Н. А. Логачев

ОСАДОЧНЫЕ И ВУЛКАНОГЕННЫЕ ФОРМАЦИИ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ

Успешное развитие учения о геологических формациях в нашей стране избавляет от необходимости подробно останавливаться на значении этого термина. Сохранившиеся до сих пор разногласия касаются скорее отточенности формулировки понятия, нежели его существа. Недавно Н. Б. Вассоевич (1966) показал, что в истории геологической науки в термин «формация» разными авторами вкладывалось и, к сожалению, до сих пор вкладывается неодинаковое содержание. Тем не менее его вряд ли следует считать скомпрометированным настолько, чтобы причислить к разряду терминов свободного пользования, как предлагает Н. Б. Вассоевич, и заменить другим равнозначным термином, например, термином «геогенерация».

В настоящее время становится аксиомой, что облик осадочных формаций определяется не только режимом тектонических движений и структурной позицией бассейнов осадконакопления, но и климатом соответствующего времени. Самостоятельное значение структурно-тектонического и климатического факторов, достаточно независимых друг от друга по своей природе, наиболее ярко отражается на характере континентальных осадочных формаций. Оба эти фактора применительно к обстановке континентального осадконакопления в равной мере важны, при сохранении, однако, ведущей роли тектогенеза, поскольку именно он обусловливает размеры и форму бассейнов накопления и длительность самого процесса, т. е. в конечном счете внешность формации как материального тела.

Кайнозойские формации Байкальской рифтовой зоны - один из непосредственных и наиболее важных результатов ее развития. Их изучение приобретает особый интерес прежде всего потому, что такое изучение - самое надежное средство выяснения тектонической эволюции рифтовой зоны. Само собой разумеется, что при этом всегда будет существовать необходимость обращаться к формациям сопредельных структурных зон, примыкающих со стороны Сибирской платформы и Забайкалья. В данной статье им также уделяется некоторое внимание.

Формации впадин байкальского типа состоят из генетически пестрого комплекса континентальных отложений олигоцена, миоцена, плиоцена и антропогена. Максимальная толщина линзы (или призмы) кайнозойских отложений в большинстве впадин колеблется в пределах 1,5-2,5 км (впадины Тункинская, Баргузинская, Чарская, Верхнеангарская, Муйская, Баунтовская). Байкальская впадина в этом отношении занимает особое положение: здесь мощность кайнозойских отложений достигает необычайно высоких значений: 5-5,5 км.

Важно отметить, что представления о порядке мощностей кайнозойских отложений во впадинах основываются не только на данных геофизики, но и на результатах глубокого бурения, проведенного трестом «Востсибнефтегеология». В Тункинской впадине скважина в районе дер. Талой, остановленная на глубине, несколько превышающей 2100 м, не достигла фундамента; в дельте р. Селенги бурение некоторых скважин было прекращено в олигоценовых отложениях на глубине порядка 3000 м; врезавшаяся в фундамент на 1401 м скважина в Баргузинской впадине (район дер. Могойто) была пробурена вне зоны максимального опускания, совпадающей с Аргодинским гравитационным минимумом, и полный разрез здесь также остался не вскрытым.

В основании вертикального ряда формаций впадин байкальского типа во многих пунктах залегает относительно полно сохранившаяся каолиновая кора выветривания площадного и линейного типов, развитая на различных породах кристаллического фундамента и достигающая в отдельных случаях десятков метров мощности. Эта кора выветривания имеет возраст в рамках палеоцена-эоцена (главная эпоха корообразования), но местами ее возрастной диапазон, вероятно, шире. Дело в том, что интенсивное химическое выветривание в областях сноса не прекращалось и на первых порах кайнозойского осадкообразования, во всяком случае, в олигоцене и миоцене (Логачев и др., 1964). Строго говоря, и нижняя возрастная граница коры выветривания также может иметь «скользящий» характер, опускаясь местами в глубь верхнего мела. На восточной периферии области кайнозойской активизации, в верховьях бассейнов Уды и Холоя, распространены отложения так называемой мохейской свиты (Беличенко и др., 1962), возраст которых до последнего времени был недостаточно ясен. Автор статьи ранее допускал возможность сопоставления этой свиты с сотниковской свитой Удинской впадины, специфические образования которой также явственно тяготеют к морфоструктурной границе Байкальского свода (рисунок).

Как показали наши совместные с палинологом В. М. Климановой исследования 1964-1965 гг., отложения мохейской свиты содержат богатые спорово-пыльцевые комплексы хвойношироколиственных лесов дат-палеоценового возраста, и таким образом, должны быть отнесены к образованиям «цагаянсколарамийского» возрастного диапазона, т. е. ко времени перехода от верхнего мела к палеогену. При этом важно отметить, что аллювиальный комплекс рыхлых и полурыхлых галечников, песков и глин мохейской свиты, достигающий 150-200 м мощности, залегает на подстилающих породах плащеобразно и практически горизонтально, местами с хорошо развитой каолиновой корой выветривания в основании. Верхняя часть разреза этой свиты состоит преимущественно из полиминеральных глин, среди которых изредка встречаются отдельные линзовидные прослои их каолинитовых разностей.

Это обстоятельство может быть поставлено в связь либо с переотложением преддатской коры выветривания, либо с прогрессирующей ролью химического выветривания в момент завершения аккумуляции свиты, либо, наконец, с тем и другим вместе. Во всяком случае, не будет грубой ошибкой предполагать, что вне зон дат-палеоценового осадконакопления и сам процесс выветривания и его непосредственный результат - кора выветривания - местами преемственно развивались в палеоцене и эоцене, т. е. смыкались с главной эпохой корообразования. Упомянутая выше сотниковская свита отличается от мохейской прежде всего в литолого-фациальном отношении. Формациеобразующее значение в ней имеет парагенез отложений предгорий, главным образом пролювия и аллювия, теснейшим образом переплетающихся друг с другом при ведущей роли первого генетического типа. Примечательно, что в его составе очень широко представлена такая специфическая модификация, как селевые отложения, накладывающая глубокий отпечаток на облик свиты в целом. В общем случае она сложена брекчиями, конгломератами и конглобрекчиями, среди которых явно господствуют глыбовые и валунные разновидности. Некоторые горизонты можно было бы назвать даже «гигантобрекчиями», поскольку отдельные глыбы имеют объем 100 м3 и более. На «сверхгрубость» этих отложений впервые обратил внимание Н. А. Флоренсов (1958) и ввел понятие о «валунах-свидетелях». Изредка встречаемые в свите песчаники и алевролиты образуют маломощные (до 0,5-1,0 м) линзовидные прослои, в которых местами имеются плохой сохранности обугленные остатки растений. О полной мощности сотниковской свиты судить трудно, так как ее верхние горизонты удалены денудацией. Некоторые скважины в окрестностях Улан- Удэ дали цифру 260 м. По ряду косвенных признаков, сохранившаяся от размыва часть разреза сотниковской свиты на отдельных участках Удинской впадины достигает 350-400 м. Несогласное залегание сотниковской свиты на подстилающих угленосных отложениях неокома, установленное в 1959 г. Д. В. Труневым и В. И. Пановым и подтвержденное нами в 1960 г., указывает на ее-посленеокомский возраст. В то же время споровопыльцевой анализ песчано-алевритовых прослоев обнаруживает присутствие ряда нижнемеловых форм. Это обстоятельство в совокупности с отмеченной выше литолого-фациальной спецификой свиты заставляет решительно отказаться от ее сопоставления с мохейской свитой южной окраины Витимского плоскогорья. Существенна, наконец, разница этих свит в степени литификации и, что очень важно, в степени дислоцированности и характере связи с краевыми разломами межгорных впадин. Если для сотниковской свиты связь с функционированием разлома в подножье хр. Улан-Бургасы прямая и несомненная, что следует из особенностей ее литологического состава, характера дислокаций и тесной приуроченности к трассе этого разлома, то отложения мохейской свиты, залегая практически горизонтально, перекрывают краевые разломы Зазинской и Витимо-Холойской впадин. Короче говоря, сотниковская свита на современной стадии изученности мезозойских и кайнозойских формаций Селенгино-Витимской зоны может быть отнесена к самому концу нижнего мела, либо к началу верхнего.

В объеме настоящей статьи невозможно рассмотреть все формационные особенности сотниковской свиты. Все сказанное выше ясно свидетельствует о ее принадлежности к группе моласс, если понимать под последними не только образования этапа замыкания геосинклинальных областей, но и образования орогенных зон, формировавшихся без предварительной геосинклинальной подготовки (Херасков, 1965). Более того, необычайная грубость этих отложений могла бы быть оттенена названием «дикая моласса».

Как бы то ни было, сотниковская свита и ее аналоги (чандинская свита, шилкинские конгломераты) по своему составу и строению соответствуют периоду бурного орогенеза и существенной доработки структур нижнемелового этапа, в течение которого в межгорных впадинах Забайкалья формировалась угленосная моласса неокома. Весьма вероятно, что именно «сотниковское время» было ознаменовано теми магматическими проявлениями, с которыми в Западном Забайкалье парагенетически связаны некоторые эпитермальные месторождения и проявления флюорита, золота, барита и других полезных ископаемых, недавно рассмотренные А. Д. Щегловым (1966).

Показав сотниковскую свиту как пример континентальных моллас в их несколько гипертрофированном выражении, необходимо коснуться еще одной интересной и важной особенности ее состава. На всем протяжении полосы ее выходов (свыше 160 км), приуроченных исключительно к северо-западному (улан-бургасынскому) борту Удинской впадины, в составе отложений неизменно господствуют обломки пород хр. Улан- Бургасы, это имеет место даже в максимально удаленных (6-7 км) от него выходах свиты (при общей ширине впадины по осадочному контуру 8-12 км).

Полное отсутствие среди отложений обломков пород, слагающих хр. Цаган-Дабан, который ограничивает Удинскую впадину с юга-юго-востока, невозможно объяснить одним влиянием кайнозойского денудационного среза, хотя именно такое объяснение напрашивается в первую очередь. Все это дает основание предполагать, что в формировании «сотниковской» молассы цаган-дабанские фации играли (если вообще играли) второстепенную роль. Главным поставщиком обломочного материала служило поднятие на месте хребтов Улан-Бургасы и Хамар-Дабан. А сверхгрубый состав свиты и повсеместное соприкосновение ее с фундаментом вдоль северо-западного борта впадины по разлому ясно указывают на существование очень высокого тектоно-орографического уступа, отделявшего в середине мелового периода собственно Прибайкалье от Забайкалья.

В этих событиях нельзя не видеть первую или подготовительную попытку структурного и морфологического обособления будущего (кайнозойского) Байкальского поднятия, хотя и несомненно, что тектонические деформации, осадконакопление, магматизм и рудогенез конца нижнего - начала верхнего мела следует рассматривать как заключительную стадию единого позднемезозойского этапа развития структуры Прибайкалья и Забайкалья.

Наличие мощной коры выветривания в основании мохейской свиты указывает на стабильный характер развития во второй половине мелового периода, но уже в конце верхнего мела наступает новая фаза тектонической активизации как отголосок широко проявившихся в Тихоокеанском секторе ларамийских движений.

Крайне ограниченное распространение мел-палеоценовых отложений затрудняет выяснение деталей этого процесса, однако пространственная связь их все с той же Удино-Витимской зоной не может быть случайной. Мохейская моласса сформировалась в широком и плоском Еравнинском прогибе, наложенный характер которого по отношению к нижнемеловым впадинам выступает с полной очевидностью. Не нуждается в специальном пояснении и пограничное положение этого прогиба, простирающегося более чем на сотню километров между Байкальской областью кайнозойской активизации и относительно стабильной областью Забайкалья (см. рисунок).

Небольшие прогибы в это время существовали и на краю Сибирской платформы, вдоль северо-западного крыла Байкальского поднятия, о чем могут свидетельствовать мелпалеоценовые песчано-галечниковые отложения, недавно выделенные здесь Г. И. Таракановой и Г. Г. Литвинцевым под названием муромцевской свиты. Эти отложения распространены чрезвычайно ограниченно, имеют малую мощность - до одногодвух десятков метров - и, возможно, являются размытыми остатками более мощных толщ, сохранившимися кое-где под покровом олигоцен-неогеновых отложений в ядрах молодых синклинальных складок Ангаро-Ленского междуречья и бассейна р. Киренги.

Остатки сильно редуцированного покрова предгорной молассы позднего мела-палеоцена могут оказаться и среди так называемых водораздельных галечников бассейна среднего течения р. Лены. Такое предположение кажется тем более вероятным, что в ряде внутренних районов Сибирской платформы мел-палеоценовый возраст некоторых «водораздельных» галечников в последнее время подтвержден палинологически (Плотникова и др., 1963). Имеется еще много неясного в распространении и генезисе мелпалеоценовых отложений на юге Сибирской платформы и тем более в горно-складчатом поясе, но как будто бы начинает вырисовываться картина их краевого размещения по отношению к зоне Байкальского поднятия. Прогибы, в которых накапливались эти отложения, вряд ли были глубокими, поскольку связанные с ними толщи подверглись в течение кайнозоя почти полному уничтожению. Мощность последних, видимо, нигде не превышала 200-250 м.

В самих впадинах байкальского типа отложения верхнего мела - палеоцена пока достоверно не установлены и, если имеются, то, вероятно, не пользуются широким распространением, иначе они были бы обнаружены по краям впадин или же при бурении 1951 - 1960 гг. Этот возраст могут иметь конгломераты и базальты, вскрытые при углепоисковом бурении в бассейне р. Ахалик в Тункинской впадине. По новым данным Л. С. Наумова и П. А. Хлыстова (1964-1966 гг.), указанные образования достигают 40- 50 м мощности, залегают на коре выветривания архейских гнейсов и сами, особенно базальты, подверглись глубокому химическому выветриванию, достигшему даже аллитной стадии.

Поверх этой мощной (местами до 30 м) коры выветривания располагаются угленосные отложения миоцена. Обращает внимание сходство этих образований с мохейской свитой по положению в сводном разрезе. Как и последняя, они залегают между двумя горизонтами коры выветривания, верхний из которых сформировался в главную эпоху корообразования (палеоцен-эоцен и, возможно, олигоцен). По-видимому, эти проблематичные образования не входят в единый непрерывный вертикальный ряд формаций Тункинской впадины, но отделены от него сверху значительным перерывом, в течение которого успела сформироваться достаточно «зрелая» кора выветривания.

Трудно пока сказать, насколько широко распространены мелпалеоценовые образования во впадинах Байкальской системы, однако условия залегания упомянутой толщи достаточно определенно свидетельствуют о ее реликтовом характере. Наличие этих отложений в Тункинской впадине указывает в принципе, лишь на то, что во время мел-палеоценовой активизации на месте отдельных впадин Байкальской системы уже существовали какие-то впадины и имели место проявления базальтового вулканизма.

Вместе с тем совершенно отчетливо видно отсутствие преемственности в развитии более молодых структур от структур этого этапа. Напротив, весь региональный материал по Саяно- Байкальскому орогенному поясу и окраине Сибирской платформы содержит массу указаний на стабилизацию движений в эоценепалеоцене и интенсивное химическое выветривание самих мел-палеоценовых толщ.

Возможное исключение из этого общего правила - Южнобайкальская впадина, в частности, район дельты р. Селенги, где самые древние горизонты осадочной серии, опущенные на глубину свыше 3000 м, пока не вскрыты бурением и где разрез, по-видимому, отличается наибольшей полнотой. Известно, что в керне из самых нижних слоев песчаников, алевролитов и аргиллитов, залегающих на глубине примерно от 2000 до 2500-3000 м и вскрытых лишь одиночными скважинами, палинологами 3. И. Файзулиной и Е. И. Козловой (1966) были определены довольно богатые спорово-пыльцевые комплексы хвойно-широколиственного леса со значительной примесью (до 20-25%) субтропических, по современным стандартам, растений (миртовые, мирика, нисса, магнолия, пальмы и др.).

Подобные комплексы, по мнению названных исследователей и многих ученых, позволяют отнести вмещающие толщи к олигоцену и даже эоцену. Если это так, то вполне естественно допустить, что в Южнобайкальской впадине, на глубине свыше 2500- 3000 м, считая от уровня озера, под олигоценовыми и вероятными эоценовыми отложениями могут залегать возрастные аналоги мохейской свиты, возможно, связанные с вышележащими слоями осадочной серии непрерывностью накопления.

Здесь уместно высказать мысль о том, что ларамийская активизация гораздо шире «материализовалась» на территории Забайкалья. Мы имеем в виду широко распространенные в этом регионе покровные толщи основных эффузивов типа цежейской и чангорукской свит, а также находящиеся с ними в комагматической связи дайки, силлы и лакколиты основных щелочных пород белоозерского комплекса и его аналогов.

До сих пор относимые к неоген-нижнечетвертичнымобразованиям покровные фации этой трахибазальтовой формации, судя по ряду признаков, древнее всех известных по данной территории достоверно неогеновых толщ. Не случайно, поэтому имеющиеся на сегодня определения абсолютного возраста вулканитов этой формации (бассейн р. Джиды, Приаргунье) дают цифру менее 50-60 млн. лет. Значительная древность этих эффузивов вытекает и из пассивного их отношения к современной морфоструктуре, сложившейся в течение неогена и антропогена.

Все это вместе взятое позволяет определенно высказаться за отделение трахибазальтовой формации Забайкалья от соответствующей формации Байкальской рифтовой зоны, имеющей действительно неоген-четвертичный возраст. При таком подходе ярче вырисовываются контуры зоны кайнозойской активизации (см. рисунок) и становится понятнее хронологическая и пространственная соподчиненноcть главных этапов активизации от мела до антропогена включительно. Перейдем теперь к характеристике формаций собственно Байкальской рифтовой зоны.

Как указывалось выше, под кайнозойскими толщами впадин байкальского типа залегает достаточно мощная и зрелая кора выветривания. Она имеет возраст в границах палеоцена - эоцена и является по существу сквозным элементом для всех структурных зон Южной Сибири. Теперь ее остатки известны и в Предбайкальском кайнозойском прогибе - краевой структуре Сибирской платформы, и в Забайкальской зоне мезозойской активизации. Кора выветривания как непосредственное свидетельство довольно длительной стабилизации земной коры в Прибайкалье олицетворяет собой «нулевой цикл», после которого собственно и начинается развитие современного Байкальского свода и его впадин.

Эту стабилизацию земной коры важно отметить еще и потому, что благодаря ей кайнозойский этап развития структуры Прибайкалья оказался лишенным преемственной связи с предшествующими этапами - юрско-нижнемеловым (Флоренсов, I960; Логачев, 1958) и, по-видимому, мел-палеоценовым. О том же самом свидетельствуют явно несогласные соотношения между кайнозойскими и мезозойскими структурами области Байкальского рифта. Обрывки последних в одних случаях вознесены новейшими движениями в вершинный ярус гор («нарингольская» юра, юрские отложения Тункинских гольцов, угленосные доггермальмские отложения вершинного яруса горного массива Кодар), а в других, более редких, оказались захваченными кайнозойскими впадинами, войдя в состав их фундамента (дельта р. Селенги, Чарская впадина).

Объективности ради необходимо отметить, что во всех случаях ясно выраженного структурного несогласия между мезозойскими и кайнозойскими формациями мы имели дело с толщами нижнесреднеюрского возраста, а не с нижнемеловыми. Последние, как известно, сосредоточены во впадинах забайкальского типа, но до сих пор не встречены ни в самих впадинах Байкальской системы, ни в их ближайшем горном окружении. Во всяком случае, вопрос о характере соотношения между позднемезозойскими и кайнозойскими структурами и связанными с ними осадочными формациями на геологическом материале самой рифтовой зоны однозначно не решается. Более того, значительное общее сходство между теми и другими позволяет некоторым исследователям видеть если не преемственность, то унаследованность в развитии кайнозойских структур от верхнеюрско-нижнемеловых.

Результаты геологических исследований последних лет все более подтверждают сделанный ранее Н. А. Флоренсовым (1960) вывод о наложенном и независимом характере впадин Байкальской системы от более древних зон опускания, в том числе позднемезозойских. В этой связи определенный интерес представляет строение разрезов тех впадин забайкальского типа, которые располагаются в непосредственной близости, местами в нескольких десятках километров от впадин Байкальской системы, имея в целом сходное с ними северо-восточное простирание. Во всей этой краевой полосе позднемезозойских опусканий Забайкалья, включающей Санагинскую, Баянгольскую, Хара- Гуджирскую, Верхнетемникскую, Итанцинскую, Туркинскую, Витимканскую, Толойскую, Среднекаларскую, Верхнекаларскую и некоторые другие впадины, покров кайнозойских, преимущественно четвертичных отложений, как правило, прерывист и маломощен и лишь па отдельных участках, по-видимому, над погребенными эрозионно-денудационными понижениями, утолщается до 100-150 м. Мощность серии верхнеюрско-нижнемеловых пород в тех же самых впадинах достигает многих сотен метров - порядка тысячи и более. Поскольку многие из забайкальских впадин входят в состав неоген-четвертичного Байкальского поднятия, очевидна их инертность на новейшем этапе активизации: лишь немногие из них испытали слабое оживление. Таким образом, механизм, под влиянием которого шло развитие позднемезозойских впадин Забайкалья, в позднем кайнозое не действовал даже в непосредственной близости от полосы кайнозойских опусканий. Кайнозойские орогенные формации Байкальской рифтовой зоны представлены двумя группами: молассовой и вулканогенной. Обе группы, хотя и образуют парагенез в масштабе всего Байкальского свода, тесно между собой не связаны и чаще всего пространственно разобщены.

В вертикальном ряду осадочных формаций впадин явственно различаются две части или два формационных яруса. Нижняя часть представляет собой своеобразую формацию угленосных молассоидов мощностью 1-3 км, образованную совокупностью озерных, болотных и речных отложений олигоцена, миоцена и, возможно, нижнего плиоцена. Отложения первого генетического типа преобладают в центральной части впадин, в то время как у их краев заметно возрастает роль болотных и аллювиальных образований.

Все типы отложений образуют теснейшую парагенетическую ассоциацию, отдельные члены которой связаны друг с другом социальными переходами как вкрест простирания, так и по простиранию структур. Распространенность наземных фаций - склоновых и пролювиальных - резко ограничена, а там, где удается их наблюдать (Ольхон, Приольхонье, юго-восточное побережье Байкала, Баргузинская впадина), они обычно представлены песчано-глинистыми разностями с мелкими обломками кристаллических пород, снесенными с горного обрамления впадин.

Главные породные компоненты этой формации - песчаники, алевролиты и глины, среди которых на разных уровнях, но в общем довольно редко встречаются пласты и линзы глинистых и песчанистых известняков, мергелей, диатомитов и бурых углей. Пласты последних связаны с периферической зоной распространения формаций, где они неоднократно повторяются в разрезе и достигают в отдельных случаях 35 м мощности (Ахаликское буроугольное месторождение).

Для формации характерен ряд устойчивых литологичесхих черт. Обращает на себя внимание прежде всего господство в ней песчаных, алевритовых и глинистых отложений, роль которых по разрезу попеременно меняется, при этом без сколько-нибудь четко выраженной ритмичности. Ведущая роль все же принадлежит глинистым и алевритовым разновидностям, хотя имеются фациальные зоны, в которых значение песчаных пород возрастает, и они преобладают в разрезе. Грубообломочные фации в составе этой формации не встречаются; имеются лишь гравелиты и мелко-среднегалечные конгломераты, фиксирующие своим присутствием устья древних рек или береговые линии древних озер.

Другой важной чертой формации, тесно связанной с предыдущей, является относительное общее постоянство гранулометрического состава пород в поперечном сечении впадин. Эта особенность указывает, с одной стороны, на отсутствие фациальной зависимости литологического состава этих пород от наблюдаемых ныне структурно-морфологических ограничений впадин, а с другой на возможность достаточно резкого несоответствия современных и первичных контуров распространения формации. Фациальные изменения несколько яснее проступают в продольном сечении впадин, например, вдоль юго-восточного побережья Байкала, от ст. Танхой до дельты р. Селенги и далее до дер.Энхолук, однако диапазон этих изменений чрезвычайно узок (от преобладания алевритово-песчаных пород над песчаными в одних разрезах до преобладания алевритово-песчаных пород над глинистыми - в других), и они совершаются постепенно.

Подавляющее большинство песчаных и алевритовых Пород обладает средней степенью сортированности и окатанности обломочных зерен. Имеющие место случаи несовершенной обработки и подборки обломков характерны для отложений склонового ряда и сопряженных с ним осадков мелких и, видимо, эфемерных озер (дресвянистые и песчанистые глины Ольхона и Приольхонья). В то же время во внутренних зонах впадин встречаются пласты аргиллитов, алевролитов и песчаников весьма однородного гранулометрического состава, обусловленного накоплением материала в обширных и достаточно глубоких (вероятно, до 100 м) озерных водоемах, которые временами могли занимать значительную часть днища котловин. Такие гранулометрически однородные песчаники и алевролиты характеризуются мезомиктовым составом и высокой степенью окатанности зерен. Минералогический состав терригенных пород рассматриваемой формации обыкновенно довольно пестр - в нем насчитывается более 20-25 минералов. Это обстоятельство подчеркивает, что здесь мы имеем дело в основном с полимиктовыми песчано-алевритовыми. породами. Имеющиеся (пока еще единичные) определения глинистых минералов, выполненные Т. К. Ломоносовой, дают основание думать, что и среди глин явно преобладают полиминеральные разновидности, состоящие из каолинита, гидрослюд и монтмориллонита, смешанных в разных пропорциях, причем иногда в такой смеси один или два из указанных минералов содержатся в резко подчиненном количестве; чистые мономинеральные глины являются, по-видимому, очень большой редкостью.

Вывод о полимиктовом составе пород формации угленосных молассоидов- следует принимать лишь в самой общей форме, поскольку им далеко не охватываются важные особенности ее состава. Во-первых, в разрезах всех впадин наряду с песчаниками и алевролитами, содержащими примерно равное количество кварца и полевого шпата в легкой фракции и значительное количество разнообразных нестойких минералов в тяжелой, на различных уровнях встречаются пачки тех же пород с преобладанием кварца над полевым шпатом в 1,5-2 раза, причем ассоциация тяжелых минералов этих пород довольно бедна видами благодаря полному или частичному исчезновению ряда нестойких минералов (оливин, пироксен, роговая обманка, тремолит). Очевидно, эти обломочные породы нельзя считать полимиктовыми в точном смысле этого слова, так как в их минеральном составе обнаруживается явная тенденция к олигомиктовости.

Во-вторых, в нижних горизонтах формации, залегающих непосредственно на палеоцен-эоценовой коре выветривания или вблизи нее, нередко встречаются пласты настоящих олигомиктовых пород -существенно кварцевых (до 80-85%) песчаников и каолинитовых глин. Наконец примечательно и то обстоятельство, что большая часть зерен полевых шпатов и нестойких тяжелых минералов характеризуется значительной выветрелостью, свидетельствуя тем самым о немаловажной роли процессов химического разложения изверженных и метаморфических пород в областях сноса.

Таким образом, говоря о полимиктовости кластогенных пород формации, необходимо иметь в виду ее сравнительно нерезкую выраженность. По-видимому, наибольшей степени она достигают в молассоидах Баргузинской впадины, питающая провинция которой, в отличие от Тункинской и Байкальской впадин, обладала сравнительно простым петрографическим составом (преимущественно граниты).

На первый взгляд может показаться, что отмеченная выше пестрота минерального состава обломочных пород находится в некотором противоречии с относительной вялостью режима сопровождавших осадконакопление тектонических движений, при которой, казалось бы, тенденции к олигомиктовости должны были проявиться с большой ясностью.

Причина несоответствия заключается прежде всего в кратковременности пребывания обломочного материала в сфере механического воздействия как из-за непродолжительности переноса, так и за счет быстроты окончательного захоронения в самих бассейнах накопления. Эффект же химического выветривания исходных пород на площади водосборов в условиях умеренно теплого климата олигоцена-миоцена оказывался недостаточным, чтобы существенным образом снивелировать минералогическое разнообразие твердого стока рек. Определенная роль во всем этом, несомненно, принадлежала и петрографической неоднородности областей сноса, так как обусловленная ею потенциальная полимиктовость при умеренном химическом выветривании и сокращенных путях переноса обломочного материала могла быть подавлена лишь частично.

Вывод о промежуточном, мезомиктовом характере минеральных ассоциаций обломочных пород формации хорошо подтверждается ограниченным участием в ней хемогеннобиогенных и хемогенных пород - известняков, мергелей и диатомитов, слагающих пласты и линзы незначительной мощности (1-3 м, редко более). Сейчас еще недостаточно ясны закономерности размещения этих пород в разрезе и на площади впадин, однако не может быть сомнения в том, что в своей совокупности, даже при самых оптимистических подсчетах, они едва ли составляют двадцатую часть всего объема угленосных молассоидов, т. е. по существу имеют лишь акцессорное значение. Тем не менее наличие подобных пород, а также широкое распространение в толще ряда других аутигенных минеральных новообразований (пирит, мельниковит, вивианит, некоторые глинистые минералы и др.) ясно указывают на заметную химическую дифференциацию исходного материала в областях сноса и в осадочном процессе.

Описанные особенности формации, очевидно, не могут рассматриваться иначе, как следствие спокойного режима, вялости тектонических движений и достаточно теплого и влажного климата, прогрессивно ухудшавшегося со временем, однако с волнами потепления на фоне этой общей тенденции, Попутно заметим, что более дробное расчленение разреза этой мощной толщи станет возможным в дальнейшем лишь в результате детальных климато-стратиграфических исследований в комплексе с не менее тщательным литологическим изучением. Формирование угленосных молассоидов шло в плоских широких мульдах, медленное прогибание которых достаточно полно компенсировалось осадконакоплением. Однотипность облика формации во всех впадинах рифтовой зоны говорит о сходном характере их развития, лишенного каких-либо резких провинциальных различий. Из этого вывода вовсе не следует, что впадины Байкальской системы заложились примерно в одно и то же время. Напротив, накапливается все больше данных о том, что развитие этой системы началось с Южнобайкальской впадины (эоцен - начало олигоцена) и только затем в олигоцене-миоцене, процесс распространился на ее фланги. Во всяком случае, идея о продольном разрастании Байкальской рифтовой системы в обе стороны от наиболее глубокой Южнобайкальской впадины может оказаться плодотворной.

Байкальское поднятие в течение олигоцена и миоцена характеризовалось «низким стоянием» рельефа, котловины - прообразы рифтов - были окружены невысокими денудационными и вулканическими плато, относительная высота которых над днищами котловин едва ли превосходила 500 м. Представление о низком рельефе вытекает и из резко выраженной автохтонности олигоцен-миоценовых формаций краевой зоны Сибирской платформы, так как сама эта автохтонность есть прямой результат плавности и неопределенности существовавших в то время геоморфологических разграничений платформенной низины и денудационных плато Прибайкалья (Логачев и др., 1964). Рассмотренные важнейшие особенности литолого-фациального состава формации и характер сопутствовавшего ей режима тектонических движений и геоморфологических условий, очевидно, не позволяют признать ее типичным представителем той ветви континентальных накоплений, которая связана со впадинами так называемых эпиплатформенных орогенических поясов (Хаин, 1965). Специфика заключается в том, что в течение значительного промежутка времени, порядка по крайней мере 30 - 40 млн. лет, скорость денудации в Прибайкалье почти уравновешивала скорость тектонических движений, и здесь не смог возникнуть горный рельеф, который обеспечивает типичные черты осадочных толщ межгорных впадин, такие как резко выраженная полимиктовость терригенных отложений, разнообразие их генетических типов и значительная грубость материала краевых фациальных зон.

Это отклонение от «нормы», обусловленное в конечном счете замедленностью тектонических движений при переходе в эоцене - олигоцене от стабильного состояния к вяло подвижному, нуждается, по-видимому, в специальном наименовании. Подобные нетипичные для орогенной области толщи отложений мы сочли возможным назвать молассоидами, подчеркивая этим, с одной стороны, подавленность в их составе и строении признаков, свойственных типично орогенным комплексам, а с другой - их все же несомненную генетическую связь именно с областями орогенеза, в которых они образуют парагенез с собственно орогенными комплексами, предваряя их (как это имеет место в Байкальской рифтовой зоне), либо следуя за ними в конце нисходящей стадии развития тектонических движений и рельефа.

Широко практикуемое в нашей литературе использование термина «молассоиды» для обозначения всей совокупности континентальных отложений межгорных впадин, по-видимому, менее целесообразно, поскольку в данном случае этим термином лишь формально оттеняется отличие эпиплатформенных орогенных комплексов от эпигеосинклинальных, содержащих в нижней части разреза слои морского происхождения. По нашему мнению, осадочные толщи орогенных областей обоих типов следует именовать молассами, различая среди них, в зависимости от историко-геологических предпосылок орогенеза, молассы двух главных ветвей: 1) эпигеосинклинального орогенеза и 2) эпиплатформенных орогенических поясов.

Верхний член формационного ряда во впадинах представляет собой орогенную формацию в буквальном смысле слова, ибо он является порождением горного рельефа, высота и контрастность которого возрастали с течением времени. Эту формацию мы будем называть поздней молассой или просто молассой.

Моласса впадин Байкальской системы состоит из генетически крайне пестрого комплекса отложений эоплейстоцена, плейстоцена и голоцена общей мощностью порядка 500-1200 м. Характер связи между нею и подстилающей формацией угленосных молассоидов еще во многом неясен, однако известно, что в ряде пунктов по краям Тункинской, Южнобайкальской и Баргузин-ской впадин между обеими этими формациями с разной степенью отчетливости выражены признаки перерыва и небольшого углового несогласия. На Еловском отроге в Тункинской впадине П. А. Хлыстовым (1966 г.) в основании молассовой серии зафиксированы маломощные (до 1-2м) остатки глинисто-дресвянистой коры выветривания, развитой на базальтах, которые входят в состав формации угленосных молассоидов. Остаточный профиль этой коры выветривания характеризуется сравнительно слабым разложением исходных пород и бейделлит-монтмориллонитовым составом глинистой фракции, содержащей также небольшую примесь каолинита. К сожалению, эти данные не позволяют с уверенностью судить ни о масштабах, ни о продолжительности процессов выветривания во внутривпадинных контурах перед формированием верхней молассы.

Тем не менее, вся совокупность признаков показывает, что во впадинах Байкальской системы в нижнем - среднем плиоцене имело место кратковременное сокращение бассейнов аккумуляции или даже полная приостановка загрузки отдельных впадин терригенным материалом. Следовательно, есть все основания границу молассы и молассоидов признать достаточно резкой, хотя локально, в зоне максимальных мощностей, обе эти формации могут быть связаны непрерывностью накопления. Последнее обстоятельство, однако, не мешает общему выводу о скачкообразном изменении режима тектонических движений при переходе от молассоидов к молассам.

Характернейшими особенностями верхней формации является резкое погрубение материала и расширение генетического спектра отложений. В ее состав входят отложения практически всех известных генетических типов континентального осадконакопления: озерные, речные, пролювиальные, делювиальные, обвально-осыпные, ледниковые, флювиогляциальные, солифлюкционные, эоловые и т. д. В этой генетически крайне пестрой ассоциации все же заметно преобладание отложений пролювиального, речного и озерного генезиса, обнаруживающих вполне закономерное зональное размещение: от горных подножий - внутрь впадин.

В краевой предгорной фациальной зоне молассы, при ведущей роли пролювиальных и речных накоплений, большое значение, преимущественно в верхней половине разреза близ подножий хребтов, приобретают ледниковые, флювиогляциальные, обвальноосыпные и селевые отложения. Сказанное выше о генетической пестроте молассы относится в первую очередь к их краевой фациальной зоне, в то время как в центральной зоне впадин генетический состав отложений становится проще: здесь господствуют отложения озерно-болотного и речного генезиса, а прочие генотипы находятся на положении «акцессорной» вкрапленности.

Широкому генетическому разнообразию состава рассматриваемой формации отвечает столь же широкий диапазон осадочной дифференциации - от глыбовых и валунных отложений на краях впадин до песков, алевролитов и глин в центральных районах. Участие хемогенных и био- хемогенных пород ничтожно и проявляется лишь в виде тонких, редко встречающихся линзочек карбонатного или. глинисто-карбонатного материала и глинистых диатомитов. В то же время обращает на себя внимание широкое распространение эпигенетической известняковой и железистой цементации гравийно-галечных фаций в нижней части разреза молассы. Особенно показательны в этом отношении соответствующие горизонты впадин Тункинской ветви, где отдельные прослои и даже целые пачки полностью окаменели (мондинские, хобокские, еловские, подкукойские, быстринские конгломераты). В молассовой формации впадин Байкальской системы отчетливо различимы две подформации: нижняя, или охристая (ранний - средний эоплейстоцен) и верхняя, или сероцветная (верхний эоплейстоцен, плейстоцен и голоцен). Различия в литолого-фациальном составе названных подформации обусловлены главным образом разницей в климатических обстановках их образования. В этой связи уместно напомнить о значительном общем похолодании климата, которое в течение плейстоцена не один раз достигало наивысшей степени, обусловив формирование здесь ледниковых и перигляциальных ландшафтов и накопление комплекса отложений, генетически или парагенетически связанных с оледенением. Это обстоятельство, а также особенности режима тектонических движений и изменений палеогеографических условий в течение эоплейстоцена - голоцена на всем юге Восточной Сибири приводят к выводу о возможности перевода в дальнейшем обеих подформации в ранг формаций.

Охристая подформация - провинциальный аналог так называемой красноцветной формации эоплейстоцена Восточной Сибири (Логачев и др., 1964) -возникла на начальных стадиях энергичного орогенеза в условиях все еще относительно теплого климата. Необходимо отметить, что в раннем эоплейстоцене и в начале среднего эоплейстоцена южная часть Восточной Сибири и сопредельные районы Монголии входили в состав аридной зоны, располагаясь на ее северном крае. На большей части указанной территории сухость климата оставила очень ясный отпечаток на составе отложений и заключенной в них фауны и флоры. Подобные признаки аридного (или семиаридного) литогенеза почти нехарактерны для охристой молассы впадин Байкальской системы, и эта их особенность может быть объявлена смягчающим влиянием Байкальского поднятия, темп вертикального роста которого был значительно выше темпа роста поднятий сопредельных зон Сибирской платформы и Западного Забайкалья.

Огромные обнажения в долине р. Хобок на Еловском отроге и разрезы некоторых буровых скважин показывают, что в краевой фациальной зоне Тункинской впадины, в нижней части разреза охристой молассы залегают некрупные галечники (конгломераты), брекчии, пески и песчанистые глины. Выше по разрезу, вначале редко, затем все чаще, появляются прослои грубообломочных пород. По-видимому, огрубление состава молассы вверх по разрезу свойственно и другим впадинам Байкальской системы. Оно свидетельствует, в частности, о возрастании высоты и контрастов горного рельефа Прибайкалья под влиянием все увеличивающегося темпа тектонических движений. Впрочем аналогичные изменения разреза по вертикали могли произойти и при равномерном темпе движений, но при условии отставания скорости денудации.

Охристая моласса - полностью полимиктовое образование как в отношении песчано-алевритовых пород, так и псефитов. Степень обработки и сортировки обломочного материала обычно средняя или низкая. Даже среди субаквальных отложений прослои пород с хорошо окатанными и сортированными обломками- большая редкость. Все это имеет место на фоне быстрой фациальной изменчивости как общей, так и частной (в пределах слоя). Загрузка впадин обломочным материалом шла главным образом за счет разрушения окружающих горных возвышенностей. Роль материала, приносимого транзитными реками издалека, несомненно, была в целом второстепенной, за исключением осевых зон впадин, орошавшихся этими реками.

Следует специально отметить следующие две особенности состава охристой молассы (Логачев, 1958). Во-первых, в составе конгломератов и брекчий, особенно залегающих в нижней части разреза, нередко встречаются обломки каолинизированных, гидрослюдизированных и монтмориллонитизированных пород, в той или иной степени измененных химическим выветриванием. Некоторые из обломков при легком прикосновении превращаются в песчано-глинистую массу.

Наличие таких обломков само по себе говорит о размыве каких-то плащей выветривания на поднятиях, однако происхождение этих плащей пока может истолковываться двояко: либо это остатки коры выветривания, сохранившиеся на поднятиях от предыдущего этапа - этапа формирования молассоидов, либо, они в значительной части представляют собой новообразование, возникшее в промежуток времени между накоплением угленосных молассоидов и охристой молассы; в последнем случае мы имели бы дополнительное косвенное подтверждение краткой тектонической паузы перед накоплением моласс, о вероятных признаках которой говорилось выше.

Размыв плащей выветривания не мог существенным образом смягчить полимиктовость состава охристой молассы, потому что выветрелый материал при .переносе и захоронении сильно разбавлялся массой свежего. Слои олигомиктовых и даже мономиктовых пород (кварц-кварцитовые галечники) имеются лишь в маломощных толщах нижнего-среднего эоплейстоцена Сибирской платформы и Западного Забайкалья, т. е. областей, обладавших гораздо меньшей подвижностью по сравнению с Байкальской рифтовой зоной.

Вторая характерная черта охристой молассы заключается в несколько повышенном насыщении отдельных прослоев гидроокислами железа как в аутигенной (диагенетической), так и в терригенной формах. Гидроокислы железа находятся в породах в виде различных стяжений, потеков, рассеянной примеси в песчано-глинистом цементе или адсорбированных коллоидов в составе красно-бурых существенно монтмориллонитовых глин. Именно они обусловливают общий цвет отложений, правда, выраженный не во всех случаях с одинаковой ясностью, даже в пределах одной и той же впадины.

Обохренность молассы в разных впадинах также неодинаковая. Более всего гидроокислов железа содержится в соответствующих отложениях Тункинской впадины, так как в этом случае в районах сноса (Хамар-Дабан, Тункинские гольцы) кларк железа был наиболее высоким вследствие широкого распространения покровов базальтов. В молассе юго-восточного побережья Байкала (реки Аносовка, Осиновка и Кедровая) и Баргузинской впадины степень обохренности несколько ниже, но и там она все же отчетлива.

Эту вторую особенность состава нижней молассы автор свыше десяти лет назад объяснял как результат размыва унаследованной от раннего неогена коры выветривания с избыточным количеством в ней окисных соединений железа. Позже автор и другие исследователи (Логачев и др., 1964; Равский и др., 1964), изучая кайнозойские отложения Сибирской платформы и Западного Забайкалья, пришли к выводу о существовании целой эпохи своеобразного «красноземного» выветривания, обусловившего возникновение самой молодой в Сибири красноцветной формации (нижний - средний эоплейстоцен).

Несколько повышенную железистость нижней молассы следует связывать именно с этими процессами, хотя о палеоклиматических и палеогеоморфологических условиях красноземного выветривания и его геохимии мы знаем сейчас меньше, чем о каолиновом выветривании в палеоцен-эоцене. В частности, очень трудно решается вопрос о том, шло ли накопление красноцветных и охристых отложений параллельно с выветриванием или же вначале был создан резерв выветрелого материала в виде достаточно мощной коры выветривания, затем использованный при образовании красноцветной формации. Признание или непризнание тектонической паузы перед отложением охристой молассы во впадинах Байкальской системы в значительной мере зависит от решения этого вопроса.

Таким образом, состав, строение и размещение охристой молассы показывают, что наблюдаемая ныне общая морфоструктурная картина Прибайкалья возникла и определилась в основных своих чертах еще в раннем и среднем эоплейстоцене. Влияние более поздних движений и экзогенного морфогенеза, само по себе очень существенное, свелось в основном к внесению в эту картину ряда новых деталей. В раннем эоплейстоцене на месте Байкальской впадины, в результате особенно высокого темпа ее опускания и резкого отставания компенсации осадочным материалом, впервые возник глубоководный озерный бассейн. С этого времени превосходство в опускании неизменно удерживается за Байкальской впадиной и позволяет ей уже в течение 2-3 млн. лет служить региональным базисом денудации для огромной части горного пояса Южной Сибири. Соответствующий охристой молассе этап развития структуры Прибайкалья можно определить как быстрое общее воздымание Байкальского свода, почти повсеместное и резкое геоморфологическое обособление его краев от сопряженных структурных зон Сибирской платформы и Забайкалья, интенсивное растрескивание по старым и вновь возникавшим швам, углубление старых осевых впадин, сопровождавшееся частичным изменением их прежних контуров, и появление рифтов новой генерации с тенденцией к дальнейшему углублению, расширению и удлинению в четвертичный период.

Верхняя или сероцветная подформация преемственно связана с охристой, каких-либо существенных изменений в режиме движений и структурных перестроек в этот отрезок времени не произошло. Признаки перерыва между подформациями не резки и всегда локализованы на ограниченном пространстве по периферии впадин. Они не дают оснований думать об едином перерыве. Речь может идти скорее о совокупности кратковременных внутриформационных перерывов, столь обычных в толщах континентального генезиса.

Сероцветная моласса объединяет комплекс отложений четвертичной системы в традиционном понимании (по схеме 1932 г.). Многими особенностями своего состава и строения эта моласса сходна с охристой, она характеризуется разнообразием литологического состава, резкой фациальной изменчивостью, пестротой участвующих в ее сложении генетических типов и полимиктовостью отложений, причем все эти черты выражены в ней с большей резкостью, нежели в охристой молассе. Естественно, что максимальные литолого-фациальное и генетическое различия характерны для самых крайних по вертикали горизонтов общего разреза молассовой формации, накопившихся в резко отличающейся климатической обстановке, но связанных друг с другом переходными слоями. Следовательно, граница между охристой и сероцветной подформациями в большинстве случаев может быть намечена лишь условно. На современном этапе изученности мы считаем возможным проводить ее ниже слоев, которые на юге Восточной Сибири характеризуются верхнеэоплейстоценовыми и, быть может, отчасти среднеэоплейстоценовыми комплексами фауны позвоночных, моллюсков и соответствующими спорово-пыльцевыми спектрами. В западном Забайкалье, где эта граница выражена с наибольшей четкостью, в слоях указанного возраста, слагающих низы широко распространенной здесь песчаной толщи, уже не содержатся красно- и буроцветные отложения. Следовательно, именно в это время прежний весьма специфический режим литогенеза почти полностью изменился.

В объеме настоящей статьи невозможно дать исчерпывающую характеристику состава и строения сероцветной подформации, это увело бы нас в область региональных проблем четвертичной геологии. Мы ограничимся лишь некоторыми общими замечаниями.

Верхняя, значительно большая по мощности часть разреза подформации представляет собой генетически сложный комплекс слоев, в состав которого, как показали Э. И. Равский, Л. П. Александрова и др. (1964), входят отложения ряда ледниковых и межледниковых веков. Лишь в зонах устойчивого опускания эти отложения образуют, по-видимому, непрерывную вертикальную последовательность, обычно же они сменяют друг друга по латерали на разных гипсометрических уровнях и часто разделяются границами размыва.

В последнее время вопрос о множественности оледенений в Восточной Сибири решается как будто бы положительно, все же мнения исследователей о количестве оледенений и их динамике существенно расходятся. По всем признакам в образовании сероцветной подформации самостоятельное значение имеют отложения лишь двух ледниковых веков - самаровского (максимальное оледенение), зырянского и разделяющего их казанцевского межледниковья. Что касается осадков иных оледенений и межледниковий, то их выделение в качестве самостоятельных стратиграфических горизонтов еще недостаточно обосновано, а масштабы распространения внутри впадин неясны, хотя ограниченность их не подлежит сомнению.

В верхней части разреза сероцветной молассы особое место занимают мощные, более или менее однотипные песчаные накопления нижнего плейстоцена (самаровский горизонт), составляющие по меньшей мере две трети всего объема плейстоцен-голоценовых отложений во впадинах байкальского типа. Подобные же песчаные осадки господствуют в составе четвертичного покрова смежной территории - в бассейне р. Селенги. Эта мощная (до 300-400 м) толща полимиктовых песков и супесей слагает около половины площади многих сухопутных впадин Байкальской системы - Тункинской, Баргузинской, Верхнеангарской, Нижнемуйской, Чарской и др. Ее верхние горизонты располагаются на высоте до 150-170 м над современными речными руслами. По периферии впадин пески замещаются гравийными, галечными и валунными отложениями. Несмотря на то, что до сих пор ни в одной из названных впадин не удалось наблюдать фациальный переход песков в собственно ледниковые отложения, вся совокупность присущих им литологических и палеонтологических черт, таких как резкая полиминеральность состава, наличие слоев с хорошо выраженными криогенными текстурами, остатки холодостойкой фауны и флоры, заставляет квалифицировать их как наслоения продолжительной эпохи сурового климата и совершенно отказаться от взгляда В. В. Ламакина (1957), считавшего их в основной массе результатом межледниковой ингрессии вод Байкала в соседние впадины.

Повторяя здесь свою прежнюю точку зрения (Логачев, 1958) о парагенетической связи песчаной толщи с оледенением Прибайкалья и рассматривая эту толщу как внутригорную модификацию зандров, автор видит подтверждение правильности своих представлений в результатах последних исследований четвертичного покрова этого региона, а также Западного Забайкалья (Равский и др., 1964; Базаров, 1956 и др.), приведших, в частности, к признанию широкого распространения в песчаной толще разнообразных признаков перигляциального режима. Вместе с тем подобная оценка генезиса песков, возможно, является слишком общей, так как в ней не предусматривается место для вероятных проявлений частных колебаний климата и режима этого продолжительного оледенения.

При всей очевидности и естественности связи между формированием песков и максимальным оледенением (которое, по-видимому, было первым) нужно все-таки подчеркнуть, что специфическое направление литогенеза, обусловившее массовую подготовку и накопление песчаного материала на огромной территории горного пояса, определилось еще до начала оледенения. В настоящее время известно немало хорошо изученных разрезов, в которых пески и супеси нижнего плейстоцена, содержащие прослои со следами мерзлотных нарушений и иную информацию о холодном климате, внизу, без резкого разграничения, переходят в пески и супеси верхнего эоплейстоцена, накапливавшиеся в условиях относительно теплого климата. Поскольку эти «теплые» слои составляют лишь незначительную часть общего разреза и объема песчаной толщи, можно думать, что ухудшение климата в связи с началом максимального оледенения усилило процессы подготовки и накопления песчаного материала.

Мы рассмотрели вертикальный ряд осадочных формаций Байкальской рифтовой зоны, обязанных своим возникновением развитию бассейнов автохтонной аккумуляции - вначале плоских широких прогибов среди невысоких денудационных плато и низкогорий (олигоцен-миоцен), затем глубоких некомпенсированных впадин-грабенов среди высокогорного и среднегорного рельефа (поздний неоген-антропоген). Проведенный анализ дает возможность судить о новейшей геологической истории Прибайкалья лишь со стороны осадконакопления. Теперь рассмотрим другую важную сторону этого процесса - вулканизм. Кайнозойская вулканогенная формация Прибайкалья развивалась особым образом. Ее специфика заключается не только в источнике материала и путях его проникновения на земную поверхность, но и в том, что такого рода формации способны возникать даже на поднятиях, независимо от бассейнов осадочной аккумуляции. Именно этим обстоятельством определяется различное размещение осадочных и вулканогенных формаций в новейшей структуре Прибайкалья (см. рисунок), и оно приводит к выводу об автономности образования впадин и загрузки их обломочным материалом, с одной стороны, и базальтового вулканизма - с другой, хотя оба процесса протекали геологически одновременно (Флоренсов, 1960).

Как и в других континентальных рифтовых системах мира, вулканогенная формация Прибайкалья имеет в целом широкий возрастной диапазон - от олигоцена до голоцена. В течение этого промежутка времени естественно имели место усиления и затухания вулканической деятельности. Длительность образования формации обусловила сложный характер соотношений ее с рельефом и большие различия в гипсометрии - от обширных базальтовых плато высокогорий Восточного Саяна, Хамар-Дабана и Удокана до лентообразных потоков длиной в несколько десятков километров, приуроченных к современным речным долинам. Часть потоков представляет собой языки базальтовых покровов плато (Восточная Тува, Витимское плоскогорье), другая часть непосредственно связана с излияниями на дне речных долин. В последнем случае мы имеем дело с наиболее молодыми проявлениями вулканизма - верхнеплейстоценовыми и раннеголоценовыми, от которых нередко сохранялись небольшие туфо-шлаковые конусы. Подошва долинных базальтовых наслоений располагается то выше, то ниже современных тальвегов.

В вулканогенной формации Прибайкалья представлены все три группы фаций - покровная, пирокластическая и субвулканическая при резком преобладании первой. Субвулканическая фация имеет ограниченное распространение - это преимущественно дайки базальтов во впадинах и на поднятиях; в мощном вулканогенно-осадочном комплексе Тункинских грабенов возможны пластовые и лакколитообразные тела. Пирокластическая группа фаций - вторая по значению в составе формации. Ее роль особенно заметна на западном фланге рифтовой зоны - в Саяно-Тувинском нагорье и в Тункинских впадинах.

На Хамсара-Бий-Хемском междуречье (Восточная Тува) и в собственно Тункинской впадине пирокласты в ассоциации с подчиненными им базальтовыми лавами образуют даже самостоятельные свиты позднеэоплейстоценового возраста мощностью до 200-400 м (Логачев, Кравченко 1955; Гросвальд, 1965), что позволяет применительно к западному флангу рифтовой зоны говорить о фазе или стадии господства эксплозивного вулканизма, приуроченной к узкому интервалу времени.

Нормально-осадочный компонент в вулканогенной формации на поднятиях имеет не более чем акцессорное значение. Эти маломощные (до 3-7 м) и очень редкие линзы галечников (конгломератов) и песчано-алевритовых пород представляют собой древние русла и озера, возникавшие на базальтовых плато в перерывах между извержениями.

Среди наиболее существенных геологических черт базальтовой формации следует отметить прежде всего неравномерное размещение ее пород с образованием трех обособленных полей: Саяно-Хамардабанского, Витимского и Удоканского. Наиболее компактно размещаются вулканиты на Витимском плоскогорье и хр. Удокан, образуя обширные поля площадью соответственно около 7000 и 2000 км2. Это дает основание думать, что первичные контуры обоих базальтовых плато не очень резко искажены последующей денудацией и что в обоих случаях эффузии связаны с функционированием лишь одного крупного магматического очага. Напротив, в западной, саяно-хамардабанской, подпровинции, при известной территориальной общности магматических проявлений на площади свыше 100000 км2 базальтовые покровы весьма рассредоточены и имеют разнообразные размеры. Наряду с более или менее сплошными и крупными полями Хамар-Дабана, Прикосоголья, Окинского плоскогорья и Северо-Восточной Тувы здесь имеется множество мелких (до 0,1 км2) «пятен» на водоразделах, местами группирующихся в обособленные скопления (например, в верховьях Уды и Ии). Не подлежит сомнению, что многие такие «пятна» некогда образовывали самостоятельные сомкнутые покровы. Следовательно, в саяно-хамардабанской вулканической подпровинции, принимая во внимание ее крупные размеры и первичную неравномерность размещения базальтовых лав, доставка магматических расплавов могла осуществляться одновременно из многих автономных очагов. Может быть, в этом кроется причина некоторых, правда, несущественных петрохимических различий базальтовых наслоений Хамар-Дабана, Тункинской впадины и Восточного Саяна, на которые в свое время обратила внимание М. Л. Лурье (1954).

Как уже отмечалось, возрастной диапазон вулканогенной формации Прибайкалья достаточно широк. Первые излияния, по-видимому, имели место еще в олигоцене (Тункинская впадина, Хамар-Дабан), а самые поздние происходили в голоцене, на что указывают молодые вулканы Восточного Саяна и хр. Удокан (Обручев и Лурье, 1954; Флоренсов, 1960; Солоненко, 1964; Гросвальд, 1965).

Если согласиться с мнениями М. Г. Гросвальда (1965), Ю. В. Буфеева и В. И. Колесникова об эоплейстоцен-раннеплейстоценовом возрасте вулканических наслоений высокогорных плато Восточной Тувы и хр. Удокан, то следует признать, что максимум базальтовых излияний в масштабе всей территории Саяно- Байкальского нагорья (имея в виду распространенность и мощность соответствующих вулканитов) приходится на среднийверхний эоплейстоцен. В то же время на Хамар-Дабане и в Тункинской впадине-наибольшего напряжения вулканизм достигал в раннем неогене.

Заслуживают упоминания два важных фактора. Во-первых, песчано-глинистые прослои из средней части 400-500-метровой толщи «вершинных» базальтов в верховьях р. Утулик и в других пунктах Хамар-Дабана содержат спорово-пыльцевые комплексы типично миоценовых широколиственно-хвойных лесов (определения В. М. Климановой по сборам М. Е. Медведева, 1965 г.). Во-вторых, абсолютный возраст базальтов Камарского хребта на водоразделе Слюдянки и Быстрой, определенный по калий-аргоновому методу в лаборатории Иркутского геологического управления, оказался равным приблизительно 18 млн. лет (испытывались базальты, отобранные А. И. Могилевым и Н. К- Брисюком в 1959 г. из скважины с глубины 27-30 м). Эти факты рассеивают всякие сомнения относительно ранненеогенового возраста «вершинных» базальтов Хамар-Дабана, которые должны быть, таким образом, окончательно признаны возрастными аналогами базальтовых лав, насыщающих угленосные молассоиды Тункинской впадины.

Проводя более далекую корреляцию, следует иметь в виду прежде всего нижнюю, туфо-вулканогенную часть разреза горы Хирписы близ оз. Дозор-Hyp в Восточном Саяне, в которой С. В. Обручевым была обнаружена линза угленосного аргиллита с богатой миоценовой пыльцой и древесными макроостатками. Повторное изучение этого разреза, проведенное в 1956 г. А. Д. Смирновым, дало несколько иные результаты, недавно рассмотренные М. Г. Гросвальдом (1965).

Нам они еще не кажутся настолько убедительными, чтобы полностью присоединиться к выводу о плиоцен-четвертичном возрасте базальтового покрова Окинского плоскогорья, и в данном случае, конечно, необходимы дополнительные исследования. Равным образом из-за слабого биостратиграфического обоснования нельзя быть наверняка уверенным также и в том, что среди туфолавовых наслоений Восточной Тувы и хр. Удокан совершенно отсутствуют более ранние вулканогенные образования, чем эоплейстоцен-нижнеплейстоценовые.

Стратиграфическая изученность главных базальтовых покровов, особенно тех, которые венчают осевые зоны и скаты сводовоглыбовых поднятий, находится в самом зачатке, и данных для обоснованных суждений о последовательности развития кайнозойского магматизма еще мало. Вместе с тем, основываясь на совокупности известных фактов о возрасте базальтов вдоль всего Саяно-Байкальского орогенного пояса, можно прийти к представлению о том, что вулканизм в масштабах, необходимых для формирования крупных базальтовых плато, проявлялся вначале лишь в Юго-Западном Прибайкалье (Хамар-Дабан, Тункинская впадина) и, возможно, на юго-восточной окраине Восточного Саяна. В позднем неогене - раннем антропогене этот процесс значительно распространился, охватив и фланги орогенного пояса, причем именно на флангах в это время он оказался особенно напряженным, создав обширные вулканические плато Восточной Тувы, центральной части Восточного Саяна (?), Прикосоголья (?), Витимского плоскогорья и Удокана. Вывод о такой последовательности развития новейшего вулканизма заманчив в том отношении, что позволяет проводить некоторые параллели с продольным разрастанием Байкальской рифтовой системы в обе стороны от Южно-Байкальской впадины, о чем говорилось выше. Это дает основание считать, что новейший вулканизм сопутствовал развитию тектонического процесса и имел с ним какую-то очень общую и сложную связь, поскольку о простых и прямых связях вулканизма с самим рифтообразованием не может быть и речи (см. ниже).

Петрохимическим особенностям кайнозойской вулканогенной формации Прибайкалья посвящена специальная крупная сводная работа (Белов, 1963), поэтому нет смысла подробно рассматривать эту сторону дела. Тем не менее в настоящий момент ряд выводов И. В. Белова по петрохимии этой формации нуждается в уточнении. К этому приводят как прежние, так и в особенности новые данные о геологической позиции и возрасте тех конкретных вулканогенных толщ Прибайкалья и Забайкалья, которые были включены И. В. Беловым в состав единой кайнозойской трахибазальтовой формации. В одну и ту же формационную единицу наряду с заведомо кайнозойскими, в частности, неоген-четвертичными вулканитами, действительно связанными единством состава, места и времени своего образования, в схему И. В. Белова попали более древние вулканогенные наслоения и интрузии близкого, но далеко не тождественного состава, распространенные в Западном Забайкалье и имеющие частью мел-палеоценовый, частью даже верхне- и среднеюрский возраст. Эти западнозабайкальские вулканиты не могут быть отнесены к новейшему тектономагматическому циклу и должны рассматриваться в связи с развитием позднемезозойской структуры.

По сравнению с кайнозойскими магматическими комплексами континентальных рифтовых систем Восточной Африки и Рейна (Хоутон, 1966; Baker, 1965; Williams, 1965; Iilies, 1963; Keller, 1964 и др.) вулканогенная формация Байкальской системы характеризуется относительно простым петрографическим составом и менее резко выраженной щелочностью. В ней преобладают нормальные оливиновые базальты и андезитобазальты, среди которых на разных уровнях разреза встречаются прослои субщелочных представителей тех же пород - трахибазальтов и трахиандезито-базальтов. В составе лав самых поздних излияний местами (например, в хр. Удокан; Солоненко и др., 1966) встречаются небольшие потоки андезитов и трахитов. Сильно недосыщенные кремнеземом фельдшпатидсодержащие породы - обычные компоненты лавовых серий и многих гипабиссальных жерловых тел Восточной Африки и Рейнской области совершенно неизвестны в Прибайкалье.

Петрохимические особенности вулканитов Байкальской рифтовой зоны не позволяют, таким образом, уверенно рассчитывать на открытие здесь центральных интрузий щелочных основных и ультраосновных пород и карбонатитов кайнозойского возраста. Что касается ранее выявленных на этой территории или вблизи ее массивов щелочных пород, то попытка связать их происхождение с собственно кайнозойской базальтовой формацией (Белов, 1963) была мало оправдана фактическим материалом и в итоге оказалась вряд ли удачной.

Имея в виду явное преобладание нормальных оливиновых базальтов как среди эффузивных наслоений, так и среди дайковых тел, можно считать, что кайнозойская вулканогенная формация Прибайкалья является представителем умеренно щелочных базальтовых формаций и скорее относится к промежуточному звену между толеитовыми и собственно щелочными оливин-базальтовыми сериями континентов.

Важную особенность молодой базальтовой формации составляет наличие в ее породах на Хамар-Дабане, в бассейне р. Джиды и на Витимском плоскогорье достаточно крупных (порядка 10 см и более) включений оливинитов (оливин с небольшой примесью пироксена, шпинели, хромита), на которые первым обратил внимание И. В. Белов (1963). Насколько известно, подобные включения еще никем не отмечались в хорошо изученных верхнеюрских и меловых щелочных оливинбазальтовых формациях западного Забайкалья (хилокская и цежейская свиты, белоозерский и хурай-байбинский субвулканические комплексы) и, в таком случае, могут рассматриваться в качестве показателей глубинности источников кайнозойского вулканизма, так как оливинит и другие ультраосновные включения в базальтах океанов и континентов многими исследователями считаются выносами из верхней мантии (Белоусов, 1966 и др.). Ультраосновные ксенолиты в базальтах Прибайкалья почти не исследованы и можно надеяться, что их углубленное изучение прольет дополнительный свет на особенности молодого магмогенеза в Саяно-Байкальском нагорье. Раздельное размещение базальтов и рифтовых впадин (см. рисунок) как нельзя лучше иллюстрирует положение о том, что оба процесса - рифтообразование и обусловленное им осадконакопление, с одной стороны, и вулканизм - с другой, не связаны непосредственно, а, напротив, достаточно независимы друг от друга, будучи равноправными производными глубинных процессов, источник которых находится в верхней мантии. Лишь на западном фланге рифтовой зоны базальты тесно ассоциируют с нормальными осадками Торской, Тункинской, Хойтогольской, Мондинской, Косогольской, Дархатской впадин. Достаточно сослаться на разрез Тункинской впадины, молассы и молассоиды которой буквально насыщены базальтами, трахибазальтами и их пирокластами, составляющими в совокупности четвертую или пятую часть общей мощности разреза близкой к 2500 м.

Парагенез осадочных пород и базальтовых лав возник здесь постольку, поскольку образование впадин и вулканизм оказались пространственно совмещенными. Вулканизм как бы наложен на впадины, но проникновение и размещение его продуктов контролировалось в верхнем этаже коры разрывами, сопутствовавшими развитию впадин. Например, в Тункинской впадине в роли магмовыводящих выступали трещины растяжения в зоне наибольшего изгибания ее фундамента. Именно над ней степень насыщенности разреза базальтами максимальна (Логачев, Кравченко, 1955).

Положение Витимского базальтового плато за пределами собственно сводового поднятия можно рассматривать как свидетельство того, что вулканизм не полностью контролировался даже таким несомненно глубинным процессом, как образование Байкальского свода, хотя связь того и другого очевидна, поскольку вулканизм на Витиме проявился в непосредственной близости к сводовому поднятию.

Касаясь попутно проблемы структурного контроля базальтовых излияний, необходимо отметить, что высказанный ранее Н. А. Флоренсовым (1954) тезис о том, что извержения, как правило, не связаны с главными разломами, обладающими значительными вертикальными смещениями крыльев, сохраняет свое значение и применительно к кайнозойскому вулканизму рифтовой зоны. Видимо, в этом кроется причина почти полного отсутствия лав на трассах краевых разломов впадин; исключительно редки здесь и дайки.

Функцию магмовыводящих каналов лучше всего могут выполнять трещины растяжения без значительного вертикального смещения. Лавовые поля Байкальской зоны, по-видимому, покрывают места сосредоточения именно таких разломов. Отсюда вытекает целесообразность применения в качестве рабочей гипотезы той кинематической схемы новейших движений, согласно которой платформенный блок коры и горное сооружение Восточного Саяна соприкасаются между собой по левому сдвигу. Если это так, то в Восточном Саяне должно бы в общем случае доминировать растяжение, рассеиваемое в массе разломов близширотного и северо-восточного простираний, оперяющих главный сдвиг.

.Действительная картина несомненно гораздо сложнее, так как необходимо иметь в виду чрезвычайную сложность рисунка и разнообразие типов разломов Восточного Саяна. Тем не менее с помощью такой кинематической схемы довольно логично объясняется линейное расположение вулканов в верховьях р. Бий-Хема и долине р. Хикушки (Гросвальд, 1965), а также распределение ряда мелких базальтовых полей в виде групп, вытянутых в широтном направлении; последнее обстоятельство, однако, может быть связано с вторичными, чисто денудационными явлениями. Дайки оливиновых долеритов и базальтов на Хамар-Дабане, по данным А. А. Шафеева, простираются также преимущественно в широтном направлении.

Принимаемое нами предположение о характере силового поля Восточного Саяна находится в противоречии с результатами изучения механизма очагов землетрясений Косогольско-Тункинской ветви впадин, где, по Л. А. Мишариной (1966), западнее 102-103 меридиана в современном поле напряжений господствует горизонтальное сжатие, ориентированное поперек новейших структур, при вертикальном направлении растягивающих усилий. Нам кажется, что эта особенность силового поля Восточного Саяна, сближающая его в сейсмотектоническом отношении с районами Монголии, может быть лишь последним эпизодом в общем развитии его структуры и распространять ее на все неоген-четвертичное время, по-видимому, не следует.

Если рассматривать базальтовую формацию в плане выяснения связей ее самой и породившего ее процесса с общим глубинным строением Прибайкалья, то привлекает к себе внимание приуроченность полей массовых излияний к расширенным флангам зоны неоген-четвертичной активизации (см. рисунок), характеризующимся, как показали А. П. Булмасов (1964) и Ю. А. Зорин (1966), в целом повышенной мощностью земной коры, в том числе и в районе Витимского базальтового плато.

Пространство над общим относительным поднятием поверхности Мохо и утонением земной коры в средней части Байкальского свода целиком амагматично, если не считать редких даек основных пород неясного возраста. Расположенные в юго-восточном траверсе этой зоны базальты Западного Забайкалья в счет идти не могут: по всем признакам они (во всяком случае, подавляющая их часть) древнее базальтовых лав Прибайкалья и, как указывалось в начале статьи, к неоген-четвертичной активизации прямого отношения не имеют, хотя до последнего времени многими геологами все еще рассматриваются совместно.

Любопытно при этом, что к амагматичному сужению свода, который имеет здесь и минимальную высоту, приурочена наиболее глубокая впадина - Южно-Байкальская. Если мысленно соединить кристаллические днища впадин всей системы -от Токкинской до Косогольской - единой кривой, то последняя в общем случае оказывается более прогнутой, нежели поверхность самого свода (разница порядка 1500-2000 м). Это показывает, что в Прибайкалье между размерами (глубина, длина и ширина) рифтовых впадин и размерами сводовсго поднятия имеется обратная зависимость, существо которой сейчас еще трудно понять, хотя и можно говорить о «концентрации рифтообразования» в связи с уменьшением ширины и высоты поднятия. Вместе с тем при сближении поверхности свода и днищ впадин с поверхностью Мохо не возникли благоприятные условия для массовых излияний. Последние происходили на (и около) высокоподнятых флангах Байкальской рифтовой зоны, где амплитуда опускания грабенов заметно меньше, чем в ее середине.