведем сведения о размерах современных гигантских континентальных ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии [7]. Sg для Антарктического ледникового покрова составляет 13 589 000 км2 при средней мощности льда Hg = 2450 м, а максимальной - Hgmax = 4700 м, для Гренландского - Sg = 1 726 400 км2, Hg= 1790 м и Hgmax= 3416 м. При этом отметим, что если мысленно удалить эти ледяные шапки с земной поверхности, то окажется, что Антарктида будет затоплена морскими водами с образованием внутреннего моря с глубиной около 1500 м. То же произойдет и с Гренландией, только море здесь будет более мелким -около 800 м. Северобайкальский ледник, хотя и уступает этим гигантам в размерах, мог оказать соответствующее воздействие на подстилающую поверхность. Отсюда не сложно представить, как мог выглядеть Байкальский озерный бассейн на момент оледенения, если моренные валы, лежащие сегодня под уровнем озера, в то время располагались на склоне озерной ванны в сухопутных условиях. Напротив бухт Фролиха и Аяя морены находятся гипсометрически на 360-400 м ниже современного уровня озера. Удалим мысленно этот слой воды, считая, что во время оледенения эта вода была связана в ледниковой шапке. В результате оказывается, что еще 150-200 тыс. лет назад озерная котловина состояла из трех самостоятельных бассейнов, которые при совмещении со схемой добайкальских отложений Г.С.Голдырева образуют единый ансамбль "ледниковый покров - флювиогляциальные осадки" (см. рис. 5). Это, как нам кажется, свидетельствует в пользу допущения более низкого стояния уровня озера. Интересно, что упомянутый автор расчленяет толщу субаэральных песков на три самостоятельных части: верхнюю грубопесчаную гляциальную и, вероятно, сопоставимую с фиксируемой подводной мореной среднюю, отражающую отступание ледников или межледниковье, представленную мелкозернистыми песчаниками и ленточными глинами, и нижнюю -представленную грубозернистыми песчаниками и алевролитами, отражающую, возможно, этап максимального оледенения.

16

Однако, чтобы быть уверенными в реальности проявления постгляциального поднятия в Байкальском рифте, необходимо исключить возможное влияние гравитационных эффектов на скорости современных вертикальных движений земной поверхности, упомянутые выше. Коротко рассмотрим характер площадного распределения как аномалий скоростей современных вертикальных движений земной поверхности по геодезическим данным, так и гравитационных аномалий.

Аномалии скоростей современных вертикальных движений земной поверхности по геодезическим данным. На основе существующих измерений СВДЗК, выполненных Читинским и Восточносибирским АГП в начале 90-х годов и вошедших в основу карты СВДЗК территории СССР, била построена схема скоростей современных вертикальных движений земной поверхности для территории Байкальской рифтовой зоны. В районе, где располагался полупокровный ледник, фиксируется довольно сложная картина распределения аномалий СВДЗК. Однако в первом приближении можно выделить две полосы аномалий, имеющих NE простирание и характеризующихся соответственно положительными и отрицательными значениями вертикальных движений.

Первая протягивается от п-ва Святой Нос до Верхнеангарской впадины, вторая - от о. Ольхон, огибая первую с запада, до северных склонов Верхнеангарского хребта.

Первая - полоса положительных аномалий, разбита, в свою очередь, еще на несколько. Наиболее ярко выделяются три из них:

NE- наиболее интенсивная над Верхнеангарской впадиной и примыкающим к ней горным обрамлением Делюн-Уранского и Северо-Муйского хребтов (максимальные значения скоростей приходятся на верховья р. В. Ангары 27,4 мм/год и исток р. Янчуя 16,3 мм/год;

центральная - над Кичерской впадиной (значения скоростей в верховьях р. Кичеры 8,9 мм/год) и над Баргузинским хребтом, п-овом Святой Нос и южной частью Байкальского хребта (с разбросом значений скоростей от 0,2 до 8,8 мм/год). Интересно, что названные максимумы пространственно совпадают с местами наиболее хорошо проявленных следов оледенении.

Вторая - отрицательная полоса, разбита как минимум на четыре отрицательные аномалии, из которых самая большая NE примыкает к самой крупной из положительных, располагаясь над восточной частью Верхнеангарского хребта (значения скоростей нисходящих движений в верховьях р. Конкудера достигают 14,6 мм/год). Остальные протягиваются на юго-запад вплоть до о. Ольхон, минуя хребты Сынныр и Унгдар, через осевую часть Предбайкальского прогиба, огибая с запада группу положительных аномалий. Средние значения скоростей нисходящих движений здесь составляют -2 мм/год. Ясно, что имеющиеся аномалии нельзя относить только к возможному проявлению гляциоизостатических движений. Здесь задействован многоплановый сложный механизм, в котором, вероятно, одними из главных возмущающих факторов могут являться и гравитационно-плотностные неоднородности литосферы, и собственно тектонодинамические различия разнообразных элементов морфоструктуры.

Многие гравитационные аномалии пространственно совмещены с аномалиями скоростей современных движений земной поверхности, но имеют с последними как положительную, так и отрицательную корреляцию. Несомненно, что в ряде этих аномалий в области распространения ледника имеет место восстановление изостатического равновесия, а это, в свою очередь, делает вполне реальными постгляциальные вертикальные движения в Прибайкалье, но в миниатюре, по сравнению с Фенноскандией и другими, схожими по истории плейстоценового развития, регионами.

Возможные пути решения вопроса о постгляциальном поднятии в Байкальской рифтовой зоне лежат через углубленный анализ взаимоотношений между аномалиями скоростей современных вертикальных движений земной поверхности и изостатическими аномалиями с целью выявления собственно гляциоизостатической компоненты движений, а также оценки интенсивности проявления постгляциальной тектоники по мере удаления от локального центра оледенения на Сев. Байкале. Проявление дегляциациа региона должно находиться в связи со стадиальностью высотных вариаций уровня оз. Байкал. Ее изучение необходимо для решения вопроса о возникновении стока из озера через прорезь р. Ангары, а также получения ответов на многие другие вопросы плейстоценовой жизни региона.

1   2   3


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница