Постгляциальная тектоника в Байкальском рифте

К. Г. Леви¹,   В. Д. Мац²,   Ю. С. Куснер³,   П. Г. Кириллов¹,   А. М. Алакшин⁴,   С. В. Толстов³,   Э. Ю. Осипов²,   И. М. Ефимова²,   С. Бак⁵

¹ Институт земной коры СО РАН,    ² Лимнологический институт СО РАН,
³ Институт геохимии СО РАН,    ⁴ ГГП "ИРКУТСКГЕОФИЗИКА'',
⁵ Университет Потсдама, Германия

Содержание

Введение

В осадочном наполнении и горном обрамлении впадин Байкальской рифтовой зоны наблюдается немало явлений, пока не нашедших адекватного объяснения. Это широкое распространение континентальных песков в рифтогенных впадинах Прибайкалья, образование которых традиционно связывалось с максимальным оледенением в среднем плейстоцене, а сейчас рассматривается как стратиграфический элемент охватывающий возрастной диапазон всего плейстоцена и включающий различные генетические типы отложений разных климатических фаз [Олюнин, 1961; Логачев и др., 1974; Базаров и др., 1982; Мац, 1987]; морены, лежащие на 350-400 м ниже уровня оз. Байкал на его Баргузинском склоне, что, по мнению некоторых, говорит о более низком стоянии озера в это время [Галкин, 1975]; террасы на Ушканьих островах, количество которых по Ламакину [1968] много больше, чем на побережье озера, а, возможно, что их там (на побережье озера) тоже более 10, но тогда их уровни должны коррелировать с уровнями террас о-ва Бол. Ушканьего [Ескин и др., 1959] или же на побережье их только четыре, как считал В. В. Ламакин, и тогда происхождение "лишних'' уровней следует объяснить; аномально и обнаружение экзотических валунов на островах Ольхон и Ушканьих [Бухаров и Фиалков, 1996] и на некоторых участках восточного берега Северного Байкала. Вызывают удивление аномально высокие скорости современных вертикальных движений земной поверхности именно там, где в плейстоцене располагался полупокровный ледник, а также тектонические разрывы в ледниковых образованиях [Логачев и др., 1974] и некоторые другие явления. Все это вместе взятое наводит на мысль о том, что в северном Прибайкалье могли проявляться гляциоизостатические движения аналогичные тем, которые наблюдаются сегодня в Фенноскандии или на Канадском щите. Рассмотрим некоторые известные геологические сведения о Прибайкальских оледенениях, полученные за последние годы геологических исследований, и новейших деформациях геолого-геоморфологических образований, позволяющих допускать проявление гляциоизостазии, а также модельные расчеты, характеризующие состояние литосферы на постгляциальном этапе ее эволюции в Прибайкалье.

Плейстоценовое оледенение

Проблема оледенения Прибайкалья дискутируется достаточно долго, со времен исследований В. Д. Черского, П. Н. Кропоткина и др. Уже в работах Обручева [1953] отмечалось наличие ледниковых образований в Прибайкалье. В последствие было доказано былое существование ледников, установлены их масштабы и стадийность проявления оледенений. Более детальные сведения об этих природных явлениях были приведены в работах В. В. Ламакина и ряде публикаций других авторов [Логачев и др., 1974; Базаров и др., 1982; Ламакин, 1968; Салоп, 1964; Кульчицкий, 1967, 1993; Базаров, 1986; Атлас Байкала, 1993]. В процессе геолого-геоморфологических исследований установлено четырехкратное оледенение Прибайкалья [Кульчицкий, 1967, 1993], а древнейшее из них, максимальное - самаровское.

Максимальное оледенение (300-250 тыс. лет. н.) охватило обширную территорию в Прибайкалье [Логачев и др., 1974], но наибольший интерес для целей предлагаемой статьи, представляет более или менее монолитная ледниковая шапка на севере Байкальской впадины и окружающих ее хребтах (рис. 1, 2). Оледенение носило полупокровный характер.

Подстилающая поверхность отличалась сравнительно малой расчлененностью. Ледник занимал площадь более 100000 км ² , что устанавливается по фрагментам сохранившегося пояса конечных морен. Ледниковые "языки'' спускались с гор на территории окружающие Байкальскую рифтовую зону и во внутрь Северо-Байкальской впадины.

Морены максимального оледенения установлены на западной и восточной сторонах Северо-Байкальской впадины (рис. 3) и на ряду сдругими объектами отчасти датированы радиоуглеродным методом (табл. 1).

На западном побережье Северного Байкала погребенная морена, мощностью 90 м, вскрыта скважиной на глубинах от 17 до 106 м ниже современного уровня оз. Байкал и описана в работах [Кульчицкий, 1967, 1993]. На востоке самаровские морены вдаются более чем на 7 км в акваторию озера и прослеживаются на глубинах 350-400 м. Предполагается, что они формировались в субаэральных условиях [Галкин, 1975], поскольку неизвестны морфологически выраженные морены, формирующиеся в субаквальных условиях при современном оледенении, и свидетельствуют о существенном падении уровня озера около 300 тыс. лет назад.

Более молодая категория ледниковых образований объединяет разновозрастные поздние среднеплейстоценовые (тазовские) и ранние позднеплейстоценовые (раннеермаковские - от 80 тыс. лет назад). Общим для них является характер соотношений с байкальскими террасами. В удалении от береговой зоны они формируют поверхности, сохранившие специфические черты ледникового рельефа. В прибрежной зоне их поверхность несет следы абразионного воздействия и на них сформировался плоский рельеф террас Байкала. Последние развиты на уровнях 150 м, 80 м, 35-50 м террас. В районе Тыйского мыса в береговых обрывах от м. Курла до устья р. Тыи, на обоих мысах бухты Фролиха, левом водоразделе р. Бирамьи близ ее устья и ряде др. мест установлено, что в теле террас в сложных фациальных взаимоотношениях залегают озерные, ледниково-озерные и ледниковые валунные суглинки, перекрытые озерными отложениями и покровными суглинками с реликтовыми озерными гальками. В целом для всей этой группы ледниковых образований характерно тесное сочетание с озерными. В последних широко развиты мерзлотные инволюции и частая примесь крупного, вплоть до гигантских глыб (с ясными следами ледниковой обработки), материала - дропстоун.

Таким образом, устанавливается общая синхронность ледниковых образований и озерных (байкальских, иногда с эндемичными диатомеями) отложений и абразионное преобразование рельефа морен в береговой, контактной зоне оз. Байкал. Проникновение озерных байкальских фаций в ледниковые, по видимому, отражает особенности взаимоотношений вод озера с ледниковыми "языками'' в период дегляциации. Возраст этих образований определяется на основании геолого-геоморфологических данных, находок остатков крупных млекопитающих видов среднего плейстоцена в разрезе 80 м террасы [Базаров, 1986] и радиоуглеродного датирования (  57000 лет н.) отложений 40-м террасы на м. Тыя (см. табл. 1).

Более молодые морены широко развиты на побережьях Северного Байкала (см. рис. 3). Их отличительная особенность - хорошо сохранившийся ансамбль донных, боковых и конечных морен, флювиогляциальных валунно-галечниковых и озерных равнин в тылу и перед фронтом конечных морен. Они явно моложе ледниковых образований, связанных с 35-50-м террасами, а к ним прислонены или местами вложены речные и Байкальские террасы высотой до 20-25 м. Среди указанных ледниковых образований, по-видимому, могут быть выделены две возрастные группы - позднеермаковские - до 50 тыс. лет назад (морены рек Тампуды, Шегнанды, Кичеры и др. - единичные даты приведены на рис. 3 и в табл. 1) и сартанские (моложе 25880 350 лет назад). Последние представлены, главным образом, каровыми ледниками и лишь местами выдвигались в прибрежную зону Байкала.

Как видно из приведенных данных, важнейшей особенностью ледниковых образований максимального оледенения являются его полупокровный характер, слабая (несравненно меньшая, чем в последствии) расчлененность подстилающей поверхности и залегание морен в Байкальской впадине ниже современного уровня озера. Последнее трудно объяснить не допуская возможности более низкого стояния уровня озера в самаровское время. Но учитывая результаты бурения глубоководных скважин на подводном Академическом хр. [Кузьмин и др., 1997], это явление, возможно, было не столь значительным, что бы могло осушить части хребта, в пределах которых пробурена скважина BDP-96, находящиеся сегодня на глубине 300-350 м. Но снижение уровня озера само по себе не было простым событием и сопровождалось одновременно тектоническим опусканием дна озера и подъемом его берегов [Логачев и др., 1974; Обручев, 1953; Салоп, 1964; Демьянович и др., 1988]. Постмаксимальные ледниковые образования в высокогорьях Прибайкалья лежат в долинах глубоко (до 1000 м) прорезающих экзарационную поверхность максимального оледенения, что позволяет допускать значительное тектоническое поднятие уже после максимального оледенения. Изучение всего комплекса ледниковых и озерных отложений и их взаимоотношений свидетельствует о значительном преобразовании рельефа в послеледниковое время.

Деформации позднеплейстоценовых и голоценовых осадков

Разная морфологическая выраженность активных разломов и их пространственное взаимоотношение с разновозрастными толщами осадков и формами рельефа, в том числе ледникового и постледникового происхождения, делают возможным выделить три их возрастные группы [Демьянович и др., 1988].

К первой возрастной группе относятся деформации элементов рельефа, связанные с разломами, оживление движений по которым датируются началом позднеплейстоцен-голоценового этапа активизации. В наиболее не затушеванном виде они выразились в смещении валов конечных морен, отмечающих максимальное выдвижение ледников в береговую полосу Байкала (мыс Тыя), а также среднеплейстоценовых (тазовских) озерных и ледниковых отложений 80 м террасы [Демьянович и др., 1988]. Вследствие ограниченной распространенности среднечетвертичных форм в современном наземном рельефе выявление таких разломов существенно затруднено. Разломы, активные с позднего плейстоцена, были обнаружены на участке дельты р. Верхней Ангары, в районе с. Верхняя Заимка и в пределах Рель-Слюдянской аккумулятивной равнины. Вместе с тем выделенные эхолотной съемкой конечноморенные амфитеатры максимального оледенения опущены на значительные глубины вдоль всего 6аргузинского побережья озера и вдаются в акваторию озера более чем на 7 км, что позволяет предполагать высокую активность тектонических движений позднеплейстоцен-голоценнового возраста [Сизиков и Леви, 1987]. Слабая сохранность форм рельефа, связанных с разломами первой группы, объясняется последующими неоднократными переработками сформировавшихся уступов более поздними движениями.

Во вторую возрастную группу могут быть объединены разломы, деформирующие первого позднеплейстоценового оледенения, встречающиеся во многих местах байкальского побережья. Подобные деформации наблюдаются в устьях рек Мужинай, Молокон, в среднем течении р. Кичеры, в устье р. Томпуды, вдоль юго-восточного обрамления Большереченско-Давшинской и Сосновско-Таркуликской депрессий, в устье р. Снежной и так далее. В береговой полосе Байкала активизация движений по разломам сопровождалась перестройкой конфигурации береговой линии и трансгрессией озера, которая запечатлелась во второй (6-8 м) байкальской террасе. Вдоль побережья Тыя-Горемыкского плато и Баргузинского хребта тыловой шов террасы косо срезает конечно - моренные амфитеатры и высокие уровни флювиогляциальной, аллювиальной и озерной аккумуляции. В подножие Приморского и Байкальского хребтов тектонические уступы этого возраста перекрыты конусами выноса предгорных шлейфов. К этой же возрастной группе могут быть отнесены движения смещающие отложения каргинско-сартанского возраста (50-12 тыс. лет назад), в том числе датированные радиоуглеродным методом.

Третья возрастная группа "дизъюнктивных движений" отмечена "свежими" разрывами на северо-западном (м. Курла) побережье озера, датированных по археологическим данным эпохой позднезырянского (сартанского - 24-12 тыс. лет назад) оледенения [Ендрихинский, 1982]. В рельефе восточных побережий признаки этих движений далеко не бесспорны, что, впрочем, не относится к устью р. Селенги, где в это время началось оформление прямолинейного приразломного уступа, ограничивающего с юго-востока современную дельту реки. В целом контуры береговой линии изменились незначительно, и трансгрессивный характер сформированной в голоцене первой (2-4 м) байкальской террасы выражен менее контрастно, чем у террас более высоких уровней. Исключение представляют, пожалуй, лишь низменные аккумулятивные берега в устьях крупных рек, где на рубеже плейстоцена и голоцена происходила активная деградация мерзлоты и обширные участки сартанских (24-12 тыс. лет назад) террас, видимо, были уничтожены термоабразионными процессами. Необходимо отметить, что в ряде случаев термоабразионные и термоэрозионные уступы, вероятно, трассируют зоны разломов, являющихся источниками термальных вод. Подобный механизм образования уступов, ограничивающих заболоченные котловины, может объяснить, в частности, особенности строения рельефа изголовий крупных мысов в предгорьях Байкальского хребта, на некоторых участках дельты р. Верхней Ангары между оз. Байкал и с. Верхняя Заимка, а также перешейке полуострова Святой Нос.

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

Оценка параметров Баргузинского ледника

В этом плане особый интерес представляет вопрос о мощности Баргузинского полупокровного ледника, лежавшего на севере оз. Байкал. Ответ на него лежит в знании о современных ледниках, описание которых можно найти в многочисленных публикациях. Лед удобно, как показано ниже, рассматривать как вязкое твердое тело, которое растекаясь под действием силы тяжести [Ландау и Лифшиц, 1965], сохраняет достаточно строгое соотношение между своими площадными размерами и толщиной, что описывается для современных ледников уравнением вида:

(1)

где S_g - площадь занимаемая ледником в км ² и H_g - толщина ледникового щита, в км при коэффициенте корреляции r² = 0.625 и объеме выборки n = 70 . Подставив в уравнение (1) примерное значение площади ледника, определяемое в нашем случае по поясу конечных морен максимального оледенения, получаем примерную толщину ледникового покрова равной согласно зависимостям (1) и опубликованной ранее (13) около 700 м. Эта оценка более или менее согласуется с геолого-геоморфологическими, которые по высоте троговых долин определяют толщину ледника равной примерно 400 м [Логачев и др., 1974].

Для сравнения приведем сведения о размерах современных гигантских континентальных ледниковых покровах Антарктиды и Гренландии [Долгушин и Осипова, 1989]. Общая площадь S_g Антарктического ледникового покрова 13 589 000 км ² при средней мощности льда H_g = 2450 м, а максимальной H_g = 4700 м, для Гренландского соответственно S_g = 1 726 400 км ² , H_g = 1790 м и 3416 м. При этом отметим, что если мысленно удалить эти ледяные шапки с земной поверхности, то окажется, что Антарктида будет затоплена морскими водами с образованием внутреннего моря с глубиной около 1500 м. То же произойдет и с Гренландией, только море здесь будет более мелким около 800 м. Северобайкальский ледник хотя и уступает этим гигантам в размерах, тем не менее мог оказать существенное воздействие на подстилающую поверхность.

В данном случае трудно удержаться от предположения о том, что в период максимального оледенения уровень оз. Байкал мог находиться ниже современного на 300-400 м. Реконструкция этого предположения приведена на рис. 1a. Видно, что еще 300-400 тыс. лет назад Байкальское озеро могло состоять из трех сообщающихся, а может быть и разобщенных водоемов. В этом случае циркуляция воды в озерных ваннах должна была существенно отличаться от современной и, следовательно, иной была ландшафтная обстановка. О более низком стоянии уровня озера в эпоху оледенения говорит и тот факт, что некоторые археологические памятники (например, Улан-Хада), разрушаются в результате медленного погружения под уровень озера.

Крупные размеры ледниковой шапки и ее суммарной массы, позволяют допустить возможность проявления в Прибайкалье гляциоизостатических движений. Однако, что бы быть уверенными в реальности проявления постгляциального поднятия в Байкальском рифте, необходимо исключить возможное влияние гравитационных эффектов на скорости современных вертикальных движений земной поверхности, упомянутые выше. Коротко рассмотрим характер площадного распределения как аномалий скоростей современных вертикальных движений земной поверхности по геодезическим данным, так и гравитационных аномалий.

Аномалии скоростей современных вертикальных движений земной поверхности (СВДЗП) по геодезическим данным

На основе существующих измерений СВДЗП, выполненных Читинским и Восточно-Сибирским АГП в начале 90-х годов и вошедших в основу карты СВДЗП территории СССР, была построена схема СВДЗП для территории Байкальской рифтовой зоны. В районе, где располагался полупокровный ледник фиксируется довольно сложная картина распределения аномалий СВДЗП. Однако, в первом приближении, можно выделить две полосы аномалий, имеющих северо-восточное простирание и характеризующиеся соответственно положительными и отрицательными значениями величин вертикальных движений. Первая протягивается от п-ова Святой Нос и до Верхнеангарской впадины, вторая - от о-ва Ольхон, огибая первую с запада, до северных склонов Верхнеангарского хребта. Первая - полоса положительных аномалий, разбита в свою очередь еще на несколько. Наиболее ярко выделяются три из них: северо-восточная - наиболее интенсивная над Верхнеангарской впадиной и примыкающим к ней горным обрамлением хребтов Делюн-Уранского и Северо-Муйского (максимальные значения скоростей приходятся на верховья р. Верхней Ангары +27.4 мм/год и исток р. Янчуя +16.3 мм/год); центральную - над Кичерской впадиной (значения скоростей в верховьях р. Кичеры +8.9 мм/год) и юго-западную - над Баргузинским хребтом, п-ов Святой Нос и южной частью Байкальского хребта (с разбросом значений скоростей от +0.2 до +8.8 мм/год). Интересно то, что названные максимумы пространственно совпадают с местами наиболее хорошо проявленных следов оледенения. Вторая отрицательная полоса - разбита как минимум на четыре отрицательные аномалии, из которых самая большая северо-восточная (примыкает к самой крупной из положительных, располагаясь над восточной частью Верхне-Ангарского хребта (значения скоростей нисходящих движений в верховьях р. Конкудера достигают 14.6 мм/год). Остальные протягиваются на юго-запад вплоть до о-ва Ольхон, минуя хр. Сынныр и Унгдар, через осевую часть Предбайкальского прогиба и огибая с запада группу положительных аномалий. Средние значения скоростей нисходящих движений здесь составляют -2 мм/год. Ясно, что имеющиеся аномалии нельзя относить только к возможному проявлению гляциоизостатических движений и следует допускать, что здесь задействован многоплановый сложный механизм, в котором, вероятно, одними из главных возмущающих факторов могут являться и гравитационно-плотностные неоднородности литосферы и собственно тектоно-динамические различия разнообразных элементов морфоструктуры.

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

Глубинное строение земной коры и верхней мантии под Байкальским рифтом

Для оценки физических характеристик субстрата, на котором лежал ледниковый щит и который участвовал и, вероятно участвует в настоящее время, в реализации гляциоизостатических движений, необходимо в первом приближении оценить на каком глубинном уровне могла происходить компенсация ледниковой нагрузки. Вероятно, компенсационные явления должны были иметь место на тех уровнях в земной коре и верхней мантии, которые обладали пониженными прочностными характеристиками и повышенной пластичностью. По данным сейсмических зондирований земной коры и мантии Прибайкалья известно, что в их разрезе имеют место быть по меньшей мере 3 горизонта с пониженными прочностными свойствами, находящие свое отражение в изменениях скоростей прохождения сейсмических волн [Артюшков, 1993]. Первая от поверхности неоднородность залегает на глубинах от 12 до 20 км и грубо совпадает с областью концентрации сейсмических очагов в Прибайкалье, вторая - залегает на глубинах от 35 до 50 км, практически под подошвой земной коры и, наконец, третья - астеносфера, глубина залегания кровли которой по разным оценкам колеблется от 50 до 90 км. И еще один немало важный факт - это то, что именно в районе Баргузинского хребта очаги землетрясений фиксируются до глубин 55 км, против их "стандартного'' глубинного их положения в коре Байкальского рифта - до 35 км. На какой же из неоднородностей могла происходить компенсация ледниковой нагрузки?

Ответить на этот вопрос не просто. То, что это не астеносфера - ответ однозначный. Слишком мал по своим линейным размерам, а следовательно, и массе Баргузинский ледник. Наличие аномально глубоких (до 55 км) очагов землетрясений там, где имела место максимальная мощность ледника и где сегодня наблюдаются аномально высокие скорости СВДЗП, позволяет утвердительно говорить о том, что подкоровая неоднородность в процессе компенсации ледниковой нагрузки участвовала точно, так как в противном случае наличие относительно пластичных пород на этом уровне глубин препятствовало бы прорастанию сейсмогенерирующих разломов. Но в такой ситуации и внутрикоровая неоднородность несомненно участвовала в компенсации ледниковой нагрузки, так как немыслимо представить себе обратный вариант, который будет явно противоречить формальной логике.

Таким образом, мы располагаем практически всей необходимой информацией для ряда модельных расчетов, которые, как нам кажется, должны дать ответ на следующие весьма важные вопросы:

• каковы предельно минимальные линейные размеры и масса ледника, который может вызвать проявление заметных гляциоизостатических движений;
• каковы предельно возможные размеры ледниковых покровов на Земле при заданных ее средних физических характеристиках;
• какова возможная амплитуда постгляциальных перемещений в Прибайкалье;
• каковы вязкостные характеристики той части земной коры и мантии Прибайкалья, которые участвуют в проявлении гляциоизостатического выравнивания.

Некоторые модельные физические оценки

Для построения моделей постгляциального поднятия необходимо определить, каковы должны быть характерные линейные размеры - L и оценить высоту - Н области поднятия. Для проведения оценочных расчетов, представим модель послеледникового поднятия в виде прямоугольного параллелепипеда с площадью основания - S_g = L² и высотой Н , причем L Н . Как следует из эмпирической зависимости (1), последнее неравенство выполняется для всех ныне существующих ледников с большой надежностью.

Для построения такой модели, можно рассматривать литосферу, как очень вязкую жидкость, а сам процесс послеледникового поднятия, как гидродинамическое затухание сильно вытянутого возмущения длиною L на плоской поверхности слоя вязкой несжимаемой жидкости большой вязкости h. Тогда получаем уравнение вида:

(2)

где r - средняя плотность земной коры в области поднятия, g - ускорение силы тяжести, а t - время послеледникового поднятия рассматриваемой области. В нашем примере r = 3.03 г/см ² , L = 320 км = 3.2 10⁷ см и t = 30000 лет = 9.5 10¹¹ с. Подставив в уравнение (2) приведенные параметры получаем h = 1.3 10²⁰ пуаз, что несколько меньше оценок, полученных в Фенноскандии и Канадском щите [Артюшков, 1993], но неплохо согласуется с оценками для Прибайкалья, полученными ранее [Levi and Sherman, 1995].

Однако формула (2) неудобна для оценок размеров области постгляциального поднятия L , поскольку связывает две плохо определяемые величины, собственно L и h . Поэтому попытаемся вывести уравнение, которое бы связывало L с только хорошо оцениваемыми физическими характеристиками литосферы, для чего будем рассматривать ее как твердое тело, обладающее высокой вязкостью [Ландау и Лифшиц, 1965]. В этом случае тензор напряжений такого тела можно записать в общем виде:

(3)

где G - модуль упругости вещества литосферы, а U_ik dL/L - относительные деформации. Для проводимых оценок достаточно рассмотреть простейший случай однородной изотропной литосферы, а производную в гидродинамической части тензора напряжений заменить ее оценкой:

(4)

где "гидродинамическое'' время t L/n , а n - характерная скорость поднятия. Теперь уравнение (3) для изотропного напряжения существенно упрощается:

(5)

и для того, чтобы вязкость и упругость рассматриваемого тела были одного порядка величины, необходимо выполнить условие:

(6)

Возвращаясь теперь к рассматриваемой модели области поднятия исходя из основного условия L H получаем:

(7)

и тогда тензор напряжений можно описать как:

(8)

а искомая оценка необходимых размеров области поднятия может быть получена из:

(9)

Уравнение (9) является непротиворечивым, поскольку, если исключить G из формул (5) и (6), получится, и в этом легко убедиться, практически та же формула (2). Теперь подставляя в уравнение (9) характерные для горных пород, слагающих литосферу Прибайкалья, значения G 2.8 10¹¹ дин/см ² и r 3.03 г/см ³ , получаем L 220 км, что не противоречит наблюдаемым. Некоторые оценки , выполненные с использованием тех же уравнений позволяют оценить характерный минимальный размер ледника, способного вызвать гляциоизостатические движения. Его характерный размер не может быть меньше 25 км. В тоже время толщина даже очень большого ледника не может превышать в среднем 3.5 км, так как в противном случае он просто раздавит собственное основание.

В то же время интересно оценить возможную амплитуду постгляциального поднятия. Для этого необходимо знать плотность льда - rg , плотность подстилающего субстрата - r и толщину ледового панциря H_g , которую для простоты расчетов примем равной 1000 м, не погрешив при этом перед истиной, поскольку из уравнения (1), мы получаем лишь среднее значение H_g . Тогда из уравнения:

(10)

получаем высоту подъема 200-300 м, что также не плохо согласуется с оценками амплитуд позднечетвертичных тектонических перемещений по данным морфометрического анализа, выполненного в Северном Прибайкалье с учетом глубины врезания современной речной системы и скоростей осадконакопления [Леви и др., 1981]. В то же время может быть оценена и скорость этого поднятия из уравнения:

(11)

О темпах дегляциации сартанских ледников и некоторые вопросы палеогеоэкологии человека

Из-за плохой сохранности конечноморенных валов максимального оледенения и, следовательно, прослеживаемости его географических контуров, практически не возможно сегодня оценить ход дегляциации в Прибайкалье. Имеющиеся геолого-геоморфологические факты позволяют, с той или иной правдоподобностью, восстановить ход дегляциации во временном интервале до 40 тыс. лет назад. Коротко поясним этот тезис. Пожалуй, единственным на сегодняшний день местом, где хорошо сохранились конечноморенные валы, числом порядка 10, является долина р. Кичеры (сев. оконечность оз. Байкал). Эти конечноморенные валы имеют хорошую морфологическую выраженность и методами относительной геохронологии были датированы от раннеплейстоценового до поздневерхнеплейстоценового времени [Базаров, 1986]. Позднее в 1989 г., С. С. Осадчий построил карты всей системы конечноморенных валов долины р. Кичеры и установил, что их 11-13, допуская при этом, что самая нижняя морена фиксирует пространственное положение границы максимального оледенения, возраст которого, как уже упоминалось, составляет около 300000 лет. Еще позднее, в 1994-95 гг. П. Г. Кириллову и С. Баку удалось получить дату из морены Чалаута 34350±60 лет (табл. 1), что совершенно не соответствует данным относительной геохронологии, представленным ранее названными исследователями. На схеме (рис. 4, по Осадчему, [1989]) отчетливо видно, что шаг между моренными валами существенно меняется. Это позволяет допустить, что темпы отступления ледника отражали вариации климатических изменений (в относительных символах) "тепло-холодно''. Для того, чтобы получить относительные возраста каждого моренного вала необходимо допустить, что потепление происходило равномерно. Если это допущение имеет смысл, то представляется возможным косвенное датирование каждого моренного ряда с учетом расстояний между моренными валами. Эти простые расчеты показали, что темпы дегляциации менялись во времени (рис. 5) и действительно косвенно отражают вариации "тепло-холодно''.

Временно отвлечемся от проблемы дегляциации и рассмотрим интенсивность почвообразования в Восточной Сибири за последние примерно 50000 лет. Для построения графика (рис. 6) была использована коллекция ¹⁴С-датировок полученных в разные годы и разными исследователями (Приложение 1, табл. 2). Далее, для работы с базой данных, было сделано допущение, что если явление имеет "глобальное'' развитие, то число попаданий дат в ячейку заданного "временного окна'' будет максимальным, а если процесс находился в состоянии угнетенности - минимальным. "Временное окно'' было выбрано таким образом, что оно перекрывало стандартную ошибку определения ¹⁴С-дат, а перекрытие окон производилось с шагом 0.5 по шкале времени. В результате не сложных построений была получена частотная кривая косвенно отражающая вариации "тепло-холодно'' для Восточной Сибири, в целом не противоречащая имеющимся геологическим представлениям (рис. 6).

Аналогичным образом мы поступили с датировками археологических памятников Восточной Сибири (Приложение 1, табл. 3) и получили кривую частоты встречаемости, а может быть, посещаемости древними народами Прибайкальских просторов (выборке табл. 3 преобладали археологические памятники Прибайкалья). Рис. 7 иллюстрирует этот тезис.

Сравнение рис. 6 и 7 показывает некую аномалию - более частую встречаемость датировок археологических памятников во время сартанского оледенения Прибайкалья. Экстремумы падающие на голоцен как будто бы понятны - общее потепление климата способствовало освоению людьми новых территорий. Но не ясно, почему так часто встречаются памятники именно в сартанское время, когда в Прибайкалье было достаточно холодно, а древний человек был в те времена сильно зависим от природных обстановок. Однако сравнение рис. 5 и 7 как бы исключает это противоречие. Интервал времени, в котором преобладают сартанские археологические памятники совпадает с интервалом времени, когда в Прибайкалье наблюдались высокие темпы дегляциации сартанских ледников. Таким образом, мы располагаем пока косвенными, возможно, недостаточно доказанными фактами аномальности климатических условий в Прибайкалье на протяжении последних 50000 лет. Окончательное подтверждение этих особенностей климатических изменений может быть получено при совместных геологических и геоархеологических исследованиях, которые начаты в 1997 г. при поддержке грантов перечисленных ниже.

Дальнейшее решение вопроса о постгляциальном поднятии

Возможные пути дальнейшего решения вопроса о постгляциальном поднятии в Байкальской рифтовой зоне на настоящем этапе исследований сводятся к оценке интенсивности проявления постгляциальной тектоники по мере удаления от локального центра оледенения на Северном Байкале. Проявление дегляциации региона должно находиться в связи со стадиальностью высотных вариаций уровня оз. Байкал, и дополнить знания о возникновении стока из озера через прорезь р. Ангары и дать ответы на многие другие вопросы плейстоценовой жизни региона и региональных климатических изменений. Мы не исключаем того, что ответ на эти и многие другие вопросы послеледниковой истории Прибайкалья может лежать в расшифровке террасовидных уступов и террас Ушканьих островов [Ламакин, 1952].

Заключение

В Байкальской рифтовой зоне многочисленны достоверные следы новейших тектонических движений и постгляциальной активной тектоники. Существенные преобразования рельефа после эпохи максимального оледенения свидетельствуют о значительных тектонических поднятиях, для которых естественно предположить гляциоизостатическую составляющую. Показательны также соотношения байкальских террас средних (35-50, 80 м) и высоких (150 м) уровней с ледниковыми образованиями. Субсинхронность озерных и ледниковых отложений и абразионное выравнивание рельефа ледниковых образований на различных уровнях, наиболее просто могут поняты при допущении сползания ледников в прибрежную зону озера и абразионном срезании, в начале дегляциации, ледникового рельефа только что освободившегося от ледникового покрова и еще не успевшего испытать сколько-нибудь существенное гляциоизостатическое поднятие.

Предположение о гляциоизостазии хорошо согласуется с приведенными расчетами, которые показали не противоречивый характер гляциоизостатической модели.

Благодарности

Литература

Артюшков Е. В. Физическая тектоника, М., Наука, 1993, 456 с.

Атлас Байкала, Москва, 1993, 160 с.

Базаров Д.-Д. Б. Кайнозой Прибайкалья и Западного Забайкалья, Новосибирск, Наука, 1986, 181 с.

Базаров Д.-Д. Б., Будаев Р. Ц., Калмыков Н. П. О возрасте плейстоценовых террас северо-западного побережья оз. Байкал, Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири, Новосибирск, Наука, 1982, c. 155-157.

Бухаров А. А., Фиалков В. А. Геологическое строение дна впадины озера Байкал: взгляд из "Пайсиса'', Новосибирск, Наука, 1996.

Галкин В. И. О возрасте озерных террас на озере Байкал. Круговорот вещества и энергии в озерных водоемах, т. 2, Новосибирск, Наука, 1975, c. 12.

Демьянович Н. И., Пуляевский Г. М., Хаустов А. П. и др. Техногенные изменения геологической среды, Иркутск, 1988.

Долгушин Л. Д.,Осипова Г. Б. Ледники, М., Мысль, 1989, 346 c.

Ендрихинский А. С. Последовательность основных геологических событий на территории южной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене, Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири, Новосибирск, Наука, 1982, c. 6-35.

Ескин А. С., Пальшин Г. Б., Гречищев Е. К., Галазий Г. И. Геология и некоторые вопросы неотектоники Ушканьих о-вов, Труды Вост.-Сибирского ин-та СО АН СССР. Сер. геологическая, вып. 2, 1959, c. 129-152.

Кузьмин М. И., Грачев М. А., Вильямс Д., Каваи Т., Хори Ш., Оберхенсли А. Непрерывная летопись палеоклиматов последних 4.5 млн. лет (первая информация), Геология и геофизика, т. 38, № 5, 1997, c. 1021-1023.

Кульчицкий А. А. Границы максимального оледенения северной части Западного Прибайкалья, Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья. Вып. 2 (4), Чита, 1967, с. 298-301.

Кульчицкий А. А. Отложения и палеогеография эпохи максимального оледенения Прибайкалья, Геология и геофизика, № 9, 1993, c. 60-67.

Ламакин В. В. Ушканьи острова и проблема происхождения Байкала, М., Гос. изд. географ. лит., 1952, 199 с.

Ламакин В. В. Неотектоника Байкальской впадины, М., Наука, 1968, 222 с.

Ландау Л. Д., Лифшиц Е. М. Теория упругости. Теоретическая физика, т. 7, М., Наука, 1965, 203 с.

Леви К. Г., Кульчицкий А. А., Зубаренкова Л. П. Голоценовые тектонические движения центральной части Горемыко-Тыйского плоскогорья. Рельеф и четвертичные отложения Станового нагорья, М., Наука, 1981, с. 138-134.

Логачев Н. А., Антощенко-Оленев И. В., Базаров Д. Б. и др. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья, М., Наука, 1974, 359 с.

Мац В. Д. Кайнозой Байкальской впадины, Автореф. докт. диссертации, Иркутск, 1987, 47 с.

Мац В. Д. Байкал. Происхождение и развитие озерной котловины. История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки, Л., Наука, 1990, c. 167-191.

Недра Байкала по сейсмическим данным, ред. Н. Н. Пузырев, Новосибирск, Наука, 1981, 105 с.

Обручев С. В. Восточно-Саяно-Тувинское нагорье в четвертичном времени, Известия ВГО, т. 85, вып. 5, 1953, c. 17-29.

Олюнин. В. Н. О генетических типах четвертичных отложений Бурятской АССР, Материалы Всес. совещ. по изучению четвертичного периода, т. III, М., Изд-во АН СССР, 1961, c. 271-276.

Салоп Л. И. Геология Байкальской горной области, т. 1, Стратиграфия, М., Недра, 1964, 515 с.

Сизиков А. М., Леви К. Г. Возможная роль гляциоизостазических движений земной коры в поздне плейстоцен-голоценовой тектонике Байкальской впадины, Геология кайнозоя юга восточной Сибири, Иркутск, 1987.

Levi K. G., Sherman S. I. Applied Geodynamics Analysis, Science Geologiques, vol. 100, Tervuren, Belgique, 1995, 133 p.