Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере

Наиболее отчетливый и хорошо изученный молодой разрыв известен в районе мысов Северного и Среднего Кедровых, который прослеживается вдоль берега Байкала более, чем на 30 км. Этот разлом представлен сбросовыми рвами, вертикальными обрывами, трещинами растяжения, обвальными осыпями, смещением крупных блоков гранитных пород вниз по склону.

Все эти неотектонические формы образовались по сейсмогенному разлому в результате быстрых движений земной коры в момент сильных (10 баллов и более) землетрясений. Амплитуды сбросов по таким “живым” разломам оцениваются в наземной части от 1.5 до 60 м. Погружения “Пайсиса” в районе мыса Северного Кедрового показали, что в подводной части все эти процессы выражены более мощно, выглядят ярче и интенсивнее. Так, очень подвижная и относительно “свежая”, не покрытая илом и глинистыми осадками, подводная обвальная осыпь, прослеженная с глубины 800 м до 300 м, сменяется коренной скальной, почти отвесной стенкой, уходящей вверх до прибрежной отмели. Осыпи с крупноглыбовыми гранитными обломками настолько, подвижны, что при касании их лыжей “Пайсиса” они приходят в движение. Суммарная амплитуда этого подводного неотектонического смещения достигает 800 м. Очевидно, что главный “живой” сейсмогенный разрыв располагается не в береговой зоне, где он был изучен ранее, а трассирует более мощный разлом на дне Байкала. Таким образом, устанавливается, что подводные склоны Байкала подвержены интенсивному тектоническому разрушению. Структурный тип материкового подводного склона можно определить как ступенчато-сбросовый. Наблюдения свидетельствуют о протекании мощных неотектонических процессов на дне озера Байкал, обусловливающих значительную деструкцию его материкового склона и расширение впадины в запад ном направлении. Эти процессы развивались многоэтапно и, судя по обнаруженным подводным рвам, не засыпанным современными осадками, продолжают активно образовывать современные формы на дне и на склонах впадины оз. Байкал.

Проведенное изучение дна Байкала с помощью ПОА “Пайсис” является беспрецедентным в истории научных исследований озера, а каждый отдельный глубоководный спуск позволил получить новые данные о геологическом строении этого уникального водоема.

Результаты изучения керна скважин. В рамках международного проекта "Байкал- бурение" в акватории оз. Байкал в 7 км восточнее устья р. Бугульдейки в марте 1993 г. впервые были пробурены со льда на глубине 354 м от поверхности две скважины BDP-93-1 (глубина 102 м) и BDP-93-2 (глубина 98 м) (рис. 9). Проект является частью программы "Глобальные изменения природной среды и климата во внутренней Азии и прогноз их развития по данным геологических и палеолимнологических исследований на Байкале" и преследует цель получить разрез осадочного наполнения озера как можно большей мощности и затем на основе его детального изучения различными методами расшифровать особенности палеогеографической обстановки накопления осадков. Учитывая скорость осадконакопления в этой части озера (по данным радиоуглеродных датировок 0.02 см/год для верхних 400 см и 0.1 см/год для нижележащих горизонтов), отложения, вскрытые скважинами, могут содержать летопись геологических событий, происходивших на протяжении нескольких десятков тысяч лет.

В результате литологических и палинологических исследований керна скв. BDP-93-1 можно сделать следующие выводы:

По данным палинологического анализа в разрезе скв. BDP-93-1 выделяются осадки голоцена (мощностью 4-5 м) и верхней части плейстоцена. Спорово-пыльцевые комплексы, выделенные из осадков плейстоцена, свидетельствуют о чередовании в этот период умеренно теплых и умеренно холодных климатических условий. Так, интервалы глубин 550-1300, 3700-4100, 4300-6400, 8000-8600 и 9200-10200 см характеризуются флорой, свойственной умеренно, теплым, сухим климатическим условиям, тогда как уровни 1300-1900, 2350-3550, 6400-8000 и 8600-9200 см содержат спорово-пыльцевые комплексы, характерные для умеренно холодного, влажного времени.

Рис. 9. Схема расположения скважин. 1 - BDP-93-1; 2 - BDP-96-1; 3 - С-1 (район оз. Котокель).

В целом в разрезе скважины выделяется 13 палинологических зон, которые отражают интервалы чередования спорово-пыльцевых комплексов лесного, лесостепного и степного типов. При этом максимальные концентрации пыльцы приходятся на эпохи распространения темнохвойных формаций. Следует также отметить, что при формировании нижней части разреза климат заметно отличался от современного, о чем свидетельствует наличие пыльцы так называемого смешанного дубового леса с представителями теплолюбивой флоры: липы, лещины, ильма и граба.

Преобладающая часть вскрытого скважиной разреза сложена алевритовыми глинами или алевритоглинистыми илами, в которых доминирует тонкодисперсная фракция (<0,01 мм), составляя от 60 до 97% (рис. 10), представленная главным образом смектитами (бейделиты), хлоритами и гидрослюдами (иллиты). Анализируя состав смектитов по степени их магнезиальности, можно в известной степени судить о колебаниях уровня Байкала в голоцене и плейстоцене. Зафиксированный в скважине на глубине 93.56 м карбонатсодержащий горизонт вполне вероятно свидетельствует о близости береговой линии к месту расположения скважины. При более детальном анализе распределения песчано-алевритовой фракции в разрезе скважины улавливается тенденция ее увеличения к низам вскрытой толщи.

Рис. 10. Литологическая колонка скв. BDP-93-1.

I - породы: 1 - алевритово-пелитовый ил, 2 - диатомовый ил, 3 - глина, 4 - песок, 5 - гравий, 6 - места отбора проб. II - минеральный состав легких фракций: 1 - кварц, 2 - тагиоклазы, 3 - калиевые полевые шпаты, 4 - слюды, 5 - глинистые минералы, 6 - обломки пород, вивианит, графит, диатомовые и углефицированные растительные остатки в сумме. III - глинистые минералы: Гс - гидрослюды, Хл - хлориты, См - смектиты, К - каолинит.

По целому ряду литологических признаков (гранулометрический состав, соотношение устойчивых и неустойчивых минералов, содержание тяжелой фракции, отношение кварца к плагиоклазу, химический индекс выветривания, содержание растительных остатков) осадочная толща отчетливо подразделяется на две части, граница между которыми проходит на глубине 30-32 м.

Дифференциация осадочной толщи на две части отражает изменение условий осадконакопления, которые определялись различными тектоническими и климатическими факторами. Формирование нижней части разреза происходило в более теплых климатических условиях, при этом устье р. Бугульдейки, основного поставщика терригенного материала, находилось значительно ближе к месторасположению скважины.

Аналогичная дифференциация четвертичных осадков зафиксирована и на противоположном восточном побережье оз. Байкал (район оз. Котокель, рис. 9), где колонковым бурением вскрыт один из наиболее полных разрезов средневерхнеплейстоценовых отложений, детальное изучение которого позволило реконструировать некоторые климатические и ландшафтные особенности осадконакопления четвертичного времени. В отличие от скв. BDP-93-1 здесь более грубой является верхняя часть разреза с преобладанием песков и cлабосцементированных песчаников.

Анализируя результаты изучения литологического состава осадков и спорово-пыльцевых комплексов, удалось установить, что на начальном этапе средневерхнеплейстоценового седиментогенеза доминировали болотные фациальные обстановки, эпизодически сменявшиеся сначала озерными, а затем аллювиальными условиями, которые стали преобладать в период накопления средней и особенно верхней части осадочной толщи. В это же время фиксируется заметное похолодание климата и усиление интенсивности сносаобломочного материала в бассейн седиментации, проявившееся в погрубении осадков и появлении маломощных гравийно-галечных прослоев.

Таким образом, выполненные исследования четвертичных отложений по обе стороны оз. Байкал выявили вариации целого ряда литологических признаков и спорово-пыльцевых комплексов, в которых, несомненно, запечатлена летопись событий, происходивших в плейстоцене и голоцене, и отражаются основные особенности геолого-тектонических и палеоклимагических условий осадконакопления.

Основные черты разломообразования в континентальных рифтовых зонах

Разломной тектонике всегда уделялось большое внимание при изучении рифтовых зон. В последнее десятилетие в этой широкой проблеме исследования были сконцентрированы на выявлении физических закономерностей деструкции литосферы при ее рифтогенном растяжении. Два главных метода изучения разломообразования дали фактический материал для последующих выводов: 1) геологическое картирование разломов и трещиноватости, том числе анализ геолого-структурных карт, и 2) физическое моделирование.

Каждый из методов состоял из нескольких приемов сбора материалов при экспедиционных исследованиях, анализа разломов на геологических картах и результатов физического моделирования. В итоге аккумулировался в основном цифровой материал, характеризующий количественные параметры разломов. Он обрабатывался стандартными методами математической статистики.

В результате работ установлены некоторый физические закономерности деструкции литосферы, характерные как для разных видов напряженного состояния (растяжение, сжатие, сдвиг), так и специфические только для рифтового режима. Наиболее важное свойстве хрупкой части литосферы описывается уравнением: L=151,4/N^b, где L - средняя длина разломов, N - количество разломов, b - эмпирический коэффициент, равный 0.4. Эмпирический коэффициент практически не изменяется при анализе деструкции литосферы в различных регионах мира. Уравнение вида L=a/N^b, при b=0.4, характеризует процесс деструкции литосферы в регионах с различными режимами геодинамического развития.

Физическое моделирование, проведенное в строгом соответствии с требованиями теории| подобия, позволило оценить ширину зон дробления, возникающих в крыльях разломов (см. табл. I в статье С.И. Шермана и др. в настоящем сборнике). Она различна в активном и пассивном крыльях сбросов. В общем случае в каждом из крыльев ширина зоны дробления соизмерима с толщиной деформируемых слоев.

Очень важное значение имеет серия экспериментальных работ по оценке полей деформаций, возникающих в модели вдоль зоны формирующего разлома. Установлено, что поля деформаций и напряжений не остаются постоянными ни в пространстве, ни во времени. Участки с максимальными значениями деформаций перемещаются вдоль, вкрест и по падению разломной зоны. Колебательный характер деформационных полей происходит в гомогенной среде моделей при их равномерном нагружении. Описанное явление хорошо согласуется с природными процессами, сопровождающими активизацию разломов. Известно, что длительно живущие глубинные (генеральные) разломы активизируются фрагментарно в конкретные отрезки геологического времени. Более того, для сейсмоактивных разломов типична миграция очагов землетрясений во времени вдоль области динамического влияния разломов. Миграция очагов отражает колебания повышенных значений полей деформаций и напряжений в разломной зоне. В природной обстановке, в ее гетерогенной среде уловить закономерности описываемого процесса не просто. Однако проведенные экспериментальные исследования деформаций при формировании разломов открывают новые пути в исследовании закономерностей геолого-геофизических, в частности сейсмических, процессов, сопровождающих разломообразование в зонах растяжения литосферы.

Исследования показывают, что при постоянстве регионального поля напряжений, которое контролирует принципиальную сеть разломов региона, в областях динамического влияния конкретных разломов происходят постоянные флуктуации полей деформаций и напряжений более низких иерархических уровней. Они определяют ситуацию в “околоразломном” пространстве.

Не останавливаясь на других специфических процессах разломообразования, отметим основные закономерности деструкции литосферы, типичные для континентального рифтогенеза.

1. Процесс разломообразования закономерен и описывается законами разрушения упруговязкого тела Максвелла.

2. Между основными параметрами разломов существует нелинейная зависимость.

3. Напряженное состояние в областях динамического влияния разломов изменяется во времени и не согласуется с относительно постоянным региональным полем напряжений.

Основные итоги

Суммируя все данные о строении и развитии Байкальского рифта на текущий момент его геологической и геофизической изученности, правомерно сделать следующие наиболее общие выводы, ставшие в известном смысле аксиоматичными:

1. Центральный сегмент Байкальской рифтовой системы, который занят самой протяженной (630 км) и самой глубокой (до 10000-12000 м) впадиной озера Байкал, расположен непосредственно у края Сибирского кратона в зоне многостадийной коллизии между ним и Центрально-Азиатским подвижным поясом. Контраст термомеханических свойств литосферы под кратоном и соседним подвижным поясом, а также многоактное и мощное разломообразование, дробление, магматизм и метаморфизм в зоне их сочленения предопределили “удобные” условия для растяжения литосферы и начала рифтогенеза в раннем кайнозое именно у края Сибирского кратона независимо от местоположения энергетического источника, давшего начальный импульс раскрытию литосферы (поднятие астеносферного выступа в Монголо-Байкальском регионе или же индукция Индо-Евразиатской коллизии).

2. Историческим ядром рифтогенеза в регионе является Южнобайкальская впадина, имеющая наиболее сложное строение по сравнению со всеми другими впадинами рифтовой системы, включая и Северобайкальскую впадину, а также максимальные физические размеры и максимальную мощность кайнозойских отложений (до 8000-10000 м), нижняя часть разреза которых относится вероятнее всего к палеоцену. Мощность осадочного наполнения значительно уменьшается в рифтовых впадинах к северо-востоку и юго-западу от впадины Южного Байкала, достигая в них 500-2500м с максимумом в Северобайкальской впадине в 4000-4500 м. Параллельно с уменьшением мощности моложе становятся самые нижние части разреза осадочного наполнения.

3. Наиболее специфической и не вполне еще объяснимой чертой развития и геодинамики Байкальского рифта является его двухстороннее разрастание от Южнобайкальской впадины, которая является самым древним членом семейства рифтовых впадин, начально появившимся в палеоцене. В олигоцене, миоцене и плиоцене рифтогенез прогрессировал в обоих направлениях от Южнобайкальской впадины таким образом, что самые крайние звенья рифтовой зоны в Северной Монголии (впадины Дархат, Бусингол) и в бассейне р. Олекмы (впадина Токко и другие) появились не ранее, чем в плиоцене (рис. 11). Двунаправленное распространение рифтогенеза воздвигает по существу непреодолимые трудности перед продолжающимися до сих пор попытками объяснить появление и развитие Байкальского рифта только как результат коллизии Индостана с Евразией. Кстати заметим, что П. Молнар, один из авторов гипотезы определяющего влияния Индо-Евразиатского столкновения на механизм и кинематику движений литосферы к северу и северо-востоку от Гималайского фронта, в том числе и на образование Байкальского рифта (Molnar, Tapponier, 1975; 1979), отошел в последнее время от крайней точки зрения, признав непосредственное влияние на кайнозойскую активизацию Монголо-Байкальского региона местных энергетических источников (Baljinnyam et al., 1993). Выразил он это следующим образом на стр. 57 указанной книги: “Таким образом, мы согласны с Н.А. Логачевым и Ю.А. Зориным (Logatchev, Zorin, 1987; Logatchev et al., 1983), что одна только коллизия Индии с Евразией не может быть ответственной за рифтогенез Байкальском регионе или за тектонику в Западной Монголии. Вторжение разогретого материала в нормально холодную литосферу должно было играть ключевую роль в кайнозойской тектонике этой территории”.

Если же говорить широко о кайнозойском континентальном рифтогенезе в Азии, Европе, Африке и Северной Америке, то, несмотря на принадлежность рифтовых зон к единой группе структур растяжения литосферы, сами по себе они демонстрируют значительное разнообразие в отношении пространственного распределения и плотности разломов, размеров и конфигурации впадин, их взаиморасположения, величины, морфологий и распределения сводовых поднятий, подвергшихся разломообразованию и формированию грабенов, а также в отношении распределения, объема и петрохимии магматизма.

Наиболее гармоничные и ясные отношения между тектонической деформацией, магматизмом и термомеханической неоднородностью литосферы характерны только для Восточно-Африканской рифтовой системы, особенно для Кенийского и Эфиопского рифтов, где имеется четкая пространственная связь рифтовых долин, вулканических полей и подводящих каналов со сводовыми поднятиями. Подобные взаимоотношения указывают на активный рифтогенез, вызванный подъемом астеносферы с образованием горячих пятен, сводовых поднятий, осевых и радиальных разломов, глубоких опусканий рифтовых долин и обширных, как правило, сомкнутых и очень мощных покровов вулканических пород.

Рис. 11. Разрастание Байкальской рифтовой зоны в течение ее развития

В других классических континентальных рифтах (Байкал, Фэн-Вэй, Рейн-Бресс-Лимань, Рио Гранде) эти отношения более замысловаты и могут быть истолкованы как демонстрация определенной независимости между механическим (тектоническим) структурообразованием и магмогенерацией. Рифтовые зоны этого типа, характеризующиеся умеренным или слабым вулканизмом, к тому же пространственно рассредоточенным с выходом даже за пределы собственно рифтовых зон, могли возникнуть в результате сложного взаимодействия местных деформирующих сил и тектонических напряжений, порождаемых движениями плит вдали от зон рифтогенеза. Такое взаимодействие региональных и удаленных энергетических источников способно создавать сложные и нестабильные поля тектонических напряжений, в которых декомпрессия, частичное плавление мантии и вулканизм проявляются не только и не столько в осевых грабенах и на их “плечах”, но и в соседних территориях за пределами рифтовых зон. Наилучшим образом независимость глубинного магмообразования и вулканизма от рифтогенных деформаций демонстрируют континентальные рифты Восточной Азии (Байкал, Фэн- Вэй) и Западной Европы (Рейн-Бресс-Лимань), где многие вулканические поля размещаются вне рифтовых долин и соседствующих с ними поднятий. Все это свидетельствует скорее всего о том, что рифтогенез и магматизм в этих зонах определялись взаимодействием региональных поднятий астеносферы и локальных зон декомпрессии, возникших под влиянием столкновения могучего континента Евразии с Индостанской, Тихоокеанской и Африкано-Средиземноморской плитами. Иными словами, рифтовые зоны со слабым или умеренным рассредоточенным вулканизмом обладают одновременно чертами активного и пассивного рифтогенеза.

Наиболее важные публикации 1992-1996 гг.

1. Бухаров А.А., Добрецов H.JI., Зоненшайн Л.П. и др. Геологическое строение фундамента средней части оз. Байкал (по данным глубоководных исследований на ПОА “Пайсис”) // Геология и Геофизика. - 1993. - № 9. - С. 17-34.

2. Бухаров А.А., Мурашко Д.Н., Фиалков В.А. Железо-марганцевые конкреции на подводном склоне Ушканьих островов (оз. Байкал) // Геология рудных месторождений. - 1992. - № 4. - С. 80-91.

3. Бухаров А.А., Фиалков В.А. Новые данные о геологическом строении и неотектонике Байкальской впадины по данным глубоководных исследований // Геология и геофизика. - 1995. - № 11. - С. 69-76.

4. Бухаров А.А., Фиалков В.А. Геологическое строение дна Байкала. Взгляд из "Пайсиса”. - Новосибирск: Наука, 1996. - 117 с.

5. Гао III., Дэвис П.М., Лю X., Слэк Ф.Д., Зорин Ю.А., Логачев Н.А., Коган М.Г., Баркхолдер П.Д., Майер Р.П. Предварительные результаты телесейсмических исследований мантии Байкальского рифта // Физика Земли. - 1994. - № 7-8. - С. 113-122.

6. Кузьмин М.И., Вильямс Д.Ф., Логачев Н.А., Колман С., Хахаев Б.Н., Каваи Т., Херн Р., Хорие Ш., Певзнер Л.А., Бухаров А.А., Фиалков В.А. Проект “Байкал - бурение”: научные и технические задачи и первые результаты // Геология и геофизика. - 1993. - Т. 34, № 10-11. - С. 5-15.

7. Мазилов В.Н., Кашик С.А., Мишарина В.А. Геологическое строение впадин-сателлитов Байкальской котловины // Геология и геофизика. - 1993. -№5. -С.209-216.

8. Мазилов В.Н., Кашик С.А., Мишарина В.А., Филева Т.С. Вещественный состав и условия образования четвертичных отложений Котокельской котловины // Геология и геофизика. - 1993. - №5.-С. 68-76.

9. Мазилов В.П., Кашик С.А., Ломоносова Т.К. Олигоценовые отложения Тункинской впадины (Байкальская рифтовая зона) // Геология и геофизика. - 1993. - №8. - С. 81-88.

10. Рассказов С.В. Магматизм Байкальской рифтовой системы. - Новосибирск: Наука, Сибирская издательская фирма, 1993. - 288 с.

11. Рассказов С.В. Сопоставление вулканизма и новейших структур горячих пятен Йеллоустоуна и Восточного Саяна // Геология и геофизика. - 1994. - № 10.-С. 67-75.

12. Рассказов С.В. Вулканизм и структура северо- восточного фланга Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика. - 1996. - Т. 37, № 4. - С. 60-70.

13. Рассказов С.В., Батырмурзаев А.С., Магомедов Ш.А. Пространственно совмещенный мезозойский и кайнозойский вулканизм бассейна р. Джида (Западное Забайкалье) // Геология и геофизика. - 1992. - № 4. - С. 30-37.

14. Рассказов С.В., Бовен А., Андре Л., Лиежуа Ж-П., Иванов А.В., Пунзалан Л. Развитие магматизма на северо-востоке Байкальской рифтовой системы // Петрология. - 1997. - Т. 5, №. 2.

15. Рассказов С. В., Иванов А.В., Богданов Г.В., Медведева Т.И. Состав ортопироксенов и типизация глубинных включений из лав Верхне-Окинского и Тункинского сегментов Байкальской рифтовой системы // Доклады РАН. - 1994. - Т. 338, № 5. - С. 649-654.

16. Рассказов С.В., Кунк М.Дж., Лур Дж.Ф., Бауринг С.А., Брандт И.С., Брандт С.Б., Иванов А.В. Эпизоды извержений и вариации состава четвертичных лав Байкальской рифтовой системы (Аr-Аr и К-Аr датирование вулканизма бассейна Джиды) // Геология и геофизика. - 1996. - Т. 37, № 6. -С. 3-15.

17. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Зоны растяжения. - Новосибирск: Наука, 1992. - 228 с.

18. Честнова Е.П., Рассказов С.В. Амфибол в микроструктуре мантийных ксенолитов из шлаков четвертичного вулкана Большого (Западное Забайкалье) // Геология и геофизика. - 1994. - № 11. - С. 58-62.

19. BDP-93 Baikal Drilling Project Members: First data of the First drilling on Lake Baikal, Buguldeika Site. Southern Siberia // IPPCCE Newsletter.- 1994- V.8. - P. 5-26.

20. Cui Shengqin, Logatchev N.A. Similarities and differences in Fen-Wei and Baikal rift systems // 29-th Intern. Geol. Congress. Abstracts. Kyoto, Japan. - 1993.-Vol. l.-P. 125.

21. Gao Sh., Davis P.M., Liu H., Slack P.D., Zorin Yu.A., Logatchev N.A., Kogan V.G., Burkholder P.D., Meyer R.P. Asymmetric upwarp of the asthenosphere beneath the Baikal rift zone, Siberia // Journ. Geo- phys. Res. - 1994. - Vol. 99, N B8. - P. 15319-15330.

22. Klerkx J., Logatchev N.A., Levi K.G., Ermikov V.D. The CASIMIR project: a joint research project on rift basin geology between Siberia and Belgium. Science Policy: New mechanisms for scientific collaboration between East and West. Eds. V. Koptyug and J. Klerkx // tyATO AS! Series 4. Science and Tecnology Policy. Kluwer Acad. Publ. 1995. Vol. 1. - P. 117-125.

23. Kuzmin M.I., Logatchev N.A., Grachev M.A., Hearr P.P., Williams D.F., Horie Sh., Kawai T. First results and prospects for future studies. Science Policy: New mechanisms for scientific collaboration between East and West. Eds. V. Koptyug and J. Klerkx // NATO FSI Series 4. Science and Technology Policy. Kluwer Acad. Publ. 1995. Vol. 1. - P. 107-116'

24. Logatchev N.A. History and geodynamics of the Lake Baikal rift in the context of the Eastern Siberia rift system: a review // Bull. Centres Rech. Explor. - Prod. Elf. Aquitaine. - 1993. - Vol. 17, № 2. - P. 353-370.

25. Logatchev N.A. On diversity of Cenozoic continental rifts // 30-th Intern. Geol. Congress Abstr. Beijing, China, 1996. Vol. l.-P. 249.

26. Logatchev N.A. Relationship between magmatism and tectonics during rifting in East Africa // Centennial Geocongress (1995). Extend. Abstr. SAR. Johannesburg. 1995. Vol. l.-P. 472-474.

27. Logatchev N.A. Structure, development and geodynamics of the Baikal rift // 29-th. Intern. Geol. Congress. Abstracts. - Kyoto. Japan, 1992. Vol. 1. - P. 125.

28. Logatchev N.A., Rasskazov S. V., Ivanov А.V. Late Cenozoic tectonic and volcanic episodisity in the Baikal rift system: Comparisons with southern and eastern margins of the Eurasian plate // 30-th International Geological Congress Abstracts. Beijing, China, 1996. V. l.-P. 245.

29. Logatchev N.A., Zorin Yu.A. Baikal rift zone: structure and geodynamics // Tectonophysics. - 1992. - Vol. 208. - P. 273-286.

30. Lomonosova Т.К., Kashik S.A., Mazilol V.N. Epigenesis and clay minerals of early Cenozoic sediments in the Tunka Rift Basin // IPPCCE Newsletter.- 1995. - V.9.- P.46-51.

31. Lomonosova Т.К., Kulchitski A.A., Kalashnikova I.A. Composition and facies of Cenozoic deposits of North-Western coast of Lake Baikal // IPPCCE Newsletter.- 1995- V.9. - P. 41-46.

32. Mazilov V.N., Kashik S.A., Misharina V.A. Geological structure of satellite depressions of the Baikal basin // International Baikal drillig project. - 1993, New York: Allerton Press. - P. 179-185. 1

33. Rasskazov S., Ivanov A., Boven A., Andrй L. Late Cenozoic reactivation of the early Pre-Cambrian Aldan shield: trace element constraints on magmatic sources beneath the Udokan ridge, Siberia // Proc. 30-th Geol. Congr. Vol. 15. 1996. (in press)

34. Rasskazov S. V. Magmatism related to the East Siberia rift system and the geodynamics Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf. Aquitaine. - 1994. - Vol. 18, №2. -P. 437-452.

35. Sherman S.I. Faulting in zones of lithospheric extension: quantitative analysis of natural and experimental data // Pure and Applied Geophysics. - 1996. - Vol. 146, № 3-4. - P. 421-446.

36. Sherman S.I. Faults and tectonic stresses of the Baikal rift zone // Tectonophysic. - 1992. -Vol. 208, № 1-3. - P. 297-307.

37. Sherman S.I., Logatchev N.A. Destructive zones of the lithosphere: development and effect on crustal instability // 30-th Intern. Geol. Consress Abstracts. 1996. Vol. 3. - P. 587.

Размещено на Allbest.ru