Florensov N.A. The Baikal rift zone and some problems of its study. - Baikal rift zone. - P. 40-56

Н. А. Флоренсов

БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ ЗОНА И НЕКОТОРЫЕ ЗАДАЧИ ЕЕ ИЗУЧЕНИЯ

Прежде всего необходимо напомнить читателю основные черты Байкальской рифтовой зоны, показать уровень ее познания и наметить важнейшие вопросы ее дальнейшего изучения. Эта рифтовая зона, крупнейшая на территории Советского Союза и вторая по размерам на суше вообще, легко доступна и в первом приближении уже изучена, правда, далеко неравномерно и невсесторонне. Ее общие черты - морфологическая выразительность рифтовых структур, интенсивный неоген-четвертичный вулканизм, значительные геофизические аномалии, высокая сейсмичность, а также другие признаки и явления новейшей тектоники наряду со сложной дорифтовой историей Прибайкалья и сложной дорифтовой структурой (высокая раздробленность позднеархейского фундамента, сложность плана байкалид, примыкание с юга раннекаледонской складчатой системы, наличие древних ультрабазитовых поясов, щелочных интрузий и т. д.). Все это дает основание считать зону Байкальского рифта весьма перспективной для комплексных исследований в разрезе общих задач и рекомендаций, вытекающих из международного проекта верхней мантии применительно к условиям глубокого континента.

С точки зрения автора, под рифтовыми зонами следует понимать крупные линейно-построенные тектонические зоны, все главные элементы которых (рифтовые долины, грабены, впадины байкальского типа), выраженные в рельефе и приуроченные к континентальным сводовым поднятиям, подводным океаническим валам типа Срединного Атлантического, киматогенам Л. Кинга (King, 1962) и иным подобным структурам, обусловлены растяжением, а не сжатием земной коры. Той же точки зрения придерживается большинство современных геологов и геофизиков (В. В. Белоусов, П. Н. Кропоткин, Ю. М. Шейнманн, А. А. Борисов, В. А. Магницкий, Е.Хиллс, М. Биллингс, Л. Кинг, Л. Эгъед, С. Дрейк, Р. Гирдлер и многие другие). Иная точка зрения, согласно которой рифтовые структуры - это результат сжатия, имеет сравнительно немного сторонников. В таком духе высказались Б. Уиллис по отношению к рифту Мертвого моря, Е. Уэйленд - о рифте оз. Альберт, а недавно с аналогичной позиции рассмотрели структуры типа Байкала А. П. Булмасов (1960) и Б. Л. Афанасьев (1966).

Нет еще полного единства и в оценке глубины рифтовых структур, хотя, казалось бы, уже одна протяженность рифтовых зон (тысячи километров) указывает на то, что их происхождение нельзя связывать с одними внутрикоровыми процессами. Тем не менее, например, Л. Кинг считает рифтовые долины Восточной Африки простыми формами растяжения в замках сводовых поднятий (киматогенов), т. е. пассивным, чисто механическим следствием развития глубинных структур. С другой стороны, А. А. Борисов (1965) допускает, что «корни» грабенообразной структуры Байкала уходят в верхнюю мантию. Естественно, что разное понимание динамических условий и разная оценка глубин рифтообразования - результат ограниченности наших знаний о рифтовых зонах вообще.

Линейная система байкальских рифтовых структур протягивается на 2500 км, из Северо-Западной Монголии через горные сооружения Восточной Сибири до Южной Якутии, описывая при этом двойную дугу общего северо-восточного простирания. Система включает неравновеликие озерные и сухопутные межгорные впадины, расположенные или по линии простирания одна за другой, или кулисообразно (рис. 1). Юго-западное ее окончание скорее всего совпадает с двумя крупными межгорными впадинами меридионального простирания - Дархатской и Прикосогольской, как бы приложенными под прямым углом к западному - широтному флангу системы. Восточный фланг, состоящий также из почти широтно простирающихся структурных элементов, достигает западной части Станового нагорья. Как показывают наблюдения за проявлениями новейшей тектоники и сейсмические данные, этот фланг в современную эпоху, возможно, продолжает развиваться и далее к востоку, вдоль и в глубь Станового нагорья (Солоненко и др., 1966). Вместе с тем можно думать, что цепь байкальских грабенов на западе действительно заканчивается Дархатской впадиной, так как западнее 97 меридиана и южнее 50 параллели лежит область новейших выраженных в рельефе структур не только иного плана, но иного типа (впадины Убсанурская и др.). Стык полосы байкальских рифтов и внутриазиатских впадин отличается очень сложной тектоникой древних толщ, сложным рисунком орографии - сочетанием меридиональных и широтных ее элементов - и очень высокой сейсмичностью.

К системе грабенов и прогибов Байкальской зоны приурочены максимальные высоты Станового хребта (в понимании В. А. Обручева, 1933), в частности, максимальные высоты отдельных горных хребтов, непосредственно примыкающих к межгорным впадинам, а также наибольшие геоморфологические контрасты и геофизические аномалии. Уровень сейсмической активности, по статистическим данным за 100 -150 лет, характеризуется землетрясениями силой до X баллов (известны землетрясения с М=7,8).

Вмещающей структурой для цепи рифтов служит гетерогенный складчатый пояс, образованный байкалидами и ранними каледонидами. Этот сложный складчатый фундамент включает срединные массивы или глыбы, причем возраст слагающих их толщ изменяется в соответствии с их положением: в протерозойской структуре это, глыба архея, а в каледонской - раннего протерозоя.

Как известно, по отношению к общему подковообразному структурному плану Иркутского амфитеатра зона грабенов занимает одностороннее положение. При наличии очень древних, заложенных в начале позднего докембрия краевых глубинных разломов по всей внутренней дуге амфитеатра (так называемый краевой шов Сибирской платформы) грабены связаны своим местоположением и простиранием только с восточным крылом последнего. Далее к востоку, вне зависимости от частных отклонений в простирании докембрийских структур, и местами накладываясь на них, грабены следуют приблизительно параллельно южному краю Сибирской (байкальской) платформы. К западу от иркутского меридиана, независимо от главных параллельных восточносаянских разломов северо-западного простирания, грабены и прогибы образуют широтную цепь, в общем параллельную широтным же структурам позднего докембрия в хр. Хамар-Дабан и Тункинских гольцах. Излом общего простирания рифтовой зоны под прямым углом в Прикосоголье может быть объяснен меридиональным направлением западного края Хамар-Дабанской протерозойской глыбы и аналогичным простиранием протерозойских структур в Западном Прикосоголье. Таким образом, соотношения между Байкальским рифтом и внутренней структурой фундамента далеко не простые. Можно лишь отметить, что 1) рифтовые структуры наложены на рассредоточенные блоки древнего докембрия в общем вне зависимости от их внутренней структуры, а местами и независимо от положения разрывных ограничений блоков; 2) наиболее ощутим морфологический контроль байкальских грабенов и прогибов со стороны позднедокембрийских и раннекаледонских синклинориев и особенно разломов того же возраста. Зона грабенов не связана с трассой какого-либо единого глубинного разлома, хотя направляющее влияние разломов на отдельных участках и очень велико.

Среди множества древних разломов рифтовые структуры предпочтительно приурочены, по-видимому, к тем, которые обеспечивают кратчайшую связь одного звена системы с другим, иными словами, определяют наибольшую простоту общей структуры рифта и легкость ее развития по простиранию.

Помимо древних докембрийских и в очень малой степени кембрийских толщ в фундаменте рифта известную роль играют юрские континентальные отложения, распространенные фрагментарно в разных местах и на разных гипсометрических уровнях, вне связи со структурой рифта (вершинная часть Тункинских гольцов, южный Байкал близ истока р. Ангары и южный край дельты р. Селенги, южный склон хр. Кодар).

Морфологически рифтовые впадины весьма однообразны. Общая их черта - асимметрия в поперечном профиле, обусловленная большой крутизной северных или северо-западных бортов, обычно оформленных мощными активными разломами (рис.2), противоположные борта менее круты и слабее затронуты разломами. Гористые перемычки между отдельными крупными впадинами или их частями - то поперечные, то диагональные, связаны с расхождением, разветвлением или затуханием морфообразующих разломов (о-в Ольхон в Байкале) или с прерывистостью разломов (Еловский отрог в Тункинской впадине, Шаманский отрог в Баргузинской).

Осадочные толщи, выполняющие впадины, представлены исключительно континентальными отложенийми олигоцена-миоцена, плиоцена и антропогена. Не исключена возможность более древнего - нижнепалеогенового возраста низов осадочной толщи, не обнаженных и пока не вскрытых бурением. В составе олигоцено-миоценовых отложений преобладают песчаники, алевролитовые и глинистые породы; местами имеются мергели, диатомовые глины, бурые угли. В условиях залегания с нормальным седиментационным контактом на кристаллическом фундаменте через посредство коры выветривания в этих отложениях не обнаруживается закономерной фациальной изменчивости к краям впадин, следовательно, формировались они в палеогеографической обстановке, резко отличной от современной.

Начиная со среднего плиоцена и выше, в слоях разреза обнаруживается погрубение обломочного материала, некоторая горизонтальная фациальная изменчивость и признаки похолодания климата. Эоплейстоценовые и плейстоценовые отложения конформны современным отложениям межгорных впадин. В них очень велика роль краевых фаций и грубообломочного материала. Это уже типичные молассоиды. Суммарная мощность кайнозойских отложений во впадинах, по геофизическим данным, достигает 5000 -6000 (в Байкале, в дельте р. Селенги), а вскрытая бурением (неполная) - 3000 м. Залегание слоев во впадинах мульдообразное, в центре практически горизонтальное, по краям местами имеются мелкие складки, отчетливо проявляющиеся в миоценово-плиоценовых и эоплейстоценовых толщах.

В общем разрезе отложений можно выделить два яруса, соответствующие двум различным тектоническим режимам: нижний (досреднеплиоценовый), отражавший раннюю стадию коробления древнего фундамента и пробуждения базальтового вулканизма, и верхний (средний плиоцен-голоцен), образовавшийся в эпоху резкого усиления тектонических движений в геоморфологической обстановке, близкой к современной. По строению и распределению осадочных формаций верхний ярус соответствует, структуре заполнения сбросовых рвов и эпохе активности конседиментационных разломов.

Излияния трахибазальтовых лав в Байкальской рифтовой зоне начались в олигоцене-миоцене и продолжались с перерывами до голоцена. Максимальные объемы лав излились на концах рифтовой зоны и в основном вне грабенов. Особое положение занимают в этом отношении Тункинская и сопряженные с ней впадины, где потоки базальтов залегают как по краям впадин, так и в их центральных частях, многократно перемежаясь с неогеновыми и плейстоценовыми отложениями (Логачев, 1958; Флоренсов, 1960). Даже плейстоценовые вулканические постройки (лавовые плато, вулканические конусы), как об этом свидетельствуют наблюдения в хребтах Хамар-Дабан, Удокан и на Витимском плоскогорье, местами изогнуты или расколоты новейшими сбросами.

Современный этап осадконакопления в рифтовых впадинах характеризуется очень энергичным сносом и отложением грубообломочного материала, т. е. чертами, указывающими на продолжающийся подъем тектонической кривой.

Современные структурные модели байкальских впадин, предложенные разными авторами, исходят из сочетания пологих пластических изгибов, вызванных короблением фундамента, с продольными и в гораздо меньшей степени с поперечными разломами как унаследованными, так и новообразованными. Сдвиговая компонента, на мой взгляд, имеет в них подчиненное значение, хотя П. С. Воронов (1964) и некоторые другие авторы, анализируя обзорные геологические карты, по-видимому, склонны выводить из сдвиговой тектоники чуть ли не всю структуру Байкальского рифта. Интересно, что горизонтальная компонента лучше всего выражена в Главном саянском разломе. Последний трассируется вдоль и близ подножья Восточного Саяна, параллельно юго-западному краю Иркутского амфитеатра, приводит в соприкосновение разновозрастные докембрийские толщи, ясно выражен в современном рельефе, но неоген-четвертичные рифтовые структуры в нем и вблизи него отсутствуют.

Геологическая история Байкальского рифта, судя по разрезу связанных с ним осадочно-вулканогенных отложений, говорит о том, что, начиная с олигоцена-миоцена и до наших дней, в рассматриваемой зоне происходит постепенное превращение плоских и широких прогибов в сбросовые рвы или разрушение их за счет сбросовой тектоники. Подавление пластических форм все более активными разрывными деформациями - основная линия развития рифтовой зоны в позднем плиоцене и плейстоцене. При этом перерождение первичных неогеновых прогибов в двух- или односторонние грабены протекало на общем фоне сводовых поднятий, точнее - на фоне образования общего обширного сложного свода, включавшего эти прогибы и постепенно подавлявшего их (Флоренсов, 1964).

Не внушает никаких сомнений наложенность общей кайнозойской структуры Байкальского рифта на мезозойскую, так как кайнозойские разломы в Прибайкалье разъединяют юрские толщи и в горизонтальном, и в вертикальном направлениях; также несомненна наложенность эоплейстоценовой и плейстоценовой сбросовой тектоники на тектонику олигоцено-миоценовых и миоцено-плиоценовых прогибов и на неогеновые вулканические плато (хребты Восточный Саян, Хамар-Дабан, Удокан и др.).

По подсчетам вертикальные амплитуды поднятий и погружений, накопившиеся за неоген-четвертичный цикл, примерно равны и для деформаций коробления и для разломов. Амплитуда внутренних вертикальных перемещений составила в отдельных случаях 5000 (Тункинская впадина) и даже 7000 м (Южный Байкал).

Современное глубинное строение Байкальской рифтовой зоны в том виде, как оно может быть намечено по геофизическим данным, к сожалению, еще не дает ясного представления о физических условиях и механизме ее образования. Магнитное поле в Прибайкалье, расположенное к югу от современных северных подножий Восточного Саяна и Байкальского нагорья, имеет общий отрицательный фон, сильно дифференцировано и довольно отчетливо повторяет общий структурный рисунок геологической карты. Узкие положительные, местами очень значительные (до 400 -600 гамм) магнитные аномалии, хотя и параллельны простиранию основных орографических и тектонических линий, но далеко не везде с ними совпадают. Источником возмущений в таких положительных аномалиях считаются узкие линзовидные тела основных и ультраосновных пород, залегающие в полостях глубинных разломов. Эта связь местами (например, в Приморском разломе на западном берегу Байкала) несомненна. Подмечено, кроме того, что узкие положительные аномалии нередко тяготеют к северным или северо-западным ограничениям грабенов (Баргузинская, Верхнеангарская и другие впадины).

Сами грабены приурочены, как правило, к узким линейным отрицательным магнитным аномалиям с повышенным градиентом поля в краевых частях. Вместе с тем имеются рифтовые впадины, расположенные в дифференцированном магнитном поле и лишенные видимой связи с ним. Наконец, некоторые впадины секут вкрест простирания или под острым углом зоны отрицательных и положительных аномалий. Гравитационное поле в зоне рифта изучено неравномерно; лучше оно известно для района Байкала. Пользуясь графиками зависимостей аномалий силы тяжести от мощности коры, разные авторы предложили для Прибайкалья те или иные варианты глубины и рельефа поверхности Мохо (см. в этом  сборнике статьи А. П. Булмасова, Ю. А. Зорина и С. В. Ветрова).

Данные о сейсмичности Прибайкалья пока дают основание только для вывода об общем увеличении мощности коры в Прибайкалье по сравнению с внутренним полем Иркутского амфитеатра, т. е. о наклоне поверхности Мохо в сторону Байкала. В то же время сейсмические данные не содержат никаких указаний на вертикальную неоднородность коры в Прибайкалье. По А. П. Булмасову, кора в Прибайкалье и особенно под Байкалом и Баргузинской впадиной значительно утолщена (до 70 -80 км), она имеет здесь явственный «корень». В этих районах господствуют интенсивные отрицательные аномалии в редукции Фая. Над отдельными хребтами как аномалия Фая, так и изостатические аномалии преимущественно положительные. А. П. Булмасов приходит к выводу, что вся область, прилегающая к Байкалу и соседним грабенам, изостатически неуравновешена и что изостатические аномалии здесь продолжают нарастать, сдерживая дальнейшие поднятия хребтов и опускания днищ грабенов (Булмасов, 1960).

Ю. А. Зорин, рассматривая гравитационное поле в пределах Байкала, приходит к выводу о меньших мощностях коры и о более простом рельефе поверхностей Мохо в Прибайкалье, считая аномалии над впадиной Байкала локальными и объясняя их происхождение повышенной мощностью рыхлых кайнозойских отложений (Зорин, 1966).

А. А. Борисов, анализируя гравиметрические данные по Восточной Сибири, подчеркивает совершенную специфичность Байкальской зоны и считает, что вытянутая грабенообразная структура здесь захватывает все горизонты коры и что высокая степень дробления глубоких недр создала корово-мантийную смесь (Борисов, 1965).

Как мы видим, приведенный материал недостаточен для уверенных суждений о механизме образования и структурных особенностях рифтовых впадин. Однако роль пластических деформаций признается в настоящее время всеми исследователями. Не встречает возражений и вытекающий из формационного анализа вывод о том, что с миоцена и раннего плиоцена пластические изгибы фундамента в Прибайкалье стали все более осложняться и маскироваться разрывной тектоникой, полностью возобладавшей в плейстоцене. Нет сомнений в приуроченности главных элементов рифтовой зоны к глубоким древним разломам.

Наиболее неясный вопрос - природа и тип разломов, непосредственно участвующих в оформлении и развитии рифтовой зоны. Почти все исследователи исключают их надвиговый характер и считают это принципиальным отличием разрывной тектоники кайнозоя от тектоники мезозоя, когда в структуре Прибайкалья и Забайкалья преобладали местами очень пологие надвиги.

Есть приверженцы представления о том, что западное обрамление впадины Байкала образовано обратным сбросом, совпадающим с разломом глубокого и древнего заложения, направленным в глубь Иркутского амфитеатра, в то время как восточный край впадины образован прямыми сбросами (Булмасов, 1960). Такая структурная модель впадины Байкала представляет собой комбинацию рифта (восточная часть) и рампа (западная часть). Некоторые исследователи принимают собственно рифтовую или близкую к ней модель структуры впадины Байкала и ее сателлитов, считая морфообразующие разломы нормальными сбросами. Помимо геологических наблюдений (например, все выявленные четвертичные и голоценовые разломы имеют близвертикальные сместители) это представление основывается на данных массовых инструментальных сейсмологических определений эпицентров землетрясений в Прибайкалье, очень часто совпадающих с трассами разломов, обнаруженных и прослеженных геологическими методами. Установлено также, что максимум сейсмичности рифтовой зоны, оконтуренный десятибалльной изосейстой, активность которого подтверждается двумя девяти- и двумя десятибалльными землетрясениями за последние 100 лет, приурочен именно к днищам грабенов и их краевым разломам.

Во-первых, это указывает на теснейшую связь очагов землетрясений с развитием активных элементов рифта, а во-вторых, свидетельствует в гораздо большей степени в пользу сбросов, а не надвигов (рис. 3).

Изучение механизма очагов Прибайкальских землетрясении (Введенская, 1961; Мишарина, 1963) вскрыло сложную картину напряжений, пока не поддающуюся объяснению. Выяснилось, что во всей средней (собственно Байкальской) и восточной частях рифтовой зоны господствуют горизонтальные и поперечные простиранию структур растягивающие усилия при вертикальном сжатии. На меньшем - западном - фланге рифта, так же как и в Монголии, наблюдается противоположная картина распределения напряжений в очагах землетрясений. В первом случае, относящемся к большей части Байкальского рифта, очевидно, условия, особенно благоприятны для поддержания потенциально расслабленного состояния коры и соскальзывания вниз отдельных ее блоков.

Существуют две точки зрения на общий характер силового поля в Байкальской рифтовой зоне. Согласно первой, здесь преобладали и продолжают преобладать горизонтальные растяжения, независимые от растяжения, обусловленного длительным общим сводовым поднятием. Отсюда легко выводится в главных чертах сбросовая (собственно, рифтовая) структура и морфология межгорных впадин. Этому же представлению соответствует картина напряжений в очагах современных землетрясений в центральной и восточной частях рифтовой зоны.

Согласно второй точке зрения, структура впадины Байкала - результат общего и горизонтального сжатия, а грабены рассматриваются как блоки коры, глубоко погруженные и все еще продолжающие погружаться в мантию (Булмасов, 1960). Этому представлению как будто соответствуют гравиметрические и некоторые другие данные, согласно которым мощность земной коры в Прибайкалье, по сравнению с мощностью коры в центральной части Иркутского амфитеатра, действительно повышена, как и в Восточно-Африканском рифте (за исключением грабенов Красного моря и Аденского залива). Но такому взгляду противоречат, во-первых, данные о механизме очагов землетрясений, а во-вторых, невозможность квалифицировать разломы, оконтуривающие или сопровождающие отдельные Прибайкальские грабены как надвиги.

Итак, о рифтовом облике всей Байкальской зоны, в морфологическом и динамическом понимании этого термина, свидетельствуют: густая сеть продольных (главным образом) разломов, рассекающих докембрийский кристаллический субстрат; новейшая активность этих разломов, совпадающая во времени с периодом активности разломов в других рифтовых системах земного шара; крутые (по геологическим и сейсмологическим данным) наклоны сместителей разрывов; наиболее правильная оценка последних как нормальных сбросов; непосредсгвенно документированные, очень юные, голоценовые и современные, вертикальные разрывные смещения, свидетельствующие о продолжающемся направленном развитии зоны; типичное для мировых рифтовых зон расщепление единой системы разломов и впадин на ветви; морфология впадин; неравномерные проявления трахибазальтового вулканизма; сводовый характер общей поверхности, охватывающей всю совокупность хребтов и опусканий; высокий уровень сейсмичности при нормальной глубине очагов землетрясений; наконец, обилие выходов термальных глубинных вод, связанных, по-видимому, с высоким положением слоя высоких температур.

Региональный фон, на который наложена Байкальская рифтовая зона, благодаря систематическому геологическому картированию в общем изучен гораздо лучше, чем сама зона, и это обстоятельство определяет направление будущих исследований. Поскольку сама рифтовая зона - образование неоген-четвертичное, вопросы новейшей и современной тектоники, новейшего вулканизма, сейсмотектоники и структурной геоморфологии должны занять подобающее им место наряду с геофизическими исследованиями всех видов и специальными геодезическими работами (особенно в наиболее сейсмоактивных районах рифтовой зоны). Вместе с тем уже сейчас в пределах названных общих направлений могут быть намечены некоторые специальные вопросы, без ответа на которые комплексное изучение Байкальской рифтовой зоны не может быть существенно расширено. Такой первый принципиальный вопрос - это история накопления вулканогенно-осадочных формаций в пределах рифтовой зоны. Если все неоген-четвертичные формации здесь должны быть причислены к орогенным (Херасков, 1963), то среди них уже сейчас можно выделить формации предорогенные или раннеорогенные, относящиеся к интервалу: верхний олигоцен - ранний плиоцен, и синорогенные, которые, имея в виду другой общепринятый специфический смысл, вкладываемый в этот термин, следовало бы назвать рифтогенными. Образование последних началось в среднем плиоцене и продолжается поныне. Они теснейшим образом связаны с рифтовыми структурами, будучи их «наполнителями» и формируясь в прямой пространственной и генетической связи с рифтообразующими конседиментационными разломами.

Все эти формации, имеющие сложное строение, бедные органическими остатками и доступные по всему разрезу только бурению, еще едва затронуты изучением как с точки зрения стратиграфии, биостратиграфии, литологии и геохимии, так и с точки зрения распределения их в полостях рифтов, а также по разным стадиям развития последних. Они почти не исследованы в смысле соотношений с подстилающим субстратом и друг с другом в различных звеньях рифтовой цепи; не ясен характер наследования рифтовыми впадинами бассейнов накопления раннеорогенных формаций, неизвестны причины неравномерного распределения и сочетания вулканических образований с осадочными отложениями; наконец, эти формации очень мало изучены с точки зрения общих палеогеографических и палеогеоморфологических реконструкций для неогена и антропогена. Особый интерес представит формационный анализ неогеновых отложений, выполняющих наряду с собственно рифтовыми впадинами мульды Витимского плоскогорья и Предбайкалья, оставшиеся незатронутыми рифтовым процессом. Если возможность выделения особого типа рифтогенных континентальных и морских формаций сама по себе достаточно ясна, то их диагностические признаки и развитие во времени, а также наличие их аналогов в дотретичной истории Земли составляют особую проблему.

Второй чрезвычайно важный вопрос - установление действительных дистальных и латеральных границ Байкальской рифтовой зоны. Если края зоны вкрест ее простирания более или менее, хотя и не совсем точно, определены (имеются признаки их расширения в современную эпоху), то области затухания западного и восточного концов зоны установлены недостаточно четко. Возможно, что западный фланг зоны упирается в древний Сангиленский массив (юго-восточная Тува и смежное Западное Прикосоголье) и что последним форпостом рифта здесь служит Дархатская межгорная впадина. Это вероятно еще и потому, что западнее и непосредственно южнее Сангиленского массива лежит область впадин центрально-азиатского типа, резко отличного от собственно рифтового (Байкальского), исключительно сейсмоактивная и с другим, нежели байкальский, механизмом новейшего горообразования, однако же с полями напряжений в земной коре, сходными с таковыми в западном фланге Байкальской зоны.

В то же время не исключено проникновение типичных плиоцен-четвертичных рифтов в Восточную Туву, где известны и хорошо описаны С. В. Обручевым (1950), М. Г. Гросвальдом (1965) и другими исследователями линейные тектонические впадины широтного простирания, а также яркие следы молодого базальтового вулканизма. Сам по себе Сангиленский массив как ядро древней консолидации мог бы и не быть препятствием для проникновения и даже пересечения рифтовыми впадинами, как об этом, например, свидетельствуют соотношения Муйской позднеархейской глыбы и одноименной межгорной впадины (восточный фланг рифтовой зоны). Поэтому специальное изучение и поиски молодых рифтовых структур как достаточно развитых, так и эмбриональных, должны составить важную задачу будущих исследований в названных районах.

Важная особенность западного фланга зоны - появление двух крупных параллельных рифтов меридионального простирания - Дархатского и Косогольского - должна получить новое удовлетворительное объяснение, если существующие на этот счет гипотезы (например, гипотеза В. П. Солоненко о связи меридиональных структур Прикосоголья с глубинными «редукционными» структурами аналогичного простирания в Монголии) не подтвердятся в будущем.

Что касается восточного фланга Байкальской зоны, то, как указывалось выше, по результатам исследований В. П. Солоненко, Р. А. Курушина, С. Д. Хилько и других ученых, а также по сейсмическим данным, выявлена тенденция современного продвижения рифтовых структур в глубь Станового нагорья, где крупные рифты отсутствуют. Имеющиеся материалы весьма интересны и отражены в настоящем сборнике в статье В. П. Солоненко. Они нуждаются в дальнейшем уточнении и пополнении.

Итак, с одной стороны, Байкальская рифтовая зона представляется замкнутой и не связанной с мировой рифтовой системой, с другой - дистальные ее границы еще точно не определены, а возможность развития далее к востоку отнюдь не исключена. Все это показывает, что исследования ныне известных флангов Байкальского рифта представляют исключительный интерес. Крайне привлекательна также перспектива выявления взаимоотношений рифтовых структур Байкальской зоны с системой центральноазиатских впадин на западе и с тихоокеанскими структурами или переходными к тихоокеанским на востоке, тем более что и те, и другие, и третьи имеют одинаковый или очень близкий геологический возраст и все они весьма активны в современную эпоху. Таким образом, можно надеяться, что изучение Байкальского рифта как своего рода промежуточного звена облегчит понимание связи новейших океанических структур со структурами глубокого континента. Третий, как мне кажется, принципиально важный вопрос - возможная связь неоген-четвертичного базальтового вулканизма с развитием рифтовых структур - обсуждался многими исследователями, но все еще далек от окончательного решения (Флоренсов, 1959). Байкальская рифтовая зона - безусловно, благоприятный объект для этого уже потому, что первые излияния базальтовых лав здесь начались в позднем палеогене и продолжались с перерывами до голоцена, т. е. имели место в подготовительный, «доновобайкальский» период, перешли через критический переломный рубеж (граница нижнего и среднего плиоцена) и продолжались в период становления рифтовых структур.

Характер и масштабы вулканизма при этом менялись; но нам известна только самая общая и внешняя сторона таких изменений. Затухание вулканических извержений в голоцене представляет собой, возможно, лишь временное явление. Обилие кайнозойских вулканитов на концах рифтовой зоны и практическое их отсутствие в центральной ее части, наиболее мощной и глубокой, остаются загадкой, так же как существование в стороне от рифта лавового плато Витимского плоскогорья. Огромный вулканический район, включающий юго-западное Прибайкалье, Прикосоголье, восточную часть Тувы, отличается от остальной части рифтовой зоны «рассеянным» расположением параллельных рифтовых впадин, нетипичным для разделения цепи грабенов на две ветви, как это имеет место в других рифтовых системах. Прямая связь излияний, в том числе и сохранившихся вулканических аппаратов, с рифтообразующими разломами в рассматриваемой зоне еще нигде не доказана (Флоренсов, 1960). Тот факт, что только Тункинская и, возможно, некоторые другие рифтовые впадины западного фланга Байкальской зоны вмещают массу вулканического материала, распределенного по всему разрезу осадочных рифтогенных и предшествовавших им неогеновых толщ (рис. 4) и что аналогичные явления не имеют места на остальном протяжении рифтовой зоны, может иметь только самое общее объяснение: Тункинская и другие западные рифтовые впадины входят в названный вулканический район. Таким объяснением невозможно довольствоваться. Обращает на себя внимание отмечаемое И. В. Беловым (1963) большое петрографическое и петрохимическое сходство продуктов кайнозойского трахибазальтового вулканизма на весьма обширной территории - в Байкальской зоне рифтов, в Забайкалье, в Монголии. Геология и морфология базальтового плато Дариганга (Восточная Монголия) и центрального вулканического плато Витимского плоскогорья весьма близки друг к другу, подобно тому как шлаковые конусы и небольшие потоки базальтовых лав в хр. Хангай во всех отношениях сходны с таковыми в рифтовых впадинах Байкальской зоны. Ксеногенные включения ультраосновного состава в базальтах, эти несомненные вестники больших глубин, найдены в разных местах - как в зоне рифтов, так и вне ее.

Все сказанное подчеркивает противоречивость сведений о кайнозойском вулканизме как явлении, сопровождающем рифтовый процесс, а также сведений об эндемичности вулканизма в этом смысле и то, что реальные связи этих двух, часто пространственно совмещенных или одновременно друг с другом протекающих процессов остаются пока совершенно неясными. Именно поэтому комплексное изучение рифтовых структур и вулканических проявлений в Байкальской зоне составляет исключительно важную задачу.

Последний важный вопрос, на котором уместно остановиться в данной статье, - задачи и перспективы глубинных геофизических исследований в Байкальской рифтовой зоне. Как было кратко отмечено выше и как это следует из других статей настоящего сборника, степень изученности глубин рифтовой зоны еще очень мала, а расхождения в интерпретации геофизических данных очень велики. Последнее особенно касается данных гравиметрии, и, следовательно, именно на эту сторону дела должно быть обращено особое внимание наряду с глубинным сейсмическим зондированием и дальнейшим изучением сейсмического режима рифтовой зоны.

Автору-геологу трудно оценить недостатки и преимущества предложенных различных интерпретаций гравиметрических данных по Байкальской зоне (см. выше). Вместе с тем все же хочется подчеркнуть, что концепция А. А. Борисова, с одной стороны, по существу не противоречит схемам А. П. Булмасова и Ю. А. Зорина, так как обе последние не исключают возможности проникновения рифтообразующих разломов в верхнюю мантию, а с другой, - предполагая очевидные методические трудности геофизического изучения «коровомантийной смеси», такая концепция расширяет общую проблему Байкальского рифта до перспективы понимания тех реальных связей, которые должны существовать между приповерхностной структурой земной коры, выраженной в рифтах, строением более глубоких слоев земной коры и наружных частей верхней мантии. Все это особенно привлекательно в свете идей, отраженных в международном проекте верхней мантии, и, естественно, приводит еще раз к мысли о необходимости дальнейшего более углубленного изучения Байкальской рифтовой зоны.