Летом 1991 г. проведена геологическая экспедиция с подводными обитаемыми аппаратами (ПОА) «Пайсис VII» и «Пайсис XI» с 16 (11 на Академическом хребте) погружениями на дно оз. Байкал. В предыдущем году выполнено лишь два погружения в южной части Байкала на Посольской банке [Богданов и Зоненшайн, 1991], где были установлены отложения позднего миоцена и плиоцена.

В 1991 г. в качестве главного объекта изучения с подводных аппаратов выбран Академический хребет (рис. 1). Он отделяет глубокие, более 1600 м, впадины Центральной и Южной котловин от более мелководной, не более 1000 м, Северной котловины. Опробование донных осадков трубками в 1980 г. показало развитие здесь верхнемиоценовых осадков. Согласно сейсмопрофилированию как одноканальному [Николаев и др., 1985], так и, в особенности, многоканальному (выполненному под руководством А.Я. Гольмштока), Академический хребет состоит из серии тектонических сбросовых уступов, которые простираются от о. Ольхон (на западном побережье озера) к о. Большой Ушканий (на восточном побережье). Азимуты простирания уступов в целом составляют 50°, что хорошо совпадает с направлением на полюс раскрытия Байкальского рифта [Zonenshain & Savostin, 1981]. Вершины хребта находятся на глубинах 300-350 м. На юго-восточном склоне хребта хорошо картируется система сбросов с поднятыми северо-западными и опущенными юго-восточными бортами [Зоненшайн и др., 1992]. При переходе на северо-восток по простиранию хребта ближе к о. Б. Ушканий появляется серия сбросов, наклоненных в противоположную сторону, на северо-запад (рис. 1). Все это показывает, что Академический хребет является горстом, разделяющим две крупные впадины, выполненные осадками: очень мощными до 7.5 км на юго-востоке и не более 3 км на северо-западе [Зоненшайн и др., 1992].

До последнего времени об истории Академического хребта известно мало. Предполагалось, что он погрузился ниже уровня озера в плиоцене или плейстоцене [Логачев, 1974; Лут, 1964; Николаев и др., 1985]. Подводные исследования с аппаратами «Пайсис» были сделаны в тех местах, где, согласно сейсмическим данным, обнажаются кристаллический фундамент и перекрывающие его осадки.

Контакт осадков с фундаментом проходит на уступах разломов, нарушающих склоны Академического хребта, на глубинах 400-350 м (рис. 2а-в). На уступах Ушканьего и Ольхонского разломов вблизи Ушканьих островов контакт прослежен на глубинах 830-1020 м. На подводном продолжении п-ова Святой Нос он пересечен на глубине 1150 м (рис. 2г). Почти повсеместно породы фундамента интенсивно выветрены. Сохраняя первичные текстуры и структуры, они легко разрушаются в руках. Мощность коры выветривания, видимо, колеблется от первых метров до 10-20 м, а на продолжении Св. Носа - до 150 м. Кора выветривания формировалась в наземных условиях. В дресвяниках содержатся споры мел-палеогенового возраста, переотложенные, очевидно, из древней коры выветривания (здесь и ниже определения Г.Н. Шиловой и Е.В. Безруковой).

На неровной поверхности фундамента залегает базальный горизонт слабо сцементированных галечников с отдельными валунами до 25 см, состоящими из плоской, хорошо окатанной гальки подстилающих метаморфических пород, кварца, а также из щебнистого материала в глинистой матрице. Мощность базального горизонта обычно составляет несколько метров.

На Академическом хребте и на уступе Приморского разлома (маршруты I, II, IV, VI, VII) галечники перекрыты характерными глинами, поверхность которых испещрена округлыми или овальными кавернами, порами размером от 1-2 до 5-7, редко 10 см. Происхождение каверн неизвестно. В большинстве взятых колонок глины лишены слоистости, однако она часто видна в обнажениях. Глины достаточно плотны, чтобы удерживать невысокие уступы. Местами они прослоены более плотными зелеными глинами (алевритистыми глинами). Глины слагают вершину Академического хребта, их видимая мощность, судя по наблюдениям с ПОА «Пайсис», составляет 50-75 м, но местами они редуцированы.

Следует отметить, что все поднятые осадки выше галечников отличаются тонкой зернистостью и высокой глинистостью, что говорит о слабом привносе терригенного материала с берега или о быстром затоплении водой.

Возраст кавернозных глин определен Г.Н. Шиловой по спорово-пыльцевым спектрам, полученным из многих проб. В спектрах преобладает пыльца Pinus cf. sibirica (31-41%), полыни (6-8%); единична пыльца ели, пихты, сосны, кустарниковых берез, ольхи, широколиственных пород - лещины, дуба, липы, травянистых - злаков, маревых, разнотравья, споры папоротников семейства Polypodianae, зеленых и сфагновых мхов, плаунов и плаунков. Отмечается сходство спорово-пыльцевых комплексов с 3-м комплексом аносовской свиты на юго-восточном побережье Байкала [Адаменко и др., 1982]. Отложения сформировались в плиоцене, возможно, в конце плиоцена - начале четвертичного периода. Во многих образцах содержится темная, плохой сохранности пыльца и споры мел-палеогенового облика, по-видимому, переотложенные из древних кор выветривания, широко развитых в Прибайкалье [Логачев, 1974].

Таким образом, вершины сбросовых блоков на гребне Академического хребта и в южной части Северного бассейна были перекрыты трансгрессией в конце плиоцена. При этом следует заметить, что слои, перекрывающие вершины блоков, наклоненных в противоположную сторону от оси рифта, являются наиболее молодыми в трансгрессивной серии и, следовательно, трансгрессия могла начаться значительно раньше. Подтверждение этому можно найти в разрезах на Ольхонском разломе и на подводном продолжении п-ова Святой Нос (маршрут III, VIII, V, IX).

Северное окончание Ольхонского разлома имеет ступенчато-сбросовое строение, причем на каждой ступени вскрыт трансгрессивный, с базальным конгломератом контакт озерных глин с подстилающими породами кристаллического фундамента (рис. 2в). На Святоносском блоке выветрелые породы фундамента непосредственно перекрыты толщей мелкослоистых, кавернозных глин около 300 м мощностью. Выше залегают неслоистые глины мощностью 55 м (рис. 2г).

По определениям Г.Н. Шиловой спорово-пыльцевые комплексы в глинах включают темную пыльцу плохой сохранности Pinus siberica formis (13-30%), Pinus sect. Cembra (2 - 10%), единичную пыльцу ели, пихты, Picea sect. omorica, Podocarpus, березы, крупных форм ольхи, широколиственных пород, субтропических пород, спор папоротников Conopteris, Filicalis, плауна Licopodium sp. Спектры свидетельствуют о распространении хвойных лесов. По долинам были развиты березовые леса с участками широколиственных и субтропических пород. Климат был мягче современного. Вероятно, вмещающие глины отлагались в позднем миоцене. К этому следует добавить, что на западном побережье Святого Носа известны выходы маломощных верхнемиоценовых угленосных отложений, залегающих на породах докембрия [Попова и др., 1989].

С учетом изложенного выше восстанавливается следующая последовательность геологических событий. Блок п-ова Святой Нос до позднего миоцена составлял единое целое с Академическим хребтом, а Ольхонский разлом соединялся, скорее всего, с разломом вдоль юго-восточной окраины полуострова и далее с Баргузинским разломом (рис. 3б). Погружения в Баргузинском рифте начались, возможно, синхронно с погружениями в Южной и Центральной котловинах Байкала (рис. 3а), о чем говорит развитие мощной толщи угленосных миоценовых отложений [Логачев, 1958; Базаров, 1986]. Погружения вдоль западной окраины блока и на Академическом хребте начались синхронно в позднем миоцене и привели к заложению грабена, разделившего обе структуры. В то же время, скорее всего, начались погружения и трансгрессия в Северном бассейне. Своего максимума они достигли в конце плиоцена - начале четвертичного периода, когда оказались перекрытыми вершины наклонных сбросовых блоков. Образование сбросов, смещающих верхнемиоценовые осадки (рис. 2в), следует датировать плиоценом. На сейсмических профилях MOB [Зоненшайн и др., 1992] видно, как сбросы смещают молодые осадки, иногда вплоть до современных. Подтверждается, таким образом, представление об увеличении интенсивности тектонических движений в позднем плиоцене и в четвертичное время [Логачев, 1958; Флоренсов, 1960; Mats, 1992; Логачев и Флоренсов, 1977; Попова и др., 1989 и др.].

Таким образом, исследования сбросовых уступов непосредственно с ПОА «Пайсис» выявили по крайней мере два крупнейших тектонических события в истории формирования Академического хребта (рис. 3в): первое - в позднем миоцене, когда началось крупномасштабное спускание северной части Байкала от Академического хребта на север, и второе, очевидно, в плиоцене (оно продолжается и сейчас), когда шло расчленение сбросовых блоков на более частные структуры с их вертикальными перемещениями друг относительно друга на несколько сотен метров.

Последовательное погружение сбросовых ступеней, распространявшееся с юго-востока на северо-запад (рис. 3в), можно связывать с изменениями кинематики и ориентировки вектора раскрытия Байкала. Это могло привести сначала к активизации древних разломов, имевших субмеридиональное или северо-восточное, затем субмеридиональное простирание (рис. 3а и б). Наши данные и данные других исследователей [Mats, 1992; Базаров, 1986] свидетельствуют о том, что усиление темпа движений и, главное, начало контрастных движений в Байкальском рифте (не только погружение котловин, но и воздымание окружающих поднятий) следует относить к позднему миоцену (датирование требует дополнительного обоснования). Подобный разрыв во времени между началом рифтообразования и воздыманием плечей рифта отмечается и в других рифтовых системах, в частности в рифтах Восточной Африки [Казьмин, 1987]. Указанный разрыв может соответствовать времени, необходимому для миграции расплава из выступа аномальной мантии под рифтом к подошве коры и образования «рифтовой подушки» [Крылов и др., 1981]. Возможно также, что усиление контрастных движений связано с повторным подъемом и, возможно, смещением астеносферного выступа после очередного импульса растяжения. Такой импульс, судя по вспышке вулканизма и нашим данным, имел место в Байкальской рифтовой зоне во второй половине миоцена.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Зоненшайн Л.П., Гольмшток А.Я., Хатчисон Д. Структура Байкальского рифта // Геотектоника. 1992. №. 5. С. 63-77.

2. Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П. Обнажение миоценовых осадков на дне озера Байкал и время сбросообразования (по наблюдениям с подводных обитаемых аппаратов «Пайсис») // ДАН. 1991. Т. 320. С. 931-933.

3. Логачев А.Н. Кайнозойские континентальные отложения впадин байкальского типа // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1958. №4. С. 18-29.

4. Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.; Л: Изд-во АН СССР, 1960. 268 с.

5. Логачев Н.А. В кн.: Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. С. 16-162.

6. Крылов С.В., Мандельбаум М.М., Мишенькин Б.П. и др. Недра Байкала по сейсмическим данным. Новосибирск: Наука, 1981. 105 с.

7. Mats V.D. The structure and development of the Baikal rift depression. Baikal Intern. Center for ecol. res. Preprint. Irkutsk, 1992. 70 p.

8. Логачев H.A., Флоренсов Н.А. В кн.: Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. Новосибирск: Наука, 1977. С. 19 - 29.

9. Лут Б.Ф. В кн.: Геоморфология дна Байкала и его берегов. М.: Наука, 1964. С. 5-123.

10. Николаев В.Г., Ванякин Л.А., Калинин В.В., Милановский В.Е. Строение осадочного чехла озера Байкал // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1985. Т. 60. В. 2. С. 43-54.

11. Попова С.М., Мац В.Д., Черняева Г.П. и др. Палеолимнологические реконструкции, Байкальская рифтовая зона. Новосибирск: Наука, 1989. 111 с.

12. Адаменко О.М., Белова В.А., Ендрихинский А.С. В кн.: Позднекайнозойская история озер в СССР. Новосибирск: Наука, 1982.

13. Базаров Д.Б. Кайнозой Прибайкалья и Западного Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1986. 180 с.

14. Zonenshain L.P., Savostin L.A. Geodynamics of the Baikal rift zone and plate tectonics of Asia // Tectonophysics. 1981. V. 76. P. 1-45.

15. Казьмин В.Г. Рифтовые структуры Восточной Африки: раскол континента и зарождение океана. М.: Наука. 1987. 206 с.

Ссылка на статью:

Зоненшайн Л.П., Казьмин В.Г., Кузьмин М.И., Добрецов Н.Л., Баранов Б.В., Кононов М.В., Мац В.Д., Балла З., Фиалков В.А., Харченко В.В. Геология дна Байкала, изученная с подводных аппаратов «Пайсис» // Доклады Академии Наук. 1993. Т. 330. № 1. С. 84-88.