Трансферные структуры Байкальской рифтовой зоны

УДК 551.7

ТРАНСФЕРНЫЕ СТРУКТУРЫ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ

Арк.В. Тевелев

Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова Поступила в редакцию 01.02.13

Континентальные рифтовые системы представляют собой совокупность разнородных и разнопорядковых тектонических блоков, которые в общей обстановке растяжения деформируются согласованно, но индивидуально. По границам блоков развивается ансамбль согласующих деформационных структур, которые аккомодируют различия в структурном стиле отдельных доменов растяжения. В целом количество наборов структур, сегментирующих пространство рифтовой зоны, ограниченно, и каждый набор имеет собственный тренд тектонического развития. Анализируется сегментация Байкальской рифтовой зоны в понятиях трансферных и аккомодационных зон, принятых как стандарт описания блоковой архитектуры крупных континентальных рифто-вых областей.

Ключевые слова: рифт, трансферная зона, Байкал.

Введение

Большие континентальные рифтовые системы представлены в литосфере современной Земли в ограниченном количестве (около десятка), но ввиду огромных размеров самих систем и тем более областей их динамического влияния, их вклад в общую современную активность Земли исключительно велик. Изучение строения и эволюции рифтовых систем сыграло ключевую роль в становлении теоретических концепций и структурных моделей внутриплатной тектоники. Особенно быстро представления о процессах рифтинга и механизмах структурирования рифтовых областей развивались в последние два десятилетия. В результате детального изучения Европейской и Восточно-Африканской рифтовых систем, площадного рифта провинции Бассейнов и Хребтов, Байкальской рифтовой системы, грабенов системы Шаньси и некоторых других были намечены общие подходы к пониманию геодинамических причин рифтинга и выработана современная терминология структур и процессов областей континентального растяжения.

Байкальская рифтовая система, единственная крупная рифтовая система в пределах нашей страны, имеет почти двухсотлетнюю историю изучения и во многих отношениях является эталоном современных линейных рифтов. Тем не менее, огромный объем информации о Байкальской системе не интегрирован должным образом в мировой теоретический контекст. Этому препятствует прежде всего наличие семантических (в том числе терминологических) различий в описании структуры и морфологии рифтов в отечественной и зарубежной литературе, а также концептуальные различия в понимании причин и способов структурирования рифтовой области. Настоящая работа представляет собой попытку описания изученных (в том числе нашими исследованиями) особенностей структуры и

развития Байкальской рифтовой зоны в рамках общепринятых моделей и терминологии континентальных областей растяжения, адаптированных к специфическим особенностям Байкальской системы.

Основные черты строения и терминология областей линейного рифтинга

Байкальская рифтовая система является представителем очень характерного семейства линейных амагматических континентальных рифтов. Все они представляют собой области растяжения континентального масштаба, которые сложным образом вписаны в разнопорядковые коровые неоднородности и состоят из множества рифтовых бассейнов, группирующихся в линейные рифтовые зоны. Основным элементом Байкальской рифтовой системы является в настоящее время собственно Байкальская рифтовая зона, аналоги которой — это рифтовые зоны западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы (Танганьика и Малави). Все они настолько схожи по размерам, морфологии, структуре и механизмам формирования, что могут рассматриваться в качестве геодинамических двойников (Милановский, 1976). Это обстоятельство позволяет адаптировать для Байкальской зоны структурную терминологию областей растяжения, разработанную в многолетних исследованиях Восточно-Африканской рифтовой системы и распространенную затем на другие рифтовые сооружения.

Главной особенностью рифтовых зон является их крайняя гетерогенность. В целом — это совокупность разнородных и разнопорядковых тектонических блоков, которые в общей обстановке растяжения деформируются согласованно, но индивидуально. Поскольку расхождение плит, между которыми развивается рифт, более или менее «жесткое», однородное, а внутренняя структура площадей рифтинга — неоднородно-

блоковая, по границам блоков развивается ансамбль согласующих разрывных структур, которые аккомодируют различия в деформационном поведении отдельных доменов растяжения. В результате каждый разлом в системе динамически связан с другими, так что все элементы разрывной сети рифтовых зон образуют единую деформационную сеть.

В первом приближении рифтовые зоны можно представить как совокупность рифтовых бассейнов и разделяющих их положительных структур разного облика и строения. Рифтовые бассейны обычно вложены в полуграбены, которые, таким образом, оказываются основными структурными элементами рифтовых построек. Отдельные рифтовые бассейны имеют разные размеры и находятся на разных стадиях развития, что наиболее заметно проявляется в различиях их морфологии и осадочного заполнения. Бассейны подвижны и легко мигрируют по всей области растяжения, почти произвольно смещаясь относительно друг друга. Это отражается в изменчивом составе и мощностях риф-товых осадков, которые кажутся нерегулярными.

На самом деле, однако, многие континентальные рифтовые бассейны имеют очень похожие стратиграфические разрезы, включающие три основных толщи (Schlische, Withjack, 2009). Базальные горизонты представлены флювиальными образованиями, которые вверх относительно резко сменяются преимущественно глубоководными озерными отложениями, которые постепенно замещаются мелководными озерными и флювиальными осадками. Такое строение имеют и некоторые байкальские впадины, например Тункинская и Баргузинская. Регулярное стратиграфическое строение континентальных рифтовых бассейнов отражает регулярную динамику их заполнения. Смена наземных канальных образований глубоководными озерными отложениями связана с относительным углублением бассейна, которое обеспечивается не столько его абсолютным прогибанием, сколько пространственным совмещением с соседним бассейном, а последующее обмеление — с расхождением бассейнов и возвращением к индивидуальному развитию. При всей необычности такого сценария это служит наиболее реалистичным объяснением стратиграфии рифтовых бассейнов. Взаимная миграция бассейнов в пространстве рифтовой зоны, которая управляется сериями последовательных смещений в разрывах межбассейновых структур, имеет системный характер. В целом количество наборов структур, сегментирующих пространство рифтовой зоны, ограниченно, и каждый набор имеет собственный тренд тектонического развития. Это обстоятельство позволяет изучать структурно-геологическую историю рифтовых зон, а также предсказывать их геологическую судьбу.

Структуры ограничения рифтовых бассейнов

Структуры, разграничивающие рифтовые бассейны, представлены, как известно, двумя главными типами. Во-первых, это краевые сбросы полуграбенов,

почти всегда представленные сериями сближенных листрических разломов, иногда со сдвиговым компонентом смещения (в случае Байкальской рифтовой системы — чаще левостороннего). Амплитуды сбрасывания в краевом листрическом разломе нулевые на его концах и максимальные в его центральной части, к которой приурочен депоцентр образующегося полуграбена. Соответственно здесь же имеет место максимальная амплитуда горизонтального растяжения. В целом растяжение рифтовых бассейнов отчетливо асимметричное. Относительно депоцентра расширение полуграбенов происходит главным образом в сторону неразрывного борта, но при этом сами депоцент-ры смещаются в сторону отступающего краевого сброса. Это явление того же порядка, что и латеральное смещение срединно-океанских хребтов в случае асимметричного спрединга — ось рифтинга, как и ось спрединга, перемещается в направлении минимальных скоростей разрастания (Тевелев, 2005).

Краевые сбросы полуграбенов определяют поперечную зональность рифтовых зон, а их продольную сегментацию контролируют структуры, которые выравнивают, согласуют неоднородности режима растяжения в мозаике рифтовых бассейнов, приспосабливая их индивидуальное строение и деформирование к однородному расхождению плит, ограничивающих рифтовую систему. Сегментационные структуры очень разнообразны, их терминология до настоящего времени не устоялась, так же как до конца не ясна их индивидуальная кинематическая роль. Общепринятой классификации трансферных зон не существует, в литературе и геологической практике применяются классификации, в которых сегментационные структуры называются разными терминами (трансферные зоны, трансферные разломы, трансформные разломы, зоны аккомодации, зоны соединения, зоны сопряжения, релейные рампы и др.), причем геологический смысл и соподчиненность перечисленных понятий в разных классификациях различны.

Одна из первых классификаций, принадлежащая выдающемуся исследователю Восточно-Африканской рифтовой системы Брюсу Розендалю, основана на детальных сейсмических исследованиях рифтовых зон Танганьика, Руква, Малави, Туркана и др. и использует плановую конфигурацию сопряженных рифто-вых бассейнов как динамическую характеристику зон сегментации (Rosendahl et al., 1987). В этой классификации, имеющей дело с границами только разно-полярных рифтовых бассейнов, выделяются три вида граничных (аккомодационных) структур (рис. 1, А).

Зоны изоляции, расположенные между встречно-полярными полуграбенами, разделенными поднятиями дорифтовых структур.

Зоны интерференции, объединяющие противопо-лярные полуграбены. Формально они выглядят в разрезе как двусторонние грабены, но имеют на самом деле два депоцентра в краевых частях зоны и поднятие рифтовых осадков в ее центральной части.

Рис. 1. Классификации аккомодационных и трансферных зон областей континентального растяжения: А — зоны аккомодации в рифтовых бассейнах Восточно-Африканской рифтовой системы по Б. Розендалю, с небольшими изменениями (Rosendahl, 1987; Faulds, Varga, 1998); Б — трансферные зоны в системах растяжения по К. Морли и др., с изменениями (Morley et al.,

1990; Faulds, Varga, 1998)

Сдвиговые зоны представляют собой общие границы бассейнов, образованные слившимися краевыми сбросами встречного падения. Знак движения по таким сдвигам противоположен видимому латеральному расположению сбросов. Вообще, в любых зонах аккомодации, ориентированных косо к направлению растяжения, можно обнаружить как сдвиговые компоненты деформаций, так и растягивающие.

Нами было показано (Тевелев, 1997, 2003), что в мобильных рифтовых системах эти зоны имеют разную структурную судьбу. Зоны изоляции рано или поздно исчезают и переходят в зоны интерференции, зоны интерференции расширяются, и в их центральных участках образуются антиклинальные (точнее антиформные) структуры типа слившихся ролловеров. В зависимости от величины кулисного перекрытия

(overlapping) полуграбенов они могут быть продольными или косыми к простиранию бассейнов и могут служить ловушками для углеводородов. Сдвиговые зоны имеют тенденцию удлиняться. В том случае, если они примерно параллельны к общему направлению растяжения, они трансформируются в пулл-апарто-вые бассейны.

Более подробная классификация сегментирующих структур систем растяжения принадлежит Крису Морли с соавторами (Morley et al., 1990). В этой классификации все граничные зоны называются транс-ферными (рис. 1, Б). Они подразделяются прежде всего на зоны сопряжения (conjugate zone), по которым граничат разнополярные полуграбены, и синтетические зоны, обеспечивающие взаимодействие полуграбенов единой полярности. Зоны конъюгации представлены двумя группами структур — конвергентными, которые развиты между полуграбенами со встречным падением краевых сбросов, и дивергентными, в которых краевые сбросы погружаются друг от друга. Дальнейшая дифференциация трансферных зон связывается с величиной планового перекрытия полуграбенов, варьирующего от отсутствия перекрытия (approaching case) через частичное перекрытие (overlapping case) до полного перекрытия (collateral case). Общим случаем для зон коньюгации является коллинеарное расположение разнополярных краевых сбросов. В целом в модели К. Морли с соавторами выделяется 10 вариантов основного расположения соседних полуграбенов, которые реализуются минимально в 12 вариантах конфигурации трансферных зон, каждая из которых имеет индивидуальный режим развития.

Конвергентные и дивергентные трансферные зоны с нулевым перекрытием являются просто трансфер-ными разломами сдвиговой кинематики и полностью соответствуют сдвиговым аккомодационным зонам Б. Розендаля. В конвергентных трансферных сочленениях бассейны продолжают друг друга через зону трансфера, а в дивергентных — всегда расположены кулисно относительно друг друга. Трансферные зоны конъюгации с частичным перекрытием соответствуют зонам интерференции Б. Розендаля в случае конвергентных краевых сбросов и зонам изоляции в случае дивергентных сбросов. В случае полного перекрытия конвергентные трансферные зоны представлены двухсторонними грабенами с парой краевых депоцентров и центральным поднятием. Дивергентные трансферы представлены двусторонними горстами.

Синтетические трансферные зоны имеют индивидуальный облик. При нулевом перекрытии они представлены поперечным разломом сбрососдвиговой кинематики, при частичном — релейным рампом, однородным или ступенчатым, а при полном перекрытии — сочетаниями односторонне наклонных блоков различной морфологии.

Более поздняя классификация Дж. Фолдза и Р. Варги (Faulds, Varga, 1998), обобщающая многолетние

исследования по проблеме, не является кинематической и основана прежде всего на морфологии региональных сегментационных структур. В качестве подразделений первого ранга здесь рассматриваются зоны аккомодации и зоны трансферных разломов. Первые развиваются в пространстве между кулисно перекрывающимися краевыми сбросами. В случае однонаправленного залегания сбросов зоны аккомодации называются синтетическими, а в случае разнонаправленного залегания — антитетическими. Относительно простирания рифта они подразделяются на косые, поперечные и параллельные. По пространственной геометрии антитетические зоны подразделяются на антиклинальные и синклинальные, к другим типам зон аккомодации такие характеристики неприменимы.

К трансферам, в понимании Фолдза и Варги, относятся только поперечные разломные зоны, соединяющие системы сбросов разного ранга. По залеганию объединяемых сбросовых ассоциаций они также разделяются на антитетические и синтетические. Крупнейшие из них — это сдвиговые зоны, соединяющие латерально смещенные сегменты рифтовых систем или слепо их обрывающие. По динамическим характеристикам они играют в рифтовых системах ту же роль, что трансформные разломы в спрединговых хребтах, и в некоторых работах они также называются трансформами. В рассматриваемой классификации они называются окраинно-рифтовыми (rift-margin).

В целом под зонами аккомодации все исследователи понимают группы структур, которые согласовывают и поглощают напряжения, возникающие между зонами перекрытия (кулисами) активных сбросов. В областях, где величина перекрытия мала, обычно развиваются зоны аккомодации, параллельные к направлению растяжения (т.е. поперечные к рифту). Умеренное перекрытие производит косые трансферные зоны, а при больших перекрытиях генерируются аккомодационные зоны, перпендикулярные к направлению растяжения.

В нашей классификации трансферных структур, которая была опубликована одновременно с работой Фолдза и Варги, трансферные зоны подразделялись на группы по обстановкам образования, масштабу и положению в структуре (Тевелев, 1997). По обстанов-кам образования выделялись трансферы областей растяжения, областей сжатия и областей сдвигания. По масштабу различались большие трансферы, соединяющие смещенные по латерали крупные сегменты рифтовых или складчато-надвиговых систем, и малые трансферные зоны — границы однородных сегментов в локальных структурах сжатия и растяжения. В классификации Дж. Фолдза и Р. Варги большим трансферам растяжения соответствуют краевые рифтовые трансферные зоны. По структурным особенностям нами различались нормальные трансферы, согласующие структуры растяжения единой полярности или структуры сжатия единой вергентности, и инверсные трансферы, согласующие структуры растяжения (сжа-

тия) разной полярности (вергентности). В классификации К. Морли и др. (Мог1еу й а1., 1990) инверсные трансферы растяжения соответствуют системам ко-ньюгации, а нормальные трансферы растяжения — синтетическим зонам аккомодации.

В данной работе применительно к структурным особенностям Байкальской рифтовой зоны мы будем использовать следующую терминологию (рис. 2). Все граничные области между сбросовыми пакетами будут называться трансферными зонами, как было предложено нами ранее и К. Морли с соавторами (Мог1еу е1 а1., 1990). Для обозначения направления асимметрии полуграбенов мы будем использовать термин вер-гентность. Блоки с одинаковым залеганием сбросов и соответственно с одинаковой полярностью полуграбенов будут называться моновергентными, а с противоположным залеганием — бивергентыми, или ин-

версными. По величине перекрытия мы выделяем концевые соединения (с нулевым или отрицательным перекрытием), кулисные перекрытия и полные перекрытия.

Среди инверсных кулисных перекрытий мы выделяем, в какой-то мере сохраняя терминологию Б. Ро-зендаля, трансферные зоны изоляции, трансферные зоны интерференции и трансферные сдвиговые зоны. Взаимосвязи между способами соединения и архитектурой зон инверсных трансферов в областях растяжения достаточно сложны. Как было показано Б. Розендалем, полуграбены, соединенные сдвиговыми зонами или зонами изоляции, выражены относительно простыми, синтетически наклонными блоковыми структурами. В зонах интерференции наборы разрывов резко изменчивы: от наклонных горстов к усложненным «цветочным» структурам, которые де-

Рис. 2. Структурные модели и предлагаемая терминология трансферных зон областей растяжения. Пояснения см. в тексте

монстрируют различное (от транстенсивного до транс-прессивного) деформационное поведение.

В случае частичного перекрытия моновергентных полуграбенов в зоне перекрытия образуется релейный (эстафетный) рамп — моноклиналь, соединяющая висячее крыло одного сброса с лежачим крылом другого. При малом или нулевом перекрытии моновер-гентных сбросов их граничной структурой является классический трансферный разлом А. Гиббса, названный по имени британского исследователя, впервые применившего этот термин для областей растяжения («Мб, 1984).

Строение Байкальской рифтовой зоны

Байкальская рифтовая зона (БРЗ) объединяет группу бассейнов, образующих котловину оз. Байкал, и структуры, продолжающие их в северо-восточном и юго-западном направлениях (рис. 3). В крупнейшей впадине, залитой в настоящее время водами оз. Байкал, выделяются три крупных рифтовых бассейна с различной структурно-геологической историей — наиболее глубокие (древние?) Южно-Байкальский и Центрально-Байкальский бассейны и заметно более мелкий и, возможно, более молодой Северо-Бай-кальский бассейн. По мнению Н.А. Логачева (2003), Южный и Центральный бассейны, разделенные перемычкой с наложенной дельтой Селенги, в тектоническом смысле являются единым бассейном, но этому противоречат как морфология впадин, так и максимальная в регионе сейсмичность, приуроченная к структурам перемычки. Бассейны резко различаются по морфологическим характеристикам, и в пределах каждого из них выделяется по несколько сегментов индивидуального строения. Особую роль в строении и рельефе БРЗ играют крупные межбассейновые перемычки — Селингинско-Бугульдейкская и Ольхон-ско-Академическая, каждая имеет сложное строение и неоднородную динамическую природу. В западном направлении Южный бассейн кулисно подставляется суходольной Тункинской впадиной. Как правило, в южный набор байкальских бассейнов включают также еще более западные Хубсугульскую, Дарханскую и Бусеингольскую впадины, но, по нашему мнению, эти структуры с нехарактерным меридиональным простиранием, современный озерный уровень которых превышает байкальский более чем на 1100 м, имеют лишь опосредованное отношение к байкальскому рифтингу. Северо-Байкальской бассейн структурно продолжается в субаэральную Кичерскую впадину, которая далее к северо-востоку кулисно подставляется крупными Верхнеангарским, Муйским и Чарским бассейнами и множеством более мелких структур, выстраивающих вместе северное структурное ограничение Байкальской рифтовой системы.

Амплитуды дорифтового рельефа в пределах зоны достигают 10 км и более (Леви и др., 1997), а наиболь-

шие современные непрерывные крутые склоны вдоль главных сбросов (субаэральные плюс подводные) превышают 2 км. Из-за отсутствия прямых данных о составе и возрасте нижних секций разреза рифтовых впадин история начальных этапов развития БРЗ остается дискуссионной. Поверхностные рыхлые образования мелового и палеогенового возраста, которые рассматриваются иногда как маркеры начала рифтин-га (Логачев, 2003), могут иметь другую структурную позицию и относиться к другой системе ранних прогибов, не имеющей прямого отношения к современной рифтовой системе — аналогично мезозойским и более древним рифтовым впадинам Восточно-Африканской рифтовой системы. Фактическим материалом пока подтверждается миоценовый (возможно, позд-неолигоценовый) старт регионального растяжения (Казьмин и др., 1995), и в принципе эта дата удовлетворительно коррелируется с неотектоническими событиями в Индийско-Азиатской коллизионной области и на ее северной периферии.

Верхняя (плиоцен-четвертичная) часть разрезов рифтовых впадин отличается большим разнообразием фаций континентальных отложений. Отложения обычно грубые (конгломератовые) в бортовых частях впадин и более тонкообломочные в глубоких котловинах. По мнению С.К. Кривоногова (2010), развитие впадин до среднего плейстоцена и частично в среднем плейстоцене происходило в условиях низкогорья, отчего ледники и ледниковые аккумулятивные комплексы в это время не формировались. Ситуация резко изменилась в конце среднего плейстоцена, когда возник рельеф современного типа и в условиях глобального похолодания образовались горные ледники; их моренные и флювиогляциальные комплексы играют важнейшую роль в строении современного чехла БРЗ. В осадках прослежен на значительных глубинах каргинский уровень (МИС-3), он ограничивает сверху ранние моренные валы, проходит внутри полей про-лювиально-эоловых отложений и разделяет озерные толщи. Скорости погружения рифтовых бассейнов северо-восточной ветви БРЗ во вторую половину позднего плейстоцена и в голоцене оцениваются следующими величинами: Чарская — 1,4—2,8 мм/год, Муйская — 3,5, Верхнеангарская — 3,7—5,7, СевероБайкальская — 5,0—5,4 мм/год. В юго-западном окончании БРЗ (Тункинская и другие впадины) таких интенсивных погружений не обнаруживается (Кри-воногов, 2010).

По тектонофизическим соображениям величина погружения в полуграбенах, т.е. амплитуда сбрасывания висячих крыльев их краевых разломов, соответствует амплитуде поднятий их лежачих крыльев, а взятые вместе они определяют величину горизонтального растяжения рифтовых структур. Приведенные данные можно трактовать в том смысле, что после среднего плейстоцена интенсивность рифтинга в БРЗ резко усилилась.

Малое море  Ольхон - ^^ Центральный бассейн

Приольхонье-Центральный бассейн

Бугульдейка

Южный бассейн

Южный бассейн

Рис. 3. Морфология и разломная структура Байкальской рифтовой зоны. Цифровая модель рельефа

п-ов Святой Нос

Ушканьи о-ва;

Приморской разлом

о. Ольхой!

\ Морской разлом Юбручевский сбросу

J ж<йвЖ'. Кукуйская Грива

у/У)у\. < I ия».  -—

ß и \дельта Селенги

шШШШШЙиШШ

Посольская банкам • Щ

ЩЦ'/ШшяшшшШШ.

Масштаб карты Линии профилей Масштабы 0 5.0 IQOkm ^__профилей

100 км

Кичерский бассейн

I

- I i . I

2) Северный и Баргузинекий бассейны

Северный и Баргузинский бассейны

(4} Северный бассейн -Академический хребет - Святой Нос

(5) Малое море - Академический хребет - Центральный бассейн

Сегментация Байкальской рифтовой зоны

Способы сочленения отдельных рифтовых бассейнов Байкальской зоны и их внутренних сегментов разнообразны, и общепринятых представлений о наборе и кинематике сочленяющих структур в настоящее время еще не выработано, хотя главные разрывные нарушения этой области были последовательно откартированы и отдешифрированы на геофизических и дистанционных материалах (Казьмин и др., 1995; Леви и др., 1995; Лунина и др., 2009; Шерман и др., 1992). В целом разномасштабные разрывные нарушения региона образуют закономерный структурный рисунок (рис. 3). Они контролируют прогибание рифтовых депрессий, действуя как разрывы смешанной кинематики с амплитудой вертикальных смещений от сотен до нескольких тысяч метров. Хотя горизонтальный компонент присущ практически всем крупным разломам, максимальные сдвиговые движения характерны в первую очередь для субширотных структур, причем амплитуды сдвига в отдельных разломах не превышают 1,2 км (Шерман и др., 1992). Главные разломы наследуют докайнозойские коро-вые структуры, испытавшие резкую реактивацию в течение кайнозойской эволюции БРЗ. В кинематическом смысле региональные дорифтовые разломы представлены нормальными сбросами, сбрососдвигами, сдвигами и даже взбросами; их основные простирания северо-восточные, меридиональные и субширотные. В кайнозойское время большинство разломов, независимо от их предшествующей кинематики, развивались как сбросы или сбрососдвиги (Леви и др., 1995).

Направление латерального смещения по разрывам достаточно жестко определяется их ориентировкой. Широтные и северо-западные разломы имеют левостороннюю компоненту смещений, в то время как меридиональные и северо-северо-восточные — правостороннюю. Эти взаимоотношения связываются С.И. Шерманом с происхождением Байкальской рифтовой системы, которая маркирует дивергентную границу между жесткой Сибирской платформой на северо-западе и Забайкальской плитой на юго-вос-

токе. Впрочем, в локальных бассейнах БРЗ связи между простиранием и кинематикой разрывов могут быть другими. В общей динамической схеме Байкальской рифтовой системы широтные разрывные зоны, ограничивающие с севера и юга Байкальскую рифтовую систему, рассматриваются С.И. Шерманом и К.С. Леви в качестве трансформ (Шерман, Леви, 1977). Особенности сегментации БРЗ рассматриваются ниже в рамках трансферных моделей.

Основные трансферные зоны Байкальской рифтовой зоны

В строении БРЗ четко выделяются рассмотренные выше типы трансферных структур. Главные из них показаны на моделях отдельных сегментов БРЗ (рис. 4). При построении моделей использовались сведения о морфометрии поверхностного и подводного рельефа БРЗ, которые включали данные топокарт масштаба от 1:1000 000 до 1:100 000 для отдельных регионов, Мировые DEM в открытых пакетах GeoMapApp Колумбийского университета и покрытиях Google Earth, а также батиметрические карты и гриды, полученные при площадном эхолотировании территории оз. Байкал (De Batist et al., 2002). Для анализа структурной ситуации использовались как многочисленные опубликованные материалы (Леви и др., 1995; Мац и др., 2001; Саньков и др., 1999), так и результаты авторских наблюдений (Тевелев и др., 2010). Исключительно важной оказалась информация по сейсмическим профилям района подводного Академического хребта (Казьмин и др., 1995) и соседних районов БРЗ.

Южный бассейн оз. Байкал (рис. 4) ограничен с юго-запада левосторонней сдвиговой зоной Култук, по которой он сопряжен с Тункинским бассейном (напомню, что сдвиговые трансферы растяжения имеют знак движения, противоположный видимому смещению растягивающихся структур) и морфологически разделен на два сегмента, которые граничат по Ангарской трансферной зоне с небольшим, также левосторонним смещением. Западный сегмент Южного бассейна (Култукский, по (Леви и др., 1997)) — это

Рис. 4. Трансферные зоны и структурные модели основных сегментов Байкальской рифтовой зоны (БРЗ): А—Д — структурные модели: А — Северный бассейн, Б — Ольхон-Академическая перемычка, В — Приольхонский сегмент, Г — Бугуль-дейская перемычка, Д — Южный бассейн; 1 — трансферные зоны (в том числе трансферные разломы); 2 — уступы сбросов и сбросо-сдвигов; 3 — синрифтовые осадки; 4 — пологие склоны односторонних грабенов; 5 — эпицентры землетрясений 2000 — 2010 гг. (база данных USGS); 6 — дельта р. Селенги; 7 — направление активного растяжения бассейнов; 8 — направление пропагации бассейнов; 9 — знак движения на сдвиговых трансферах. Цифры в кружках — структурные элементы БРЗ (одинаковые номера соответствуют одним и тем же элементам на всех схемах): 1 — Култукский полуграбен — западная часть Южного бассейна; 2 — восточная часть Южного бассейна; 3 — Ангарский сдвиговый трансфер; 4 — уступ Обручевского сброса; 5 — Посольский сброс; 6 — система сбросов восточного ограничения Бугульдейской зоны интерференции; 7 — уступ Приморского сдвигосброса; 8 — уступ Морского сброса; 9 — осевой трансфер Центрального бассейна; 10 — Кукуевско-Посольская антиформа; 11 — Голоустинский бассейн; 12 — Бугульдейский бассейн; 13 — Кучелгинский грабен; 14 — релейный рамп Тонка; 15 — грабен Малого моря; 16 — зона раскрытия Ольхонских ворот; 17 — трансфер-ный сдвиг Шунтэ; 18 — полугорст о. Ольхон; 19 — Приольхонская ступень; 20 — Центральный бассейн; 21 — зона изоляции Академического хребта; 22 — трансферный сдвиг Хобой; 23 — полугорст п-ова Святой Нос; 24 — зона интерференции Ушканьего бассейна; 25 — Центральная сдвиговая трансферная зона; 26 — уступ Байкальского сброса; 27 — Замский бассейн; 28 — полуграбен Северного бассейна; 29 — релейный рамп мыса Заворотный; 30 — Рельский бассейн; 31 — трансфер Омагачан; 32 — трансфер Фролиха; 33 — трансфер Амнундакан; 34 — Сосновская моновергентная сбросовая система; 35 — Кичерский бассейн. В качестве тоновых карт подводного рельефа главных сегментов Байкала (изображения справа) использовано обработанное покрытие GoogleEarth. Цифровая батиметрия Байкала приведена по переработанной модели П.П. Шерстянкина и др. (2006), M. Де Батиста и др. (de Batist et al., 2002).

нормальный полуграбен северной полярности, ограниченный амплитудным Обручевским сбросом. Восточный сегмент Южного бассейна имеет более сложное строение. Он ограничен крутыми краевыми сбросами с обеих сторон, причем в южном борту развита целая система косых кулисных разрывов, выделяющих узкие релейные рампы, а ложе впадины наклонено в западном направлении. В центральной части бассейна расположена область наиболее глубоких отметок Южного бассейна (1446 м), и в целом этот сегмент оформлен скорее как интерференционная зона с небольшим поднятием рифтовых осадков в его северной части. Восточное замыкание бассейна круто врезано в дельту Селенги и поднятие Посольской банки, на которой бурением были вскрыты мощные разрезы миоцен-четвертичных образований преимущественно в мелкоземных фациях. Ангарская трансферная зона выражена в рельефе дна системой кулисных субмеридиональных структур. В граничащих вдоль трансферной зоны сегментах заметно смещены депоцентры, а в сейсмическом поле зона перехода проявлена плотным максимумом слабых и средних землетрясений, которые уменьшают глубинность от западного к восточному сегменту.

Внешняя сбросовая граница Южного бассейна продолжается на северо-восток через суходольную равнину дельты Селенги. Вместе с кулисно перекрывающими ее Приморским сбрососдвигом и Морским сбросом в северо-западном борту Байкала они выделяют обширную зону интерференции Бугульдейка (рис. 4, Г), почти полностью заполненную встречными веерами дельтовых отложений Селенги и Бугульдейки. Зона интерференции имеет сложную, в целом ромбовидную конфигурацию. Ее северо-западную границу образуют расщепленные краевые сбросы Приморской и Морской разломных зон. Юго-восточный фланг Бугульдейской зоны представлен эшелонированными сбросами, из которых тыловой ограничивает область дельтовых осадков Селенги, а фронтальный подстраивает краевой сброс Южного бассейна и трассируется на северо-восток (в основании Центрального бассейна) до структур Ольхона. Именно к этой разрывной зоне стянуты многочисленные современные сейсмические очаги. Исходная морфология Бугульдейской зоны остается не вполне ясной. В ее северо-западном борту расположены две слегка косых друг к другу впадины (Голоустинская и Бугульдейская), разделенных дельтой Бугульдейки и морфологически не связанных ни с Северным, ни с Центральным бассейном. Осевая область трансферной зоны интерференции четко выражена продольным поднятием рифтовых осадков, которое вклинивается в Южный и Центральный бассейны и представлено на юге Посольской банкой, а на севере — Кукуйской гривой. В то же время впадина в районе предполагаемого депоцентра в горле дельты Селенги полностью заполнена аллювиально-дельтовыми осадками.

Следующий к северо-востоку Центральный сегмент рифтовой зоны, расположенный между Бугуль-

дейской перемычкой и Северным бассейном, имеет самое сложное строение (рис. 4, Б, В). Северо-западным ограничением сегмента служит Приморский разлом, наследующий раннепалеозойский коллизионный шов. Прямолинейная форма его сбросового эскарпа скорее всего свидетельствует о наличии сдвигового компонента в движениях по разлому. К эскарпу прижат узкий релейный рамп Тонта, очень полого погружающийся в северо-восточном направлении. Рамп разбит системой поперечных сбросов, придающих ему клавишный облик. С юго-востока рамп ограничен узким Кучелгинским (Чернорудским) грабеном, который постепенно расширяется на северо-восток и уходит под воды Байкала, образуя пролив Малого моря. Раскрытие Маломорского бассейна приводит к отодвиганию Ольхонского блока от Приморского сброса, образованию косого раздвига в области Ольхонских ворот и левого сдвига Шунтэ на восточном замыкании Ольхона. Кучелгинский грабен и Малое море являются, по сути, осложнением депо-центра огромного полуграбена, поднятая часть которого (горст) представлена западной частью о. Ольхон и Приольхонским регионом. Со стороны Байкала они ограничены грандиозными сбросовыми структурами северного борта Центрального бассейна (Морской сброс), его депоцентр прижат к этой границе, и именно здесь расположена одна из наиболее глубоких точек дна оз. Байкал (1637 м). Точка резкого излома южного берега Ольхона в районе мыса Ухан соответствует тройному сочленению сбросов, юго-западный из которых прослеживается по дну озера до Бугульдейской зоны и, как отмечалось выше, заметно выражен в структуре сейсмического поля. Продольный профиль Центрального бассейна резко асимметричен. От Бу-гульдейской зоны в восток—северо-восточном направлении днище бассейна погружается довольно полого, а на восточном замыкании, в районе Святого Носа, днище вложено в многоярусные сбросовые уступы высотой 1,0—1,5 км.

В целом область Ольхонских горстов продолжается в северо-восточном направлении через весь Байкал подводным Академическим хребтом и кулисно подставляющим его поднятием Святого Носа. Эта крупнейшая в Байкальской рифтовой зоне поперечная перемычка имеет сложное строение. В плане она состоит из нескольких левокулисных поднятий, но в целом от восточной части о. Ольхон до Ушканьих о-вов представляет собой зону изоляции, ограниченную ку-лисно перекрывающимися сбросовыми системами, падающими друг от друга. В отличие от зон интерференции зоны изоляции структурно неустойчивы и подвергаются разрушению или тектонической эрозии, из-за того что их краевые сбросы постоянно смещаются от депоцентров полуграбенов навстречу друг другу.

Восточный крутой склон о. Ольхон (от мыса Ижи-мей до мыса Хобой) имеет сдвигосбросовую природу (сдвиг Шунтэ), вдоль которого Ольхон выжат в юго-юго-восточном направлении в связи с раскрытием

Малого моря. Нижняя часть огромного уступа представляет собой сегмент Морской разломной зоны и входит в систему сбросов юго-восточного ограничения подводного Академического хребта, которая прослеживается до Ушканьих о-вов и всюду имеет юго-восточное падение. Верхняя часть уступа входит в систему кулисных сбросов (трансферная зона Хобой), которые продольно сегментируют подводное поднятие. Сооружение Святого Носа представлено крупным полугорстом, поверхность которого наклонена к континенту, а его уступ северо-западного падения вместе со встречными сбросами Академического хребта ограничивает небольшой бассейн Ушканьих о-вов, представляющий собой трансферную зону интерференции.

Сбросы северного уступа горста Святого Носа четко прослеживаются в юго-западном направлении, в структуры Центрального бассейна. Они отграничивают от его довольно плоского днища, выработанного на многокилометровой толще осадков, сложнейший многоярусный склон с хорошо выраженными подводными каньонами, обеспечивающими турбидитную седиментацию на дне бассейна.

Краевые сбросы обоих флангов Академической зоны изоляции, бассейна Ушканьих о-вов, северного ограничения горста Святого Носа и Чивыркуйского залива сливаются севернее Святого Носа в единую разломную зону, которая на востоке кулисно подставляется краевыми сбросами Северного бассейна, а на западном борту Байкала переходит со сменой вер-гентности в структуры Приморского хребта. В целом это левосторонняя Центральная сдвиговая трансферная зона со значительной сбросовой составляющей представляет собой один из важнейших структурных элементов современного Байкала.

Северный бассейн по структуре напоминает Центральный, но имеет менее контрастное строение. Его юго-западное замыкание в районе мыса Арал вложено в зону кулисного перекрытия Приморского и Байкальского разломов единого юго-восточного падения. Днище этого бассейна, который обычно называется Замским, полого наклонено на северо-восток, так что бассейн в этой части является релейным рампом. Приморский сброс по простиранию довольно быстро меняет падение (co-axial case, по К. Морли, соединения инверсных бассейнов) и в качестве Центральной трансферной зоны ограничивает с севера подводный Академический хребет. Вблизи районов максимальных глубинных отметок Северного бассейна (мыс За-воротный) основной сброс Байкальской разломной зоны кулисно подставляется серией краевых сбросов разного размера и таким образом продолжается до устья р. Рель. В зоне перекрытия сформирован крупный релейный рамп мыса Заворотного, на поверхности которого зафиксированы точки с самыми интенсивными тепловыми потоками Байкальской рифтовой зоны (Маттон, Клеркс, 1995; Delvaux et al., 1999). Севернее мыса Заворотного до устья р. Рель Северный бассейн выглядит нормальным полуграбеном с тесно

прижатым к краевому сбросу депоцентром. Севернее устья р. Рель строение бассейна резко меняется за счет появления более длинного и пологого западного склона и смещения депоцентра в осевую часть впадины. Внешние сухопутные границы бассейна отчетливо меняют ориентировку, разворачиваясь по часовой стрелке до простираний 45° и более, и отвечают ориентировке границ северных рифтовых впадин Байкальской рифтовой зоны — Кичерской и Нижнеангарской. В наклонном днище Рельского сегмента появляются два узких депоцентра, что позволяет рассматривать его как зону интерференции пулл-апар-товой природы.

Самым сложным для кинематической интерпретации является юго-восточная часть Северного бассейна, от устья Чевыркуя до устья Давши. От основной части Северного бассейна она отделена поднятием, кулисно продолжающим Академический хребет и прорезанным двумя понижениями. К востоку от поднятия расположена область клавишного строения с впадинами до 700 м и более ниже уровня Байкала и плоской вершинной поверхностью около —500 м. Границы блоков имеют геометризованные очертания северовосточной и северо-северо-западной ориентировки. Такие же соотношения наблюдаются и в береговых структурах этой части восточного борта Байкала, имеющих резкое клавишное строение. Наземные дельты Сосновки, Давши, Большой и других рек образуют днища локальных полуграбенов треугольных очертаний с северо-восточным простиранием краевых сбросов и северо-западным простиранием блоковых ограничений разделяющих их поднятий.

Принято считать, что Северный бассейн рассечен разломными зонами преимущественно северо-восточного простирания (Леви и др., 1997), которые наследуют структурный план сооружений Байкало-Па-томского нагорья. Их подводная структура не очень ясна, но в морфологии береговых структур они образуют четкие плановые ступени, разграниченные эшелонированными разрывами, так что их общую кинематику определяют как сдвигосбросовую. При этом, однако, не менее четко (а иногда и более четко) выражены блоковые границы северо-западного простирания, более редкие, но морфологически выраженные более резко и «понятней» проявленные в сейсмическом поле. Кинематические соотношения указанных сегментационных структур являются ключевыми для понимания режима растяжения бассейнов Байкальской рифтовой зоны.

Кичерский рифтовый бассейн начинает ряд суходольных впадин, которые через разрывные зоны того же северо-восточного простирания прослеживаются в восточном направлении примерно на 600 км и включают Верхнеангарскую, Муйскую, Чарскую, Токкин-скую и несколько малых впадин, которые сочленяются преимущественно сдвиговыми зонами и развиваются скорее как пулл-апарты.

Трансферы и трансформы

Моделирование строения и развития систем растяжения предполагает, как правило, конструирование реальных структур, вдоль которых это растяжение физически реализуется. Модельными регионами для таких построений служат океаны (на самом деле их спредингово-трансформные системы), поэтому для ранних палеореконструкций континентальных рифтов также использовались такие понятия, как границы плит, трансформы, полюса раскрытия и отрывы (как бы аналоги спрединговых центров). В конце 1970-х гг. почти одновременно были опубликованы две такие модели. В работах С.И. Шермана и К.С. Леви в качестве трансформных зон рассматривались северное и южное широтные ограничения Байкальской рифтовой системы, представленные мозаичными наборами впадин растяжения и ограничивающих их разрывов (Шерман, Леви, 1977). Структурный рисунок обеих зон отвечает обстановкам левостороннего сдвигания. Обе граничные зоны не имеют сквозных сдвиговых трасс, тем не менее по довольно условной ориентировке предполагаемых трансформных разломов был определен полюс раскрытия рифтовой системы в районе плато Путорана.

Л.П. Зоненшайн с соавторами (1978, 1979) на основании анализа механизмов землетрясений Байкальского региона обосновали юго-восток — северозападное раздвижение впадин Байкальской системы с полюсом в районе Удокана, а в качестве трансформ представил цепочки землетрясений юго-юго-восточного простирания. Обе схемы, несмотря на резко различающиеся результаты, имеют право на существование (Балла и др., 1990), но их общей трудностью является то, что показанные на схемах трансформы в реальных сдвиговых структурах не выражены.

В этих построениях использованы допущения, которые в настоящее время уже нельзя считать полностью адекватными.

1. Трансформы выглядят линейными (и тем более прямолинейными) только в очень мелком масштабе. Реально это зоны иногда шириной в десятки километров со сложной внутренней структурой, в том числе с косыми кулисными разрывами, присдвиго-выми впадинами и поднятиями.

2. Знак движений на спрединговых трансформах зависит только от конфигурации спрединг-транс-формной системы и не специфичен относительно ориентировки трансформы, поскольку трансформы являются пассивными элементами в этой системе. Однако в континентальных областях растяжения как раз сдвиги могут быть активными структурами, и в этом случае знак движения на них обязательно кор-релируется с их ориентировкой. Сдвиги, встроенные в континентальные системы растяжения, являются не трансформными, а трансферными (Тевелев, 2003, 2005).

3. Разрывы, которые аккомодируют растяжение континентальных рифтов, не являются отрывами —

практически всегда это сбросы листрического облика. Из-за высокого теплового потока в рифтовых областях эти разрывы выполаживаются на относительно небольших глубинах в первые километры. Крутизна байкальских сбросовых субаквальных склонов редко превышает 30°, а наблюдаемые поверхностные крутые до вертикальных склоны выработаны абразией. Отсутствие вертикальных доменов растяжения резко усложняет картину структурирования континентальных рифтов по сравнению со спрединговыми центрами.

4. Рифтовые впадины могут формироваться в нормальных полуграбенах и разрастаться поперек длинной оси бассейна, а могут развиваться как пулл-апарты и растягиваться вдоль длинной оси — со всеми переходами между крайними случаями.

5. Каждый домен растяжения внутри рифтовой системы может развиваться по собственному сценарию, но при этом на границах соседних доменов непременно возникают выравнивающие (аккомодирующие, трансферные) структуры, по облику которых можно восстановить особенности и тренды их развития.

6. Системы растяжения, даже линейные, редко являются одноосными. Обычно таких осей несколько, так что разрастание большинства рифтовых зон лучше описывается термином рафтинг. В этом смысле можно трактовать и известные представления Н.А. Логачева (2003) о двухстороннем разрастании Байкальского рифта в северо-восточном и западно-юго-западном направлениях от инициального Южного бассейна. Поскольку эти направления не являются соосными, это предполагает площадное (рафтовое) растяжение рифтовой области.

Предполагаемая модель

Полученные результаты дают возможность представить или смоделировать структурное развитие Байкальской рифтовой зоны. Если подытожить наши знания о развитии трансферных структур (Тевелев, 2003), можно сформулировать четыре основных тренда их развития.

• Зоны изоляции нестабильны, а поэтому малочисленны. Их развитие заканчивается переходом в зоны интерференции.

• Зоны интерференции могут развиваться неопределенно долго, но рано или поздно осевое поднятие, формирующееся в этих структурах, превращается в односторонний или двусторонний горст, а соответственно бассейн продольно сегментируется с образованием нормального полуграбена и новой зоны интерференции или двух зон интерференции.

• Реально долговечны только трансферы, параллельные направлению растяжения в рифтах. Трансферы, косые к этому направлению, используются, вероятно, как временные границы бассейнов, постоянно меняющих конфигурацию и как бы перескакивающих с трансфера на трансфер.

• Рифтовые сегменты, ограниченные трансферами растяжения, имеют тенденцию удлиняться вдоль оси

растяжения и образовывать коленообразные изгибы рифтовых систем, имеющих скорее пулл-апартовую природу.

Для уверенной идентификации трансферных структур необходимы данные о детальной структурной геологии изучаемой области. Помимо многочисленных литературных данных по этому поводу мы использовали наши полевые исследования в Приольхонье. Мы ставили задачу определить кинематику новейших синрифтовых структур с целью выяснения параметров растяжения Приольхонья и Байкальской рифто-вой зоны в целом. Было выяснено (Тевелев, Федоровский, 2010), что в современной структуре региона присутствуют новейшие тектонические элементы, которые соответствуют как поперечному, северо-запад — юго-восточному растяжению Приольхонского региона, так и его продольному растяжению (и соответственно относительному поперечному сжатию). Структуры, отвечающие северо-запад — юго-восточному растяжению Байкальской рифтовой зоны, выражены прежде всего продольными сбросами и сбро-сосдвигами, четко контролирующими продольную зональность и ступенчатость региона. Их главные представители — это Приморский сброс, рамп Тонта, Кучелгинский (Чернорудский) грабен, переходящий по простиранию в грабен Малого моря, Главная сдвиговая зона Приольхонья, Ольхонский полугорст, краевые сбросы Средне-Байкальского бассейна.

В то же время анализ горизонтальных смещений маркерных толщ этой территории раскрывает продольное растяжение и относительное поперечное сжатие Приольхонья. Все крупные субмеридиональные разрывные зоны демонстрируют явные (до многих десятков метров) левосторонние смещения, а субширотные — правосторонние. Наиболее значительный по видимой амплитуде сдвиг Томота (120—160 м) в центральной части региона прослеживается от оз. Холба-Нур практически до главного эскарпа зоны Приморского сброса. То что это именно молодые нарушения, а не препарированные древние швы, показывают их прекрасная выраженность в рельефе и, главное, регулярные смещения песчаных толщ, реликтов плейстоценовых долин, прослеженных нами от правобережья Анги до бухты Орсо. Другое свидетельство такого режима — ступенчатое и клавишное строение релейного рампа Тонта, в котором отдельные клавиши имеют выраженное грабен-горстовое строение, характеризующее продольное растяжение рампа. Очень интенсивно поперечная сбросовая тектоника развита в этой же структуре на берегу Малого моря.

Полученные данные могут быть интерпретированы в том смысле, что в регионе имеет место площадное

растяжение (рафтинг), главная ось которого при одних локальных условиях оказывается юго-восточной, а в других — северо-восточной. В разные времена движения по одним и тем же зонам могли быть различными. Изменение обстановок деформирования в Приольхонском регионе подтверждается структурными данными, в том числе обнаружением молодого надвига в основании главного сбросового эскарпа Приморского хребта, который таким образом менял несколько раз кинематику в плиоцен-четвертичное время. Важные свидетельства изменения условий деформирования Байкальской рифтовой зоны в плиоцен-четвертичное время опубликованы во многих работах (Казьмин и др., 1995; Кривоногов, 2010; Леви и др., 1997; Мац и др., 2001).

Какая тенденция преобладает в настоящее время? Анализ современной сейсмичности Байкальской риф-товой системы склоняет скорее к варианту максимального северо-восточного удлинения региона, связанного с интенсивным разрастанием (пропагацией) рифтовых доменов, ограниченных разломными зонами северо-восточного простирания, как правило, сейсмически активными. Эти разломы почти непременно имеют сдвиговый компонент движения, а самые крупные их них типа Центральной трансферной зоны или границ Кичерского и Верхнеангарского бассейнов являются трансферными сдвигами. Во внешних торцах этих бассейнов формируются все более молодые сбросовые структуры, которые проявлены, кроме всего, цепочками эпицентров землетрясений. Краевые сбросы главных бассейнов в настоящее время в сейсмическом поле выражены относительно слабо. Исключением является только Селенгинской сегмент Бугульдейской зоны интерференции, в котором висячее (опускающееся) крыло краевого сброса перегружено осадками мощной дельты Селенги, и это ясно сказывается в увеличении интенсивности деформаций.

Аналогом Центрального бассейна Байкала является, вероятно, бассейн Руква в западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы, соединивший 2,5—0,7 млн лет назад рифтовые зоны Танганьика и Малави. Развитие Центрального бассейна привело примерно в то же время к объединению в единой ванне Южного и Северного бассейнов. Центральный бассейн растягивается вдоль структур, параллельных оси максимального растяжения рифтовой системы, и в современной динамике, как и бассейн Руква, является пулл-апартом. Следующим этапом развития Байкальской рифтовой зоны будет, как мы предполагаем, кулисное объединение Центрального и Баргузинского бассейнов и очередное обводнение последнего.

ЛИТЕРАТУРА

Балла З., Кузьмин М.И., Леви К.Г. Кинематика раскрытия Байкала // Геотектоника. 1990. № 2. С. 80—92.

Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А., Мишарина Л.А., Соло-ненко Н.В. Тектоника плит Байкальской горной области и Станового хребта // Докл. АН СССР. 1978. Т. 240, № 3. С. 669-672.

Зоненшайн Л. П., Савостин Л. А., Мишарина Л. А., Соло-ненко Н. В. Геодинамика Байкальской рифтовой зоны и тектоника плит Внутренней Азии // Геолого-геофизические и подводные исследования озера Байкал. М.: Изд-во Ин-та океанологии АН СССР, 1979. С. 157-203.

Казьмин В.Г., Гольмшток А. Я., Клитгорд К. и др. Строение и развитие района Академического хребта по данным сейсмических и подводных исследований // Геология и геофизика. 1995. Т. 36, № 10. С. 164-176.

Кривоногов С.К. Осадконакопление во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене: Дисс. на соиск. уч. степ. докт. геол.-минерал. наук. Иркутск, 2010.

Леви К.Г., Аржанникова А.В., Буддо В.Ю. и др. Современная геодинамика Байкальского рифта // Разведка и охрана недр. 1997. № 1. С. 10-20.

Леви К.Г., Бабушкин С.М., Бадардинов А.А. и др. Активная тектоника Байкала // Геология и геофизика. 1995. Т. 36, № 10. С. 154-163.

Логачев Н.А. История и геодинамика Байкальского рифта // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 5. С. 391-406.

Лунина О.В., Гладков А.С., Неведрова Н.Н. Рифтовые впадины Прибайкалья: тектоническое строение и история развития. Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2009. 316 с.

Маттон К., Клерке Ж. Структура бассейна в западной части Северного Байкала: район мыса Заворотный // Геология и геофизика. 1995. Т. 36, № 10. С. 177—182.

Мац В.Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2001. 249 с.

Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976. 279 с.

Саньков В.А., Леви К.Г., Кале Э. и др. Современные и го-лоценовые горизонтальные движения на Байкальском геодинамическом полигоне // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 3. С. 422-430.

Тевелев Арк. В. Кинематика трансферов // Структурные парагенезы и их ансамбли. М.: ГЕОС, 1997. C. 172—174.

Тевелев Арк. В. Структура и кинематика зон трансферных сдвигов // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол. 2003. № 2. C. 3—18.

Тевелев А.В. Сдвиговая тектоника. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2005. 254 с.

Тевелев А.В., Федоровский В.С., Коварская В.Е. Гляцио-тектонические валунно-глыбовые покровы Приольхонья // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя: Мат-лы XLIII Тектонич. совещ. М.: ГЕОС, 2010. C. 346- 350.

Уфимцев Г.Ф. Морфоструктурное значение листрических сбросов в Байкальском рифте // Геотектоника. 1993. № 6. C. 88-93.

Хлыстов О.М., Мац В.Д., Воробьева С.С. и др. Строение и развитие подводного Академического хребта (озеро Байкал) // Геология и геофизика. 2000. Т.41, № 6. С. 819—824.

Шерман С.И., Леви К.Г. Трансформные разломы Байкальской рифтовой системы // Докл. АН СССР. 1977. Т. 233, № 2. С. 461-463.

Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разло-мообразование в литосфере. Зоны растяжения. Новосибирск: Наука, 1992. 262 с.

Шерстянкин П.П., Алексеев С.П., Абрамов А.М. и др. Батиметрическая компьютерная карта озера Байкал // Докл. АН. 2006. Т. 408, № 1. С. 102-107.

Delvaux D., Fronhoffs A., Hus R. Poort J. Normal fault splays, relay ramps and transfer zones in the central part of the Baikal rift basin: insight from digital topography and bathymetry // Bull. Centre Rech. Elf Explor.- Prod. 1999. Vol. 22, N 2. P. 341-358.

De Batist M., Canals M., Sherstyankin P., Alekseev S. & the INTAS Project 99-1669 Team. 2002. A new bathymetric map of Lake Baikal. Scientific Drilling Database. doi:10.1594/GFZ. SDDB.1100.

Faulds J.E., Varga R.J. The role of accommodation zones and transfer zones in the regional segmentation of extended ter-ranes // Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 1998. N 323. P. 1-45.

Gibbs A.D. Structural evolution of extensional basin margins // J. Geol. Soc. London. 1984. Vol. 141. P 609-620.

Jolivet M., De Boisgrollier T., Petit C. et al. How old is the Baikal rift zone? Insight from apatite fission track thermochrono-logy // Tectonics. 2009. Vol. 28. doi:10.1029/2008 TC002404.

Morley C.K., Nelson R.A., Patton T.L., Munn S.G. Transfer zones in the East African rift system and their relevance to hydrocarbon exploration in rifts // AAPG Bull. 1990. Vol. 74. P. 1234—1253.

Rosendahl B.R. Architecture of continental rifts with special reference to East Africa // Ann. Rev. Earth and Planet. Sci. Lett. 1987. Vol. 15. P. 29-43.

Rosendahl B.R., Kilembe E., Kaczmarick K. Comparison of the Tanganyika, Malawi, Rukva and Turkana rift zones from analysis of seismic reflection data // Tectonophysics. 1992. Vol. 213. P. 235-256.

Schlische R.W., Withjack M.O. Origin of fault domains and fault-domain boundaries (transfer zones and accommodation zones) in extensional provinces: Result of random nucleation and self-organized fault growth // J. Struct. Geol. Spec. issue. 2009. N 31. P. 910—925.

Scholz C.F., Hutchinson D.R. Stratigraphic and structural evolution of the Selenga Delta Accommodation Zone, Lake Baikal Rift, Siberia // Int. J. Earth Sci. 2000. Vol. 89. P. 212-228.

TRANSFER ZONES OF BAIKAL RIFT SYSTEM Arcady V. Tevelev

Continental rift system is intrinsically a set of heterogeneous tectonic blocks which deform concertedly but particularly in general tension environment. Along block boundaries there is developing assemblage of matching deformational structures that accommodate differences in structural styles of the separate tensional domains. Generally there is only limited number of deformation complexes which are segmenting a space of the rift area, and moreover each complex has its specific evolutionary trend. That is a point coming from which we can predict a future state of the whole system. In this paper, segmentation of the Baikal rift zone has been analyzed in terms of transfer and accommodation zones approved as a standard description for large continental rift architecture.

Key words: rift, transfer zone, Baikal.

Сведения об авторе: Тевелев Аркадий Вениаминович — докт. геол.-минерал. наук, проф. каф. региональной геологии и истории Земли геологического ф-та МГУ имени М.В. Ломоносова, e-mail: arctevelev@rambler.ru