CC BY
32
УДК 550.83:551.24(571.5)
СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПАССИВНОГО РИФТОГЕНЕЗА В ГРАВИТАЦИОННЫХ МОДЕЛЯХ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ А.М. Петрищевский Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН, г. Биробиджан
В результате формализованной статистической обработки и тектонической интерпретации гравитационных аномалий определены главнейшие черты реологической расслоенности земной коры и верхней мантии Забайкалья, выявлена резкая асимметричность глубинных и верхнекоровых структур и определены пространственные параметры наклонного детачмен-та, обусловливающего одностороннюю юго-восточную направленность верхнекоровых процессов растяжения в Байкальской рифтовой зоне. Пространственные параметры глубинных структур объясняют специфичные особенности Байкальского рифта, в том числе - нормальную мощность земной коры, верхнекоровую сейсмичность и отсутствие в его границах кайнозойских базальтоидных проявлений. Литосфера Байкальского рифта не отличается от литосферы Северо-Азиатского кра-тона, а приближение астеносферы до глубины 65—70 км располагается под Ангаро-Витимским батолитом. Байкальский рифт повторяет мезозойские эпизоды геологической истории Забайкальской горной страны, основным содержанием которой были гравитационные, или ротационные, отрывы от кратона жестких тектонических пластин и соскальзывание их по внутрикоровым и подкоровым срывам в надкупольную зону Забайкальского астенолита.
В результате формализованной статистической обработки и тектонической интерпретации гравитационных аномалий определены главнейшие черты реологической расслоенности земной коры и верхней мантии Забайкалья, выявлена резкая асимметричность глубинных и верхнекоровых структур и определены пространственные параметры наклонного детачмента, обусловливающего одностороннюю юго-восточную направленность верхнекоровых процессов растяжения в Байкальской рифтовой зоне. Пространственные параметры глубинных структур объясняют специфичные особенности Байкальского рифта, в том числе - нормальную мощность земной коры, верхнекоровую сейсмичность и отсутствие в его границах кайнозойских базальтоидных проявлений. Литосфера Байкальского рифта не отличается от литосферы Северо-Азиатского кратона, а приближение астеносферы до глубины 65-70 км располагается под Анга-ро-Витимским батолитом. Байкальский рифт повторяет мезозойские эпизоды геологической истории Забайкальской горной страны, основным содержанием которой были гравитационные, или ротационные, отрывы от кратона жестких тектонических пластин и соскальзывание их по внутрикоровым и подкоровым срывам в надкупольную зону Забайкальского астенолита.
Байкальская рифтовая зона (БРЗ) представляет собой область проявления кайнозойских рифтогенных процессов шириной 200-300 км, простирающуюся вдоль границы Северо-Азиатского кратона (САК) с Амурской плитой [16]. Эти процессы выражены высокой концентрацией эпицентров коровых землетрясений, концентрирующихся в интервале глубин 10-20 км [47], аномалиями теплового потока и широким проявлением линейных, грабенообразных кайнозойских депрессий [4, 5] - обычными характеристиками кайнозойских континентальных рифтов. Однако от большинства из них БРЗ отличается отсутствием кайнозойского базальтоидного магматизма
и ясно выраженного линейного сокращения мощности коры в осевой зоне рифта [13, 16, 27, 46], холодной литосферой [45], значительным юго-восточным смещением валообразного поднятия астеносферного слоя от оси рифта [1,25], высокой продольной неоднородностью [13,
16, 29, 42] и крутыми изгибами рифтовой зоны. Эти отличия являются предметом не ослабевающей на протяжении 40 лет дискуссии о механизмах рифтогенных процессов, глубинном строении и происхождении Байкальской рифтовой зоны. Противостоят две основные системы взглядов на тектоническую природу Байкальской рифтовой зоны.
Первая концепция, доминировавшая в начальный период изучения БРЗ [3, 6, 9, 10, 41] и продолжающая находить сторонников в настоящее время [36, 48], отстаивает классическую модель континентального риф-тогенеза, предполагающую растяжение литосферы и земной коры над поднятием астеносферного слоя верхней мантии. Непременными атрибутами такой модели являются кайнозойские впадины, сокращения мощности земной коры (до 30 км и менее) [34, 35, 38, 39] и мантийные диапиры [30, 32, 34, 37, 38,49] ? источники вулканических излияний андезито-базальтов на поверхности Земли в осевых зонах рифтов. Предполагается причинная связь растяжений земной коры с конвективных потоками в астеносфере [36]. Типичными геофизическими признаками континентальных рифтов являются высокая коровая сейсмичность, аномалии теплового потока [37] и уменьшение скорости сейсмических волн в нижнем слое земной коры и подкоровом слое верхней мантии [31, 41], свидетельствующие о существовании вязких, пластичных или текучих (расплавленных) сред в основании коровых структур растяжения.
Вторая концепция, к которой склоняется большинство современных исследователей, предполагает «пассивный» характер рифтогенных процессов в БРЗ [8, 13,
14, 30], при котором отрывы и горизонтальные перемещения жестких тектонических пластин в верхних и средних горизонтах коры происходят без движения литос-ферныхплит [33,43], а формирование рифтогенных депрессий - без утонынения коры [42], что может быть результатом гравитационного скольжения пластин и горизонтальных течений подстилающих их вязких слоев. В перемещениях тектонических масс БРЗ находятся признаки сдвиговой [14, 42] компоненты, осложняющей структуры растяжения. Сделано предположение [8, 33], что в основании земной коры Байкальского рифта располагается пологий детачмент, обусловливающий резкую асимметричность его глубинных и поверхностных структур.
Методика исследований
Анализируемые ниже модели основываются на множественной формализованной интерпретации гравитационных аномалий Забайкалья в классе источников с квазисимметричным поперечным сечением по методике, описанной в работах [20, 21]. Расчетная процедура направлена на изучение степени однородности (или контрастности) геологического пространства, оцениваемой по параметру:
=
V г
гт о
4 тгк(г0-нс)2
(1)
где /д- глубина залегания центра масс элементарной плотностной неоднородности, удовлетворяющей условию: Z>0.5D ('/1 - расстояние до поверхности тела над его центром тяжести, Б - его горизонтальные размеры в исследуемом пересечении); I Ъп - амплитуда гравитационной аномалии; .V 4пг - площадь сферы; г - радиус сферы; К - гравитационная постоянная, Не - условная поверхность, на которую выметаются аномальные массы исследуемого слоя земной коры или верхней мантии (всегда располагается выше поверхности слоя).
Трехмерная координатная матрица значений и (х,у,2) формируется по результатам измерений амплитуд и вычислений глубины залегания центров масс локальных плотностных неоднородностей, отображаемых квазисим-метричными гравитационными возмущениями на параллельных профилях, трассируемых по карте аномалий Буге [19, 20]. На имитационных моделях было установлено [19], что при взаимном удалении возмущающих масс на расстояние большее 1,5Э интерпретация локальных аномалий по формулам для «компактных» источников применима с точностью не грубее 30 % для геологических тел и структур широкого пространственного диапазона: 5>ЛНЮ>0.1, где Н - вертикальная мощность источника. Невысокая точность локализации источников допускает широкие вариации асимметрии аномалий (до 1 : 5) и углов (до 40°) их пересечений расчетными профилями. Принимается, что каждая локальная гравитационная аномалия представляет собой аддитивный результат влияния множества источников, поэтому ее геологическая природа в каждом элементарном случае не конкретизируется, а результаты вычислений представляются случайными. Также как и в любых других статистичес-
ких процедурах, геологическии результат расчетных процедур появляется лишь после обобщения и в результате анализа множественных определений I Ъп, /0ки_.
Вычисленные значения Zg группируются по глубинным диапазонам (слоям), для каждого из которых вычисляются значения градиентов поверхностной плотности сфер, эквивалентных компактным источникам и касательных к поверхностям конденсации (Не), по алгоритму (1). Таким образом, во множественных точках ЗЭ-геологического пространства оценивается степень его плотностной дифференциации на вертикальном отрезке, заключенном между центром возмущающей массы (£ ) и ближайшей к нему поверхностью слоя (Не). Такая процедура имеет смысл микротомографического просвечивания элементарного объема геологического пространства, ограниченного поверхностями Z и Z , поскольку эквивалентность плотности в моделях с расширяющимися массами непрерывна в пространстве координат [26]. С другой стороны, расчетная процедура диагностирует общее количество аномальных масс в конкретном слое и степень их приближения к поверхности среза (Не).
По физико-математическому определению, н -пара-метр является вертикальным градиентом поверхностной плотности сферической массы, эквивалентной объемному источнику, над ее центром в точках пространства: Пс /п г Геолого-информационное значение этого абстрактного параметра состоит в том, что он позволяет в формализованном виде и без вспомогательных данных диагностировать степень неоднородности (плотностной контрастности) тектонических сред. В пластичных, вязких и текучих средах по причине расползания, растекания плотностных неоднородностей и размывания их границ этот параметр имеет меньшее значение, а в жестких плотно-кристаллических - большее [20]. Таким образом, // -параметр позволяет приблизительно оценивать реологическое состояние земной коры и верхней мантии в 3 Б-пространстве.
Рассматриваемые ниже модели (рис. 1-4) представляют собой графические отображения пространственных распределений градиентов поверхностной плотности сферических эквивалентов объемных источников в 15-ти условных слоях земной коры и верхней мантии Забайкалья (интервалы глубин: Z —Z = 2-12, 7-15, 12-
20, 17-25,22-40, 27-15, 32-50, 37-55,42-60, 52-70, 62-80, 72-100, 85-110, 90-120 и 105-200 км), на поверхностях конденсации Не = 0, 5, 10, 15, 20, 25, 30, 35, 40, 50, 60, 70, 80, 85 и 100 км. Общее количество вычислений т.-параметра на площади исследований составило 344. Формализованная гравитационная модель земной коры и верхней мантии Забайкалья
По результатам моделирования пространственных распределений /^-параметра, разрез тектоносферы Забайкалья, также как и прилегающих районов Верхнего Приамурья [21], представлен двумя жесткими пластинами (кристаллическая кора и литосферная мантия) и двумя слоями пониженной вязкости.
В разрезах /^-параметра (рис. 16) первый вязкий слой (и -минимумы) приурочен к разделу «кора-мантия», где
3 Не = 25 км, слой 27-45 км 120 5 124 128
Не = 35 км, слой 37-55 км
120 5124 128
Не = 60 км,слой 62- 80 км
120 5 128
108 112 с
Бодайбо мг Q2 Чита ®
^ |<— БРЗ ->{ I ^ ^
САК------------->| |<----АВБ—>J<— АТ
4 200 >100 600 800 1000 км 4
108
112
5 Витим Чара
I I
-----------Ж—
-САК 5
200 400 600 800 1000 1200 1400 i
Байкал Pn,-q2
A, II "
У БРЗ—
САК-----Ык------АВБ------->||<------АТ-----
6 200 400 600 800 км 6
Г*<о-4з
и0.
11 12 I Н<—1 1Я •
14 I
Рис. 1. Карты-срезы (а) и разрезы (б) объемной модели градиентов плотности тектоносферы Забайкалья.
1-3 - изолинии: 1 - градиентов поверхностной плотности слоев (1 ед. = 10'2 кг/м2/км); 2 - глубин залегания подошвы земной коры, км [27], 3 - кровли низкоростной верхней мантии, км [25]; 4-5 - скоростные границы [1, 6]: Мохоровичича (4) и прочие (5); 6 - зоны пониженных скоростей сейсмических волн [6] в разрезах; 7 - среды пониженной вязкости на картах-срезах; 8 -глубинные разломы; 9 - Байкальская рифтовая зона; 10, 11 - рифтогенные впадины: кайнозойские (10) и мезозойские (11) вне Монголо-Охотской складчатой системы [4, 5]; 12 - границы тектонических структур над разрезами; 13-15 - эпицентры землетрясений [6,28] с магнитудами: <4 (13), 4-6 (14), >6 (15); 16 - шкала раскраски разрезов в единицах градиентов плотности. Обозначения структур: САК - Северо-Азиатский кратон, БРЗ - Байкальская рифтовая зона, АВБ - Ангаро-Витимский батолит, АТ - Амурский супертеррейн и одноименная литосферная плита. Не - поверхность, на которую «выметаются» гравитационные неоднородности слоя
коррелируется с сейсмическим волноводом [1, 13, 29, 43] и зонами низких электрических сопротивлений по данным МТЗ [16, 21], а второй - совпадает с астеносферой [1,36]. Подкоровый слой пониженной вязкости утолщен под Ангаро-Витимским батолитом и полого воздымается в направлении рифтовой зоны. Область максимального приближения к поверхности Земли этого слоя (до глубины 20 км) коррелируется с аномалией теплового потока (рис. 3) и широким (50X90 км) полем неоген-четвертичных базальтов [4] на фланге этой аномалии. Такие совпадения позволяют предполагать, что подкоровый вязкий слой находится здесь в текучем, расплавленном или полурасплавленном состоянии. Однако поле базальтов смещено на 120-180 км к юго-востоку относительно максимума теплового потока (рис. 3, 4), объяс-
нение чему мы найдем при дальнейшем анализе гравитационных моделей.
Второй (астеносферный) слой пониженных и низких градиентов плотности залегает в основании изученного разреза на глубинах от 80 до 100 км, и максимальное приближение его к поверхности наблюдается под Анга-ро-Витимским батолитом (разрезы 6-6 и 4-4, рис. 16).
Пространственное положение подошвы первого жесткого (нижнекорового) гравитационно-активного слоя в поперечных разрезах БРЗ (4-4 и 6-6, рис. 16) принципиально согласуется с границей Мохоровичича, однако мощность этого слоя, также как и мощность «сейсмической» земной коры, резко варьирует от 35 до 55 и более км по простиранию рифтовой зоны, на что обращали внимание многие исследователи [10, 16, 29, 42], и
поэтому в приводимых разрезах (4-4 и 6-6) наблюдается резко различный характер сочленения САК и БРЗ. В разрезе 4-4 резкое сокращение мощности коры кратона, которое соответствует такому же сокращению мощности «эластической литосферы» в реологической модели Петита - Эбингер [44], происходит на расстоянии 200 км севернее приповерхностной границы БРЗ. В разрезе 6-6 мощная (55-60 км) кора кратона далеко (на 200-250 км к юго-востоку) проникает под верхнекоровые структуры растяжения, и такая особенность отмечена в большинстве разрезов ГСЗ [13], в том числе - по данному профилю (рис. 16). Тонкий слой пониженной вязкости ниже поверхности М в разрезе 6-6 (интервал глубин 60-70 км), также как иузкая зона низких скоростей сейсмических волн (на глубине 48 км) под северной частью озера Байкал [43], не имеют признаков связи с глубинными неоднородностями верхней мантии, указывающих на существование астеносферного поднятия в зоне рифта.
На границе САК и АВБ в обоих поперечных разрезах (4-4 и 6-6) происходит резкое сокращение мощности второго жесткого слоя (максимума градиентов плотности в интервалах глубин 70-100 км под кратоном и 45-75 км - под батолитом) и приближение его до глубины 50-60 км от поверхности геоида, что коррелируется с имеющимися данными [36, 44] о существовании глубинного тектонического барьера на границе этих структур и резком сокращении мощности литосферы в Забайкалье до 60-70 км.
Продольная неоднородность БРЗ отчетливо проявлена и в разрезе 5-5 (рис. 16), в котором обособляются два отрезка рифтовой системы с различным рисунком и -параметра: Байкальский и Байкало-Витимский. Первый отрезок характеризуется типично кратонной 4-слойной литосферой [20, 21], которая менее контрастно выражена и в северо-восточной (кратонной) части этого разреза (х=1200-1500 км), а второй -уменьшением плотнос-тной контрастности нижнекорового жесткого слоя и воз-дыманием его в среднем течении р. Витим (район н.п. Таксимо и Усть-Муя), где в окружении палеозойских гранитов выходят на поверхность архейские и раннепротерозойские метаморфические комплексы с широким присутствием в них метабазитов [5]. Есть основания предполагать, что поднятию нижнекоровых масс соответствует интрузивно-купольная структура с инверсированным сводом на более высоких горизонтах земной коры. Ее признаками являются: дуговые разломы и концентрическое расположение массивов палеозойских гранитов по периферии поднятия [5], концентрические отрицательные магнитные аномалии на западном фланге структуры [12] и изометричный максимум градиентов плотности в подкоровом слое [21]. В центре структуры располагается Муйская кайнозойская впадина. В разрезе 5-5 (рис. 16) земная кора под этой структурой осложнена сейсмическим волноводом и слабым минимумом градиентов плотности на глубинах 45-60 км - индикаторами сред пониженной вязкости. Последний располагается на 8-10 км выше вязкого слоя в Байкальском отрезке БРЗ.
Нижний жесткий слой литосферы в интервале глу-
бин 70-100 км не испытывает существенных осложнений на всем протяжении БРЗ (разрез 5-5, рис. 16).
Таким образом, судя по распределениям /^-параметра в вертикальных разрезах, земная кора и литосфера под Байкальским рифтом мало отличаются от коры и литосферы кратона, а современные рифтогенные процессы, по-видимому, охватывают только средние и верхние слои земной коры БРЗ. Такой вывод соответствует сейсмической модели рельефа земной коры [27] и неглубокому (10-20 км) залеганию эпицентров землетрясений [7, 47].
Латеральную реологическую неоднородность земной коры и верхней мантии Забайкалья иллюстрируют горизонтальные срезы объемной модели и_(х,у,2) на глубинах 25, 35 и 60 км (рис. 1а). В нижнекоровом срезе (Нс=25 км) протяженная зона низких градиентов плотности, также как и сейсмический волновод [13], смещена на 200-250 км к юго-востоку от оси Байкальского рифта. Распределения градиентов плотности удовлетворительно согласуются с аномалиями скорости сейсмических волн, регистрируемых методом локальной сейсмотомографии [29]. На Байкало-Витимском отрезке БРЗ низкоскоростной нижний слой земной коры, уменьшение скорости в котором достигает 10 % от нормальной величины, хорошо совмещается с минимумом градиентов плотности в срезах Нс=20 и 25 км (рис. 2). На южном отрезке БРЗ совмещение менее отчетливо и проявлено только в срезе Нс=25 км. Общими чертами сейсмической и гравитационной моделей является разделение зон низких скоростей 8-волн и градиентов плотности на две аномальные области по широте 53°, иллюстрирующее продольную неоднородность рифтовой системы, и смещение этих областей к юго-востоку от озера Байкал, маркирующего, как считает большинство исследователей, ось рифта. Такое смещение коррелируется с
Рис. 2. Связь аномалий градиентов плотности (\Х,} с аномалиями скорости 8-волн в земной коре Байкальской рифтовой зоны.
1 - изолинии градиентов поверхностной плотности слоев (1 ед. = 10'2 кг/м2/км); 2 - участки пониженной (на 10 %) скорости сейсмических волн на глубине 20 км [29]; 3 - граница района сейсмотомографических исследований
резкой асимметричностью рельефа дна этого озера (рис.
5) и односторонней направленностью процессов растяжения в реологической модели БРЗ [33], предполагающей существование наклонного детачмента внутри литосферы (в основании коры или подкоровом слое). По полученным данным (разрезы 4-4 и 6-6, рис. 16), этому детачменту может соответствовать мощная (толщиной 15-20 км) реологически ослабленная зона, диагностируемая минимумами и -параметра, над жестким структурным клином в краевой части САК.
Приуроченность эпицентров землетрясений к максимумам градиентов плотности нижнекорового слоя (индикаторам жестких тектонических сред) на юго-запад-ном и северо-восточном отрезках БРЗ (рис. 1, Нс=25 км) соответствует широко распространенной особенности сейсмических поясов Северо-Восточной Азии [21], однако высокая концентрация землетрясений наблюдается также на фланге Байкало-Витимского /^-минимума (отрезок БРЗ между северным берегом оз. Байкал и средним течением р. Витим), что может быть обусловлено утонением коры, воздыманием подкоровош вязкого слоя (см. разрезы 4-4 и 6-6) и соответствующим смещением эпицентров землетрясений в среднюю и верхнюю часть
Бодайбо ^
| 1^— БРЗ---Ц| II II
САК -
б 200
_Н1 1Н-------АВБ------------>|^-----------.
400 600 800 ЮОО км
В 200 400 600 800 1000 км
| 2.75 2.85 1 2.90 1 2^ 2 88 | 29 ]=:= 310 В 313 - - ; п ^ I ". ^-"-ТТо \= 3.05
20 • 40 60 80
— I1 II
2.77 2.68 2.71 2.65
2 —-I з 11—I
Рис. 3. Плотностная модель тектоносферы Забайкалья в разрезе 4-4; а — тепловой поток и гравитационные аномалии, б - градиенты плотности, в - плот постной разрез земной коры и верхней мантии, г - остаточные (после подбора разреза «в») гравитационные аномалии, е -плотностной разрез верхнего слоя земной коры. 1,2- графики наблюденных (1) и расчетных (2) гравитационных аномалий; 3 - график изменений теплового потока по [17]; 4 - границы плотностных сред; 5 - расчетная плотность сред, г/см3; 6 - среды пониженной вязкости, 7 - среды повышенной жесткости. Обозначения к разрезу «б» на рис. 2
коры. Такому предположению не противоречат сейсмологические наблюдения на сейсмостанциях Кумора, Уакит и Неляты, регистрирующие в этом районе максимальную концентрацию эпицентров землетрясений на глубинах 10-20 км [7] и существование локального максимума н -парамстра в срезе Нс=15 км.
В пределах большей части БРЗ обобщенные сейсмические данные [27] предполагают увеличение мощности земной коры, что находит отражение в максимумах т -параметра в нижнекоровых срезах (Не = 25 и 35 км). Поперечные поднятия нижнекорового и подкорового вязких слоев (минимумы градиентов плотности) в срезах 25 км и 35 км (рис. 1а) расчленяют БРЗ на три прямолинейных отрезка, соответствующих расположению Байкальской впадины, Муйского хребта и межгорных впадин Алданского щита. Эти отрезки характеризуются торцевым сочленением и резко различным распределением /^-параметра в разрезах (рис. 16).
Обширное поднятие астеносферного слоя, отображаемое широким минимумом градиентов плотности (рис.
1, Нс=60 км), также смещено на юго-восток относительно приповерхностных контуров БРЗ и осложнено поперечным жестким блоком (максимумом градиентов плотности) в Чаро-Витимском междуречье, резко меняющим простирание рифта. Обнаруженная гравитационная асимметрия глубинных мантийных и приповерхностных коровых структур хорошо согласуется с сейсмической и тепловой моделями тектоносферы по профилю «Катан-га-Шилка» [1] и контуром мантийной зоны низких скоростей по сейсмологическим данным (рис. 1, Нс=60 км).
Стандартная плотностная модель земной коры
и верхней мантии Байкальской рифтовой зоны
Кроме температуры, определяющей фазовое состояние геологических сред, реологическая характеристика последних зависит также от их стрессового состояния и литологических свойств. Последние, по мнению некоторых исследователей [50], могут быть основной причиной понижения скорости сейсмических волн в среднем и нижнем слоях земной коры Забайкалья. Согласно этим исследователям, мощные зоны рассланцевания и милонитизации, фиксируемые зонами низких скоростей, связаны с рифтогенными и надвиговыми процессами в вышележащих тектонических комплексах внутри и далеко за пределами БРЗ. Таким образом, наблюдаемые распределения градиентов плотности, коррелирующие-ся с распределениям скорости сейсмических волн (рис.
2, 3), электрического сопротивления и температуры [20, 21], являются совокупным результатом температурных, литологических и стрессовых условий, которые не всегда совпадают в пространстве и, соответственно, не всегда находят одинаковое отражение и точное совмещение (рис. 1, 2) с перечисленными выше физическими параметрами среды.
Плотностные модели тектоносферы Байкальской рифтовой зоны (рис. 3, 4) ставили целью совмещение пространственных распределений абстрактного формализованного параметра («_). характеризующего всего лишь степень однородности геологического пространства, с распределениями плотности (о) - более привычной вещественной характеристики, используемой при
геологической интерпретации гравитационных моделей. Эти модели позволили проверить физическую состоятельность «реологической» интерпретации распределений // -параметра, основывающейся на связи максимумов этого параметра с «жесткими» (следовательно - более плотными), а // -минимумов - с «вязкими» (менее плотными) тектоническими массами. При построении плотностных моделей (рис. Зв, 4в) осуществлялся подбор плотности для сред разной вязкости (или жесткости), разграничиваемых зонами сгущения и -параметра и границами резкого изменения морфологических особенностей его распределения в разных блоках геологического пространства. По существу, решалась прямая линейная гравитационная итерационная двумерная задача для разреза с закрепленными границами сред.
Результаты выполненных расчетов доказывают, что минимумам // -параметра в подавляющем числе случаев соответствуют понижения плотности на 0.03-0.10 г/ см3, а максимумам - увеличения на 0.03-0.10 г/см3 относительно прилегающих по латерали участков земной коры и верхней мантии, что в общем виде доказывает возможность «реологической» интерпретации аномалий м -параметра. В плотностных разрезах четко обособляются три блока тектоносферы, соответствующие расположению Северо-Азиатского кратона, Ангаро-Витимс-кого батолита и Амурского супертеррейна (рис. Зв, 4в), не связанные структурными взаимоотношениями с Байкальской рифтовой зоной. В обоих разрезах нижний жесткий слой литосферы САК с плотностью 3.10-3.13 г/ см3, залегающий в интервале глубин 70-100 км, продвинут под рифтовую зону, но резко сокращен и приподнят под Ангаро-Витимским батолитом. Этот же слой под Амурским супертеррейном приближен до глубины 45-50 км от поверхности геоида и характеризуется признаками надвигания на астеносферную линзу в основании батолита (разрез 6-6) и, возможно - на подкоровый вязкий слой (разрез 4-4).
Плотностные свойства среднего и нижнего слоев земной коры неоднородны по латерали и обнаруживают связь с расположением древних метаморфических комплексов (АЯ-РЯ12), раздробленных и переработанных палеозойскими текгоно-магматическими процессами. На отрезке профиля 6-6 (интервал: х = 270-550 км, рис. 4в) резкое увеличение плотности среднего слоя земной коры до 2.91-2.95 г/см3 коррелируется с увеличением суммарной площади выходов на поверхность архейских и раннепротерозойских кристаллических пород (рис. 4е), которые, судя по расчетам, продолжаются под позднепалеозойскими гранитами на юго-восток в район бассейна р. Шилка. Расчеты подкрепляются тем, что юго-вос-точнее координаты х = 550 км профиля 6-6 небольшие по площади участки древних метаморфических пород картируются геологическими съемками [5]. Также как и кайнозойские базальты в сравнении с аномалией теплового потока, участок максимального распространения (суммарной площади выходов на земную поверхность) верхнекоровых метаморфических комплексов (х = 380-550 км, рис. 4е) смещен к юго-востоку относительно нижнекорового максимумов градиента плотности и плотности (х = 270-420 км, рис. 46, 4в). Эти смещения соот-
ветствуют генеральному направлению послойных перемещений тектонических масс в тектоносфере Забайкалья. Можно предположить, что пластина метаморфических пород в интервале профиля: х = 270-420 км над под-коровым вязким слоем экранирует тепловой поток, который получает лучший выход к поверхности в краевой (юго-восточной) части Байкальской рифтовой зоны и разуплотненном (2.91 г/см3) блоке этой пластины в интервале профиля: х = 420-550 км (рис. 4в). Возможен и субгоризонтальный перенос тепла из подкорового слоя верхней мантии по реологически ослабленной зоне. Ответ на эти предположения может быть дан в будущем теплофизическими моделями.
Аналогичное увеличение плотности нижнего слоя земной коры и уменьшение теплового потока наблюдается на отрезке профиля 4-4 (х = 580-950 км, рис. Зв), где архейские метаморфические комплексы широко распространены восточнее линии этого профиля [5]. Уменьшение плотности среднего слоя земной коры до 2.80 г/ см3 в основании Байкальского рифта, свидетельствующее о нарушении (разрыве) его непрерывности, наблюдается только на ограниченном участке разреза 4-4 (интервал х = 350-450 км), где глубина залегания подошвы зоны разуплотнения не превышает 20 км.
Первый вязкий слой охватывает диапазон нижней части коры и подкоровый слой верхней мантии, а его плотностные свойства варьируют по вертикали и горизонтали. В подкоровой области плотность слоя повышена до 3.01 г/см 3 (разрез 4-4), а в нижнекоровой - пони-
Байкал
Гбрз
САК-----ф------АВБ ------>|
20-
40-
60-
5^5=аД0 V ^5^5"—15 г г 5
И» ^^3
\<-РЯ,->\\ург2\\с------AR.FR-------->||<-----ург2-------
600 2.60 800 к
5 — 10
ни им/ Ц] 4^60/
2.75 2.78 2.75 2.67 2.75 2.75
- 5 10
Рис. 4. Плотностная модель тектоносферы Забайкалья в разрезе 6-6 (условные обозначения на рис. 4)
жена до 2.90-2.95 г/см3 (разрезы 4-4 и 6-6). Самая низкая плотность вязкого слоя (2.86 г/см3) предполагается в зоне Байкало-Витимского н -минимума (см. срезы: Не = 35 и 35 км, рис. 1а), где этот слой приближается до глубины 18-20 км (рис. Зв). На южном отрезке БРЗ вязкий слой занимает преимущественно нижнекоровый диапазон и более однороден по плотности (рис. 4в). На юго-востоке Забайкалья этот слой после небольшого перерыва продолжается в Амурской плите. В среднем, Байкало-Витимском, отрезке БРЗ первый вязкий слой занимает наклонное положение и облегает литосферный клин Северо-Азиатского кратона (рис. Зв). Наклонное залегание подошвы вязкого слоя в основании БРЗ (интервалы: х = 350-550 км на профиле 4-4 и х = 0-250 км на профиле 6-6) объясняет асимметричную направленность верхнекоровых рифтогенных процессов, признаки которой предполагались рядом исследователей при анализе гравитационных аномалий, топографии рельефа земной поверхности, глубинных сейсмических зондирований и сейсмического профилирования БРЗ [8, 13, 33].
Согласно сделанным расчетам (рис. 3, 4), плотность второго вязкого слоя, соответствующего определению «астеносфера», понижена до 3.02-3.05 г/см3, что эквивалентно среднему дефициту плотности астеносферы -
0.08 г/см3, или 2.5 %, относительно нормальной мантии. Если допустить, что плотность свободных флюидов в астеносфере всего лишь в 2 раза ниже плотности матрикса, то тогда флюидонасыщение (ф-параметр) астеносферы Забайкалья составит 1.25 %, что соответствует среднему показателю флюидонасыщенности жидкой астеносферырифтовыхсистемЕвразии(0.7-1.5 %) [2].
В обоих приводимых разрезах (рис. 3, 4) область разуплотненной подлитосферной мантии на глубинах 70-100 км вписывается в границы Ангаро-Витимского батолита и никак не связана с Байкальской рифтовой зоной. Наоборот, под рифтовой зоной наблюдается увеличение мощности и плотности нижнего жесткого слоя литосферы.
Таким образом, выполненные расчеты, основанные
Рис. 5. Геоморфологические разрезы центральной части Байкальской рифтовой зоны [16].
1 - профили рельефа поверхности твердой Земли; 2 - водные массы оз. Байкал
на формализованных отображениях геологического пространства, конструируемых без привлечения априорной информации и предварительных гипотез, подтвердили отсутствие ясных признаков раздвиговой природы Байкальского рифта и наличия под ним мантийного диапи-ра или плюма. Об этом же косвенно свидетельствует асимметричность региональных гравитационных минимумов, пространственно коррелирующихся с БРЗ (рис. За, 4а). Повышение уровня аномалий Буге в обе стороны от оси Байкальского рифта объясняется разными причинами. На северо-западе оно связано с увеличением мощности структурного клина (индентора) на южной границе САК, а на юго-востоке - с увеличением мощности нижнего слоя литосферы Амурской плиты, надвинутого на астеносферу (рис. 4в) и, может быть, на подкоровый вязкий слой (рис. Зв) под Ангаро-Витимс-ким батолитом.
Локальные гравитационные аномалии (рис. Зг, 4г), полученные вычитанием поля литосферных неоднородностей (рис. 4а, 46, 5а, 56) из наблюденных аномалий Буге, увязаны с размещением [4, 5] и плотностью [11] приповерхностных комплексов (рис. Зе, 4е). Плотность верхнего слоя земной коры Забайкалья до глубины 10 км определяется соотношением объемов древних метаморфических комплексов (АЛ-РЯ) и пронизывающих их палеозойских гранитоидов. Преобладание первых сопровождается увеличением интегральной плотности блоков до 2.77-2.78 г/см3, а вторых- понижением до 2.65-2.68 г/ см3. Поскольку эти значения соответствуют лабораторным определениям плотности пород [11], их экстраполяция в глубокие слои верхней мантии с помощью вычисленных относительных приращений плотности приводит к выводу, что верхняя мантия Забайкалья на глубине 100 км характеризуется пониженной плотностью (3.10 г/см3) относительно мантии кратона (3.20-3.25 г/ см3) [23, 24]. Этот вывод согласуется с существованием в Забайкалье и прилегающих районах Монголии обширной зоны пониженной скорости сейсмических волн в верхней мантии на глубинах 70-200 км от поверхности геоида [25, 36].
Высокоамплитудные локальные минимумы силы тяжести совпадают с местоположением линейных наложенных впадин, заполненных кайнозойскими и позднемеловыми (реже юрско-меловыми) терригенными толщами, мощность которых, по расчетам, не превышает 3-4 км (рис. Зе, 4е).
Тектоническая природа Байкальского рифта
Тектоническая интерпретация формализованных гравитационных моделей тектоносферы Забайкалья приводит к выводу, что Байкальская рифтовая зона имеет более длительную геологическую историю, чем это предполагается большинством исследователей, и представляет собой не кайнозойский раздвиг, а зону многократного отщепления коровых тектонических пластин от Северо-Азиатского кратона, заложившуюся в мезозое или позднем палеозое в краевой части астеносферного поднятия (плюма ?). Байкальский рифт, контрастно выраженный только в южной половине оз. Байкал [10,16], повторяет, по-видимому, один из существовавших в про-
шлом многочисленных эпизодов образования и расширения гигантских трещин в верхнем слое земной коры, обусловливаемых отрывом и сползанием коровых пластин в сторону Забайкальского астенолита. Во всяком случае, о существовании «добайкальских» (докайнозойских) рифтогенных процессов свидетельствуют многочисленные мезозойские линейные приразломные впадины на удалении 100-200 км от юго-восточной границы БРЗ, располагающиеся в надкупольной зоне АВБ (рис. 1, Не = 35 и 60 км), мощность осадочных отложений в которых может достигать 3-4 км (рис. Зе, 4е), что соизмеримо с прогибанием кристаллического ложа Байкальской впадины [8, 16]. Однообразная повторяемость процессов растяжения в кайнозойской истории Байкальского рифта хорошо проявлена в рельефе поверхности твердой Земли по профилю 1-1 (рис. 5), где Баргузинская впадина, выполненная преимущественно неогеновыми отложениями, практически повторяет профиль рельефа дна оз. Байкал, образовавшегося в плиоцен-четвертич-ное время [8]. Совершенно очевидно, что сравниваемые впадины различаются только гипсометрическим положением. Насколько позволяют судить разрезы Байкальской впадины [8, 16], рельеф последней формировался тоже не в одну стадию растяжения (см. разрезы 3-3 и 5-5 на рис. 5).
Асимметричный профиль рельефа впадин Байкальской рифтовой зоны (рис. 5), так же как и смещение от оси рифта глубинных плотностных неоднородностей (рис. 1-4), являются признаками односторонней направленности процессов растяжения: от границ Северо-Ази-атского кратона на юго-восток и юг в обрамляющие структуры, что ранее предполагалось в тектонических [8] и реологических [33] моделях БРЗ и на что недавно еще раз обратил внимание С.В. Крылов [13]. Судя по распределению эпицентров землетрясений [7,47], плот-ностным и /^-разрезам (рис. 3,4), эти процессы вряд ли связаны с конвективными течениями или «астеносфер-ными потоками [36]», спредингом и диапиризмом в верхней мантии, а, скорее всего, обусловлены гравитационными, или ротационными (на это указывает глобальная синхронность рифтогенных процессов [14]), срывами и соскальзыванием горных сооружений и верхнеко-ровых тектонических пластин в прилегающие к кратону районы Ангаро-Витимского батолита, условия для которых обеспечивались существованием внутрикорово-го и подкорового вязких слоев.
Расположение реологических неоднородностей в основании земной коры, проявленных в аномалиях скорости сейсмических волн, теплового потока, градиентов плотности, сейсмичности и вертикальных движений, свидетельствует о том, что современные геодинамичес-кие процессы в Байкальской рифтовой зоне далеки от стандартных моделей континентальных рифтов [3, 9,10,
32, 34, 38, 41, 49]. В этой зоне, по-видимому, важное значение имеют поперечные деформации и дислокации нижнего слоя земной коры и верхней мантии, проявленные в рельефе подошвы земной коры [29, рис. 18] и реологических неоднородностях литосферы (рис. 1). Эти дислокации могут быть источником сдвигов на поверх-
ности [14,42] и протекать параллельно либо вне зависимости от рифтогенных процессов.
Современный центр реологического разуплотнения верхней мантии Забайкалья, выраженной в уменьшении скорости сейсмических волн, градиентов плотности и плотности (рис. 3, 4), электрического сопротивления и увеличении региональной составляющей теплового потока [1], располагается под Ангаро-Витимским батолитом. Насколько связано современное состояние верхней мантии с палеозойскими выплавками гигантских объемов гранитоидных магм (последние из которых имеют пермский возраст) предстоит выяснить в будущем, однако давно замечено [8,14], что Байкальский рифт имеет много общего с рифтами Восточной Африки, при формировании которых главную роль играли односторонние смещения восточных бортов рифтов по внутри-коровым срывам [40].
Выводы
Рассмотренные модели объединяют, уточняют и наполняют новым содержанием значительную часть геологических выводов о пассивном характере рифтогенных процессов в Байкальской рифтовой зоне, полученных предшественниками в результате тектонического анализа приповерхностных структур [8, 14], интерпретации гравитационных аномалий [33,42,43, 45], магнитотеллурических [16] и глубинных сейсмических [13,16, 46] зондирований, а также недавних сейсмотомографи-ческих исследований [29, 30, 50]. Эти модели (рис. 1-4) конструировались на основе обратных задач гравитационного потенциала, не требующих привлечения априорных геолого-геофизических данных и имеющих единственные решения при определении количества эквивалентных аномальных масс и координат их центров тяжести, поэтому они являются объективным (т.е. независимым от предшествующих данных) источником информации о глубинном строении Забайкалья и могут быть востребованы при ориентировках дальнейших исследований, детализации глубинных структур и оценках геологической достоверности существующих гипотез.
Основные результаты проведенных исследований:
1) выявление асимметрии глубинных и поверхностных плотностных неоднородностей в тектоносферы Забайкалья (рис. 1);
2) обнаружение обширных зон реологического разуплотнения внутри коры и подкоровом слое верхней мантии, простирающихся далеко на юго-восток за пределы рифтовой системы (рис. 1, 3, 4);
3) получение новых доказательств отсутствия связи верхнекоровых рифтогенных процессов с вариациями мощности земной коры и литосферы (рис. 3, 4);
4) пространственная параметризация продольной неоднородности (блоковой делимости) БРЗ по ее простиранию (рис. 1, 3, 4).
5) обнаружение и параметризация наклонного детач-мента в основании БРЗ, обусловливающего одностороннюю направленность вектора растяжения от Северо-Азиатского кратона в сторону Амурской плиты (рис. 3, 4).
6) обнаружение признаков поддвигания нижнего жесткого слоя литосферы Северо- Азиатского кратона под
рифтовую зону и надвигания Амурской плиты - на астеносферу под Ангаро-Витимским батолитом (рис. 4).
Перечисленные данные объясняют пассивный характер рифтогенных процессов в Байкальской рифтовой зоне, основным содержанием которых были отрывы от кратона и юго-восточные перемещения коровых пластин в сторону Забайкальского астенолита по поверхностям вязких (пластичных или расплавленных) сред. Современный Байкальский рифт повторяет многочисленные эпизоды образования и расширения гигантских трещин в верхнем слое земной коры в предшествующей мезозойской и кайнозойской истории Забайкалья.
Важным методическим результатом выполненных исследований является совместимость формализованных отображений неоднородности геологического пространства (распределений абстрактного параметра ц) с плотностными характеристиками тектоносферы в стандартных гравитационных моделях (рис. 3, 4).
ЛИТЕРАТУРА:
1. АлакшинА.М., ЛысакБ.М., Письменный А.В. идр. Глубинное строение и геодинамика Саяно-Байкальской горной области и сопредельных районов Восточной Сибири // Глубинное строение территории СССР / отв. ред В.В. Белоусов. М.: Наука, 1991. С. 88-105.
2. Белявский В.В., Егоркин А.Н., Золотов Е.Е и др. Сейсмоэлектрические параметры тектоносферы Евразийского складчатого пояса // Фундаментальные проблемы тектоники. Мат-лы ХЬ Тектонического совещания. М.: Геос, 2007. Т. I. С. 79-81.
3. Богг М. Геодинамические процессы в континентальных рифтовых системах в приложении к Байкальскому рифту // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 317-323.
4. Геологическая карта зоны Байкало-Амурской магистрали. Масштаб 1:3 ООО ООО / ред. Л.И. Красный. Л., ВСЕГЕИ, 1986.
5. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2 500 000 / Гл. редакторы: Л.И. Красный, Пэн ЮньБяо. Л., ВСЕГЕИ, 1999, 3 л. с объяснит, запиской 135 с.
6. Геология и сейсмичность БАМ (от Байкала до Тын-ды). Глубинное строение / отв. ред. Н.Н. Пузырев и М.М. Мандельбаум. Новосибирск: Наука, 1984. 173 с.
7. Гилева Н. А., Мельникова В.И., Радзиминович Н. А., Девершер Ж. Локализация землетрясений и средние характеристики земной коры в некоторых районах Прибайкалья // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 5. С. 629-636.
8. Зоненшайн Л.П., Гольмшток А.Я., Хатчинсон Д. Структура Байкальского рифта // Геотектоника. 1992. № 5. С. 63-77.
9. Зорин Ю.А. Механизм образования Байкальской рифтовой зоны в связи с особенностями ее глубинного строения // Роль рифтогенеза в геологической истории Земли / отв. ред. Н.А. Флоренсов. Новосибирск: Наука. 1977. С. 36-41.
10. Зорин Ю.А., Мордвинова В.В., Новоселова М.Р, Турутанов Е.Х. Плотностая неоднородность мантии под Байкальским рифтом // Известия АН СССР. Сер. Физика Земли, 1986. № 5. С. 43-52.
11. Зотова И.Ф., Романовский Н.П. Петроплотностная карта зоны Байкало-Амурской магистрали. Масштаб 1:5 000 000 // Атлас карт геологического содержания зоны Байкало-Амурской магистрали / под ред. Красного Л.И., Василенко В.П. Л.: ВСЕГЕИ, 1988.
12. Карта аномального магнитного поля зоны Байкало-Амурской магистрали. Масштаб 1:3 000 000 / ред. Н.М. Соловьева // Атлас карт геологического содержания зоны БАМ. М.: ВСЕГЕИ, 1988.
13. Крылов С.В. Сейсмические исследования литосферы Сибири. Избранные труды. Новосибирск: Изд-во «Гео», 2006. 345 с.
14. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 155-173.
15. Литвиновский Б.А., Артюшков Е.В., Занвилевич А.Н. О природе магматизма Монголо-Забайкальс-кого пояса // Геология и г еофизика. 1989. № 2. С. 32-40.
16. Мац В. Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины. Строение и геологическая история. Новосибирск: Изд-во «Гео», 2001. 251 с.
17. Моисеенко УИ., Смыслов А. А. Карта теплового потока зоны Байкало-Амурской магистрали. Масштаб 1:5 000 000 // Атлас карт геологического содержания зоны Байкало-Амурской магистрали / под ред. Красного Л.И., Василенко В.П. Л.: ВСЕГЕИ, 1988.
18. Никитенко Ю.П., Гнатишин В.Н., Золотарская С.Б. и др. Карта современных вертикальных движений земной коры Дальнего Востока и Восточной Сибири. Масштаб 1:2 500 000. М.: Гл. упр. геод. и кар-тогр., 1983.
19. Петрищевский А.М. «Теневые» гравитационные модели глубинных структур земной коры и верхней мантии//Геофизика. 2004. № 4. С. 48-54.
20. Петрищевский А.М. Гравитационный индикатор реологических свойств тектоносферы дальневосточных окраин России//Физика Земли. 2006. № 8. С. 43-59.
21. Петрищевский А.М. Плотностная неоднородность литосферы юго-восточного обрамления Северо-Ази-атскош кратона//Геология и геофизика. 2007а. Т. 48. № 5. С. 566-583.
22. Петрищевский А.М. Связь сейсмичности с плотностными неоднородностями литосферы Дальнего Востока России // Вулканология и сейсмология. 2007. №6. С. 60-71.
23. Письменный Б.М., АлакшинА.М. Строение земной коры западных частей Алданского щита и Становой складчатой области // Тихоокеанская геология. 1984. № 5. С. 86-98.
24. Подгорный В.Я., Малышев Ю.Ф. Плотностной разрез литосферы Алдано-Станового щита // Тихоокеанская геология. 2005. Т. 24. № 3. С. 3-21.
25. Рогожина В. А., Кожевников В.М. Область аномальной мантии под Байкальским рифтом. Новосибирск: Наука. 1979. 104 с.
26. Страхов В.Н. Некоторые примеры эквивалентности и слабой единственности в плоской обратной задаче потенциала // Изв. АН СССР. Физика Земли, 1973. № 5. С. 39-62.
27. Суворов В. Д., Мишенькина З.Р, Петрик Г.В., Ше-лудько И.Ф. Земная кора и ее изостатическое состояние в Байкальской рифтовой зоне и сопредельных территориях по данным ГСЗ // Геология и геофизика. 1999. Т. 40. № 3. С. 304-316.
28. Тектоника, геодинамика и металлогения территории республики Саха (Якутия). М.: МАИК «Наука / Ин-терпереводика», 2001. 571 с.
29. Яковлев А.В., Кулаков И.Ю., Тычков С.А. Глубина Мохо и трехмерная структура сейсмических аномалий земной коры и верхов мантии в Байкальском регионе по данным локальной томографии // Геология и геофизика. 2007. Т. 48 № 2. С. 261-282.
30. Achauer U. and Masson F. Seismic tomography of continental rifts revisited: from relative to absolute heterogeneities//Tectonophysics, 2002. Vol. 358. Issues 1-4. Pp. 17-37.
31. Allemand P. and Brun J.P. Width of continental rifts and archeological layering of the lithosphere // Tectonophysics, 1991. Vol. 188. Issues 1-2. Pp. 63-69.
32. Bridwell R.J. and Potzik C. Thermal regimes, mantle diapirs and crustal stresses of continental rifts // Tectonophysics, 1981. Vol. 73. Issues 1-3. Pp. 15-32.
33. Burov E.B., Houdry F., Diament М., and Deverchere J. A broken plate beneath the North Baikal Rift Zone related by gravity modeling // Geophys. Res. Let., 1994. Vol. 21. No. 2. Pp. 129-132.
34. Chun-YongWang, Xian-Kang Zhang, Zhong-Yang lin, Qing-Ju Wu, Yu-Shen Zhang. Crustal structure beneath the Xingtai earthquakes area of North China and its tectonic implications//Tectonophysics, 1997. Vol. 274. Pp. 307-319.
35. Continental rifts: evolution, structure, tectonics / ed. by K.P.H. Olsen. Amsterdam: Elsevier. 1995.466 p.
36. Lebedev S., Meier Т., and van der Hilst R.D. Astenospheric flow and origin ofvolcanism in the Baikal Rift area // Earth and Planetary Sci. Let., 2006. Vol. 249. Issues 3-4. Pp. 415-424.
37. Lysak S.V. Terrestrial heat flow of continental rifts // Tectonophysics, 1987. Vol. 143. Issues 1-3. Pp. 31-41.
38. Mahatsente R., Jentzsch G, and Jahr T. Crustal structure of the Main Ethiopian Rift from gravity data: 3-dimensional modeling//Tectonophysics, 1999. Vol. 313.
Issue 4. Pp. 363-382.
39. MiskusK., Tadesse K., Kekker G.R, Oluma D. Gravity analysis of the main Ethiopian rift // Journal of African Earth Sciences, 2007. Vol. 48. Issues 2-3. Pp. 59-69.
40. Morley C.K. Extension, Detachments, and Sedimentation in Continental Rifts (with particular reference to East Africa)//Tectonics, 1989. Vol. 8. No. 6. Pp. 1175-1192.
41. Olsen K.H. The role of seismic refraction data for studies of the origin end evolution of continental rifts // Tectonophysics, 1983. Vol. 94. Issues 1-4. Pp. 349-370.
42. Petit C. and Deverchere J. Velosity structure of the Northern Baikal Rift, Siberia, from local and regional earthquake travel times // Geophys. Res. Let., 1995. Vol. 22. No. 13. Pp. 1677-1680.
43. Petit C., Kulakov I. and Deverchere J. Velosity structure around the Baikal rift zone from teleseismic and local earthquake traveltimes and geodynamics implications//Tectonophysics, 1998. Vol. 296. Issues 1-
2. Pp. 125-144.
44. Petit C. and Ebinger C. Flexure and mechanical behavior of cratonic lithosphere: Gravity models of the East African and Baikal rifts // Journ. of Geophys. Res., 2000. Vol. 105. No. B8. Pp. 19, 151-19, 162.
45. Ruppel C., Kogan M.G., and McNutt M.K. Implication of new gravity data for Baikal rift zone structure // Geophys. Res. Let., 1993. Vol. 20. No. 15. Pp. 1635-1638.
46. Suvorov V.D., Mishenkina Z. M., Petrick G.V. et al. Structure of the crust in the Baikal rift zone and adjacent areas from Deep Seismic Sounding data // Tectonophysics, 2002. Vol. 351. Issues 1-2. Pp. 61-74.
47. Suvorov V.D. end Tubanov Ts. A. Distribution of local earthquakes in the crust beneath central Lake Baikal // Russian Geology and Geophysics, 2008. Vol. 49. Issue
8. Pp. 611-620.
48. Tiberi C., Diament M., Deverchere J. et al. Deep
structure of the Baikal rift zone revealed by joint inversion of gravity and seismology // Journ. of Geophys. Res., 2003, 108 (B3),2133, doi: 10.1029/
2002JB001880.
49. ThompsonR., N. and Gibson S.A. Magmatic expression of lithospheric thinning across continental rifts // Tectonophysics, 1994, 233. Issues 1-2. Pp. 41-68.
50. Zorin Yu.A., Mordvinova V.V., TurutanovE. Kh. et al. Low seismic velocity layers in the Earth’s crust beneath Eastern Suberia (Russia) and Central Mongolia: receiver lunction data and their possible geological implication // Tectonophysics, 2002, 359. Issues 3-4. Pp. 307-327.
As a result of the formalized statistical processing and tectonic interpretation ofgravitational anomalies, the rheological stratification of the earth crust and top mantle of the Transbaikal area basic features are defined. Sharp non-symmetry of deep and superficial structures and spatial parameters of inclined detachment, causing unilateral southeast orientation of the upper-crustal stretch processes in the Baikal rift zone are revealed. The spatial parameters of deep structures explain specific features of the Baikal rift including the normal crust width, upper-crustal seismicity and absence of Cenozoic basalts within its limits. The lithosphere of the Baikal rift does not differ from the one of the North-Asian craton, and forthcoming of the astenosphere up to the depth of 65—70 km is located under the Angara-Vitim batholite. The Baikal rift repeats Mesozoic episodes from geological history of the Transbaikal Mountain Country, the basic contents of which were gravitational, or rotational, breaking off craton of rigid tectonic slabs and their sliding along the inner-crust or sub-crust detachments towards the supradomal part of the Transbaikal astenolite.
