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.