Территория Байкальского региона и Монголии является частью Монголо-Сибирской горной страны. В кайнозое здесь отмечено интенсивное внутриконтинентальное горообразование, охватившее как области сжатия (Алтае-Саянская область, Западная и Центральная Монголия), так и область растяжения (Байкальская рифтовая зона) литосферы [Tapponnier, Molnar, 1979; Sklyarov et al., 1996; Logachev, 2003; Dobretsov et al., 2021]. Монголо-Байкальский регион является объектом активного комплексного изучения в области тектоники и геологической эволюции [Zonenshain, Savostin, 1981; Dobretsov et al., 1996; Zorin, 1999; Rasskasov et al., 2002], глубинного строения [Puzyrev, 1981; Zorin et al., 1982; Petit et al., 1997; Suvorov et al., 2002; Pavlenkova et al., 2002; Pavlenkova et al., 2016], современной кинематики [Sankov et al., 2009, 2014] и сейсмичности [New Catalog…, 1977; Dzhurik et al., 2009; Demberel, 2017]. Имеется две точки зрения на его геологическую эволюцию – как эффект внедрения Индийской тектонической плиты в Евразийскую и как результат глубинных мантийных процессов [Molnar, Tapponnier, 1975; Logatchev, Zorin, 1992; Petit, Déverchère, 2006]. В последние десятилетия появились новые оригинальные данные спутниковых гравиметрических миссий и новые модели гравитационного потенциала Земли, что расширяет возможности для исследований. Гравитационные модели, построенные по спутниковым данным, широко используются для изучения глубинной структуры Земли, в частности структуры земной коры. Гравиметрические данные необходимо дополнять сейсмическими результатами, так как эффект притяжения различных объектов трудно разделить. Спутниковые миссии проводят наблюдения на регулярной сети, охватывающей всю территорию Земли, в отличие от сейсмических измерений, выполняемых в основном по отдельным профилям. При интерпретации гравиметрических данных остается вопрос о вертикальном и горизонтальном распределении плотности в земной коре. При изучении глубинного строения одной из известных задач гравиметрии является определение положения границы между земной корой и мантией, поверхности Мохоровичича (Мохо). Задача нашей работы, опираясь на современные возможности спутниковых методов исследования, построить модель положения границы Мохо для Монголо-Байкальского региона, простирающегося от Тянь-Шаня и пустыни Гоби на юге до Среднесибирского плоскогорья на севере и от Алтайских гор на западе до Станового нагорья и отрогов Хингана на востоке (рис. 1).

Современная эпоха спутниковых гравиметрических миссий стартовала с космодрома Плесецк в начале двухтысячных годов. С появлением новых результатов, полученных на высоте 260–500 км, определены гармонические коэффициенты геопотенциала высокой степени. По комбинации спутниковых и наземных данных в последние десятилетия созданы новые модели геопотенциала Земли (табл. 1) [Kanushin et al., 2015, 2023; Goldobin et al., 2015; Goldobin, 2019; Shako et al., 2014; Förste et al., 2014; Zingerle et al., 2020].

Для высокостепенных моделей геопотенциала (степень от 2000 до 5000) пространственное разрешение составляет от 4 до 9 км. Оно зависит от максимальной степени разложения потенциала. Известная модель EGM2008, созданная в 2008 г., часто является основой для дальнейших построений глобального гравитационного поля Земли (табл. 1). Например, мировая гравитационная карта аномалий Буге (WGM2012) создана с использованием гравитационных моделей EGM2008 и DTU10 с разрешением 1'×1' и модели рельефа ETOPO1 [Bonvalot et al., 2012].

На карте (рис. 2) отрицательная аномалия Буге простирается по территории Южной Азии на ССВ от границы контакта Евразийской и Индийской тектонических плит Земли до Сибирской платформы. Аномальное поле в высокогорных районах свидетельствует о мощной коре, отличающейся от среднего значения для континентов. Пространственное разрешение модели EGM2008 в 11 км ограничено максимальным порядком сферической гармоники n=1845. Тестирование моделей геопотенциала Земли проводилось в Сибирском государственном университете геосистем и технологий (СГУГиТ) [Kanushin et al., 2015; Goldobin, 2019] с использованием данных 27 наземных гравиметрических пунктов, расположенных на территории Новосибирской области. В результате тестирования получено минимальное расхождение (3.4 мГал) модельных и наземных данных для модели EIGEN-6C4. Для остальных высокостепенных моделей отклонения составили от 4 до 9 мГал. Разрешающая способность модели EIGEN-6C4 ограничена максимальным порядком сферической гармоники n=2190, что соответствует заявленному разработчиками пространственному разрешению 9 км. Модель сформирована из комбинации лазерных траекторных наблюдений спутников Lageos за период с 1985 по 2010 г. – гармонические коэффициенты геопотенциала степени от 2 до 30; данных спутников GRACE за период с 2003 по 2012 г. – коэффициенты геопотенциала степени от 2 до 130; данных GOCE-SGG, включая компоненты градиента силы тяжести Txx, Tyу, Tzz и Txz – коэффициенты до степени 235, а далее имеющиеся материалы расширяют ряд гармонических коэффициентов до степени 370 по модели океанического геоида DTU12 и высот геоида EGM-2008, при этом модель EIGEN-6C3stat была использована для полярных областей. Для модели EIGEN-6C4 аномалии гравитационного поля определяются с точностью порядка 1 мГал, а измерение формы земного геоида проводится с точностью 1–2 см.

Для вычисления нормального поля силы тяжести, с изменениями за широту, использована формула Сомильяна с коэффициентами Гельмерта и Международного геофизического союза. Еще одно сравнение моделей проводилось по высотам квазигеоида. Оценка точности определения высот квазигеоида по модели геопотенциала EIGEN-6C4 проводилась на территории Новосибирской области на 190 пунктах с нормальными высотами, определенными геометрическим нивелированием 1–4-го классов. Здесь же проведены спутниковые координатные измерения геодезических высот со среднеквадратической погрешностью 1.8 см. Как показали исследования, стандартные отклонения для разностей между восстановленными и наземными значениями высот квазигеоида, полученными в Новосибирской области, из списка (табл. 1) оказались минимальными для модели EIGEN-6C4: ±7.7 см (рис. 3).

По результатам гравиметрических исследований на 48 пунктах центральной части России, юга Сибири и Дальнего Востока для модели EIGEN-6C4 получено отклонение 5.2 мГал, что оказалось также лучшим результатом [Kanushin et al., 2023]. По данным, полученным с помощью абсолютного гравиметра ГАБЛ и двухчастотных приемников космической геодезии TRIMBLE на пяти пунктах Алтае-Саянской области, отклонение составило 3.6±2.9 мГал [Timofeev et al., 2023, 2025]. Технология работы соответствовала Инструкции для гравиметрических пунктов 1-го класса. Те же методы использованы при измерениях на трех пунктах Байкальского региона, где получено отклонение в 5.8 мГал, что связано с точечным характером определений (табл. 2). В итоге модель EIGEN-6C4 выбрана для дальнейших исследований.

При создании карт гравитационных аномалий учитываются глобальные модели рельефа. В исследованиях последних лет используются модели рельефа ETOPO1 и Earth2014 [Hirt, Rexer, 2015]. Карта рельефа по модели Earth2014 приведена на рис. 1. Юго-западную часть территории занимают высокогорные области (высота от 500 до 4000 м), северную – Среднесибирское плоскогорье (200–500 м). Особенности моделей ETOPO1 и Earth2014 представлены на профиле А (см. рис. 1; рис. 4), выполненном по 52° с.ш., 88–100° в.д. При осреднении разность в высоте может достигать 10 м. На основе гравиметрической модели EIGEN-6C4 (высота по модели Earth2014) получены значения и построена карта аномалии Буге (рис. 5).

Для расчетов выбрана плотность промежуточного слоя 2.67·10³ кг/м³, а для воды в озерах плотность 1.0·10³ кг/м³. На карте отрицательные аномалии выше 200 мГал получены в высокогорных областях, где нагрузка крупных форм рельефа вызывает прогиб земной коры. Небольшие формы не отличаются значительными аномалиями Буге. На карте хорошо проявляется аномалия, связанная со строением земной коры в районе оз. Байкал (рис. 5). На рис. 6 приведены данные по профилю длиной 2000 км, протянувшемуся по 103.625° в.д., 43–61° с.ш. В Байкальском регионе профиль проходит через горную перемычку между Южно-Байкальской и Тункинской впадинами. На графиках рельефа и аномалии Буге отражается граница между горными областями юга и Сибирской платформой. Граница – это Главный Саянский разлом, разделяющий территорию платформы и Байкальского рифта.

Впадины Байкальской системы проявляются положительными аномалиями Буге от 20 до 100 мГал, резко отличающимися от горного окружения с отрицательными значениями до –300 мГал (рис. 7, 8, 9). Максимальные положительные значения получены для Южно-Байкальской котловины (профиль 2 на рис. 7, 8).

Впадины в южной части оз. Байкал по данным сейсмического профилирования могут быть на 6 км заполнены осадками. С учетом слоя воды (аномалия Буге представлена на нулевой поверхности, плотность воды 1·10³ кг/м³) и слоя осадков (уменьшение плотности на 0.2·10³ кг/м³ по сравнению с обычным вертикальным распределением) из решения прямой задачи получаем оценку влияния осадков 50 мГал [Mironov, 1973].

Известно, что гравиметрическая модель GOCE (подобная модели WGM2012, см. рис. 2) c максимальной степенью разложения 240 и разрешением 81 км [Drinkwater et al., 2003; Pail et al., 2011] использована в работе [Pavlenkova et al., 2016] для сравнения с данными глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). В рамках модели GOCE Сибирская платформа выделяется мозаичными аномалиями от –10 до –60 мГал, что соответствует данным по EIGEN-6C4 (см. рис. 5, 6). В общем случае на континентах аномалии Буге конформны положению поверхности Мохо. Известно линейное соотношение между мощностью коры М и значением аномалии Буге АgБ: М=Мо+К·АgБ. [Grushinsky, 1983; Mudretsova, Veselov, 1990]. При использовании двухслойной модели (кора и мантия) важно определить латеральное изменение величины скачка плотности на границе.

Известна классическая задача гравиразведки о контактной поверхности, разделяющей два слоя с различной плотностью [Mironov, 1973; Mudretsova, Veselov, 1990]. Для решения обычно используют различные предположения о положении контактной поверхности. Так, при построении модели GEMMA положение границы Мохо определяется как неровность поверхности относительно базовой сферы и отклонение поверхности Мохо – D(θ, λ) можно записать как [Reguzzoni et al., 2013; Reguzzoni, Sampietro, 2015]:

, (1)

где D – глубина до сферы (референц-сферы) δR(θ, λ) – вариации поверхности Мохо. Редукция включает линейное изменение плотности с глубиной.

При построениях модели GEMMA принято значение глубины D=50 км, с данными о положении границы Мохо согласно сейсмологической модели CRUST2.0 (плановое разрешение 0.5°×0.5°, вертикальное 1 км), дополнительно использована информация по спутниковой гравиметрической миссии GOCE. Различные вертикальные распределения плотности авторами работ [Reguzzoni et al., 2013; Reguzzoni, Sampietro, 2015; Sampietro, 2016] определяются для восьми различных геологических провинций Земли с учетом границ тектонических плит, рассматриваются пять различных вертикальных распределений плотности с глубиной (постоянная плотность для океанической коры и океанических рифтов и три распределения с линейным увеличением плотности с глубиной). На рис. 10 показаны модели с различными распределениями плотности [Reguzzoni et al., 2013; Reguzzoni, Sampietro, 2015].

Таким образом, имея данные о положении границы Мохо на отдельном участке и карту гравитационных аномалий, задачу о контактной поверхности можно решить [Mironov, 1973; Mudretsova, Veselov, 1990]. Для глубины поверхности Мохо используем известное соотношение:

(2)

где Δg0 и Δg – аномалии Буге над опорной точкой и точкой, лежащей на глубине z; Δσ – разность плотностей слоев (коры и верхней мантии), z0 и z – глубина залегания поверхности раздела на опорной точке и на определяемой точке.

В качестве опорных материалов используем данные ГСЗ, полученные на Сибирской платформе. Сейсмические исследования выполнены с использованием мирных ядерных взрывов по профилю РИФТ [Pavlenkova et al., 2002]. Рассмотрим южную часть профиля (В), положение которого приведено на рис. 1. В самой юго-западной его части от точки с координатами 58° с.ш. и 102° в.д. до точки 54° с.ш. и 104° в.д., средняя глубина поверхности Мохо составляет 42 км. Среднее значение аномалии Буге по модели EIGEN-6C4 здесь составляет – 40 мГал (см. рис. 4, 5; рис. 11). В двухслойной модели важно правильно определить изменение плотности в слоях. В известной модели PREM для континентальной модели Земли [Dziewonski, Anderson, 1981] предполагается плотность σ1=2.92·10³ кг/м³ на глубине 35 км, далее σ1=2.72·10³ кг/м³ на 20 км и вблизи земной поверхности σ1=2.32·10³ кг/м³. Таким образом, средняя плотность коры составит σ1=2.64·10³ кг/м³. Если плотность верхней мантии σ2=3.32·10³ кг/м³, то для разности Δσ имеем 0.68·10³ кг/м³. Если средняя плотность коры 2.82·10³ кг/м³ ((2.72+2.92)/2), то Δσ=0.5·10³ кг/м³. При изменении плотности на границе от 2.9·10³ кг/м³ (кора) и до 3.4·10³ кг/м³ (мантия) контраст составит Δσ=0.5·10³ кг/м³, а при значениях 3.0·10³ и 3.3·10³ кг/м³ изменение равно Δσ=0.3·10³ кг/м³.

Изменение положения границы Мохо при разных значениях скачка плотности слоев представлено на рис. 12. Можно заметить, что уменьшение величины разности плотностей приводит к увеличению глубины. Для «спокойного» рельефа (высота 100–500 м) отличия между тремя вариантами минимальны (1–2 км), а в горных районах отклонения достигают 8 км (высота до 2000 м). При разности 0.5 г/см³ вдоль профиля Б (рис. 13) с севера на юг глубина меняется от 42 км на Сибирской платформе до 50–56 км в горной части профиля (Хамар-Дабан, Хангай и Гоби-Алтай). Расчеты глубины поверхности Мохо, представленные на рис. 13, выполнены от физической поверхности Земли, как и при построении сейсмических профилей. Оценку ошибки построения можно получить из анализа высокочастотных вариаций кривой Буге (см. рис. 6). При разности плотности 0.5 г/см³ ошибка составляет 3.3 км. Отметим, что приведенные параметры плотности, соответствующие модели PREM для континентальной коры, использованы в работе [Pavlenkova et al., 2016]. Ошибка сейсмических определений согласно работе [Solovyev et al., 2023] составляет 3 % от мощности или 1–2 км.

Для оценки наших результатов сравним их с данными сейсмических исследований, выполненных методом обменных волн землетрясений (МОВЗ по профилю «Сайлюгем – Ельцовка» [Emanov et al., 2017]. На 53.2, 51.8 и 49.6° с.ш. получены значения глубины: 47, 50 и 56 км (рис. 13). При разности плотности кора – мантия 0.5·10³ кг/м³ наши определения соответствуют сейсмическим: 46.4, 50.2 и 56.3 км. Эту разность используем при дальнейшем анализе. Распределение глубин поверхности Мохо по профилю (см. рис. 7, черные линии) по оси байкальских впадин показано на рис. 14. На рисунке приведена мощность коры при вычислении от нулевой поверхности и при расчетах относительно физической поверхности. Мощность земной коры меняется от 39 км для Тункинской впадины до 35 км для Южно-Байкальской, 37 км для Среднебайкальской, 39 км для Северо-Байкальской и 37 км для Нижнеангарской. В западной высокогорной части профиля (рис. 14) по 51.78° с.ш. в области Восточных Саян глубина достигает 58 км.

Как показано на рис. 13, в рамках модели однородной коры с вертикальным изменением плотности с использованием гравиметрической модели EIGEN-6C4 получено пространственное распределение мощности земной коры для территории, простирающейся по широте от 43–61° и по долготе от 88–120°. С севера на юг глубина поверхности Мохо изменяется от 40 до 45 км для юга Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты. Для области впадин байкальской системы глубина Мохо минимальна под акваторией озера, до 35 км. Вариации глубины под впадинами до 39 км. В области Восточного Саяна, Хамар-Дабана и Станового Нагорья мощность коры составляет от 45 до 55 км. Монгольский Алтай, Гоби-Алтай и Хангай выделяются глубиной до 60 км. На юго-востоке территории в области пустыни Гоби и Большого Хингана мощность коры от 45 до 50 км. Наиболее контрастный регион – это юго-западная часть территории, где резко меняется высота (от –150 до +4900 м) и глубина Мохо (от 40 до 70 км) (Джунгария, Тянь-Шань, Турфан).

Рассмотрим поведение аномалий геоида, как характеристику равновесия фигуры Земли. Известно, что под геоидом понимается уровневая поверхность, представляющая фигуру Земли, совпадающая на океанах с невозмущенным уровнем воды, продолжающаяся под континенты таким образом, что сила тяжести в любой точке этой поверхности направлена по нормали к ней. В силу этого свойства геоид является поверхностью равновесия, а его аномалия – характеристики отклонения от равновесия в различных частях земной поверхности. Наиболее известна аномалия (–100 м) в Индийском океане южнее Индии [Lemoine et al., 1998], но ее природа не ясна до настоящего времени (рис. 15). Геоид и экспериментально определяемый квазигеоид различаются всего на несколько сантиметров.

На континенте в высокогорной области Южной Азии выше контакта Индийской плиты и Евразии отклонение достигает –65 м. Конфигурация минимума совпадает с распределением аномалии Буге (см. рис. 3) и, видимо, связана с увеличенной мощностью земной коры и астеносферы. Для исследуемой территории на рис. 16, а, приведена карта изменений высот геоида (EIGEN-6C4) относительно эллипсоида WGS84. По 43° с.ш. аномалия высоты геоида изменяется от –64 м на западе до +4 м на востоке. Аномалия геоида совпадает с высокогорной частью исследуемой территории и свидетельствует о нарушении равновесия. Возможно, эти изменения отражают существование Амурской плиты и ее северо-западной границы (рис. 16, б), хотя возможны и другие объяснения, например, градиентная зона этого превышения демонстрирует характер погружения Тихоокеанской плиты под Центрально-Азиатскую. Северные и западные границы Амурской плиты, отмеченные по гравиметрическим аномалиям, соответствуют карте скоростей современных смещений земной поверхности по данным космической геодезии и распределению землетрясений. Существование и положение границ Амурской плиты остается предметом активных научных дискуссий.

Граница Мохо может быть построена как с использованием гравиметрических данных, так и на основе сейсмических исследований. Рассмотрим сейсмические результаты. Данные ГСЗ, приведенные в работе [Pavlenkova et al., 2016], использованы нами при гравиметрических построениях и, естественно, совпадают с профильными сейсмическими данными (см. рис. 11). Наиболее полно сейсмическими методами проведена оценка глубины байкальских впадин и окрестностей оз. Байкал [Puzyrev, 1981; Suvorov et al., 2002]. На рисунках показаны материалы сейсмического разреза, пересекающие байкальские впадины (рис. 17), и гравиметрические результаты (см. рис. 14).

Показатели глубины для впадин оз. Байкал соответствуют нашим определениям (35–39 км). Отличия получены для впадин байкальской системы, расположенных на западе и востоке. Здесь глубина опускается до 39–41 км, и она меньше сейсмических определений (41–45 км). Возможно, отклонения вызваны влиянием осадочной толщи в этих структурах или другим значением контраста плотности. В западной части территории (рис. 18) по профилю МОВЗ при разности плотности кора – мантия 0.7·10³ кг/м³ различие с сейсмическими оценками составило 2–3 км. Потребовалось изменить контраст до 0.5·10³ кг/м³ для хорошего соответствия (расхождение 0.5–1.0 км). Для северо-восточной части территории (рис. 18) известна интерпретация данных по сейсмическому профилю 1-СБ [Solovyev et al., 2023].

Согласно сейсмическим определениям в юго-восточной части профиля 1-СБ, мощность коры (40–41 км) на 2–3 км меньше наших определений. Видимо, на этой части территории следует использовать более высокий контраст плотности – 0.55·10³ кг/м³. Авторами моделей GEMMA в этом регионе использованы величины от 0.45·10³ до 0.55·10³ кг/м³ (рис. 19).

В гравиметрических исследованиях [Burov et al., 1994; Petit et al., 1997; Petit, Déverchère, 2006] была использована карта аномалий Буге, построенная по наземным данным. Авторы указывают на источник данных – International Environmental Scientific Centre of the Russian Academy of Sciences (ISEC). Передача закрытых данных в открытое пользование в 1994 г., видимо, проведена с отдельными специальными искажениямими и с сильными осреднениями. На этой карте нет аномалий Буге над Тункинской, Южно-Байкальской и Среднебайкальской впадинами. Отметим, что вследствие закрытого характера гравиметрических и топографических измерений, выполненных разными ведомствами, очень сложно сравнить и оценить результаты, полученные в прошлые годы. В СГУГиТ при анализе проявилась разнородность существующих в архивах гравиметрических и топографических материалов. Так, сложно рассматривать и анализировать имеющиеся чистые и смешанные аномалии силы тяжести, полученные в разные временные периоды и с разной точностью топографических данных. Также отметим сложность съемки старыми кварцевыми гравиметрами в высокогорных районах и в акватории оз. Байкал. На наш взгляд, наиболее надежные оценки получены иркутскими учеными [Zorin et al., 1982; Zorin, 1999]. Интерпретация гравиметрических материалов наземной съемки по Байкальскому региону и Монголии 60–70-х гг. по многим чертам соответствует оценкам по модели EIGEN-6C4 (рис. 20).

Здесь мощность коры под впадинами оз. Байкал изменяется от 35 до 38 км. Но мощность коры во впадинах на западе и востоке от озера в интерпретации из работ [Zorin et al., 1982] составляет от 40 до 42 км, что на 2–3 км больше наших определений. Разность может быть связана с использованием старой системы высот и устаревшей гравиметрической системы, что может вызвать систематическую ошибку в оценке глубины Мохо в 1.0–1.5 км [Timofeev et al., 2023]. Для Алтайских гор и Хангая значения глубины Мохо достигают 55–60 км, что в целом совпадает с оценками по модели EIGEN-6C4. Отметим, что построение спутниковой модели EIGEN-6C4 выполнено более точно, так как проводилось по регулярной сетке для всего земного шара. Преимуществом спутниковых моделей является их доступность и открытость. Конечно, результаты интерпретации гравиметрических материалов будут уточняться и дополняться при дальнейших исследованиях.

Территория Байкальского региона и Монголии является частью Монголо-Сибирской горной страны. Для этой территории рассмотрено глубинное строение земной коры на основе интерпретации данных спутниковых гравиметрических миссий последних десятилетий. Карта положения границы Мохо построена с использованием модели геопотенциала EIGEN-6C4 и топографической модели EARTH-2014 для территории, простирающейся по широте от 43° на юге до 61° на севере, и по долготе от 88° на западе до 120° на востоке. Для тестирования модели EIGEN-6C4 использованы наземные гравиметрические определения, выполненные на юге Сибири в специальных гравиметрических пунктах 1–4-го класса. Для создания карты распределения глубин поверхности Мохо применялась модель EIGEN-6C4 в редукции Буге. Интерпретация выполнена в рамках двухслойной модели кора – мантия. В качестве первого приближения использована разность плотности 0.5·10³ кг/м³ для всей территории. При интерпретации гравиметрических материалов использованы данные ГСЗ по профилю РИФТ (северная часть территории), данные по профилю МОВЗ (западная часть) и профилю 1-СБ (северо-восточная часть). Полученные результаты свидетельствуют о латеральных вариациях мощности земной коры. Так, на севере исследуемой территории на юге Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы граница Мохо находится на глубине 40–45 км со слабыми латеральными вариациями. В области байкальских впадин глубина уменьшается до 35–39 км. Сибирскую платформу от Байкальского рифта и расположенных южнее горных областей отделяет резкая граница, проявляющаяся в гравиметрических полях и в мощности коры. В южной части территории получены значительные латеральные вариации мощности земной коры. В областях активного горообразования (Монгольский Алтай, Гоби-Алтай, Хангай) мощность коры достигает 55–60 км. Для Котловины Больших Озер она уменьшается до 45 км. Становой хребет, пустыня Гоби и Большой Хинган отличаются глубиной от 45 до 50 км. На крайнем юго-западе территории в районе Джунгарии, Тянь-Шаня и Турфанской впадины наблюдаются максимальные перепады глубины Мохо (от 40 до 70 км). Ошибка определения глубины поверхности Мохо зависит от расчлененности рельефа и составляет от 2 до 4 км. Полученные оценки для Сибирской платформы и байкальских впадин в целом соответствуют сейсмическим данным [Puzyrev, 1981; Suvorov et al., 2002; Pavlenkova et al., 2002; Pavlenkova et al., 2016]. Оценки, полученные гравиметрическим методом [Zorin et al., 1982] по наземным данным, не противоречат нашим результатам. Небольшие различия вызваны качеством и возможностями съемки относительными кварцевыми гравиметрами и топографической привязки. Сложность интерпретации обусловлена отсутствием сейсмических данных для территории Монголии. Здесь результаты интерпретации спутниковых гравиметрических миссий наиболее интересны и важны. В работе рассмотрены результаты аномального поведения высоты квазигеоида, полученного для геопотенциала EIGEN-6C4. В западной части исследуемого региона показано возможное отражение аномалии геоида в области северо-западной границы Амурской плиты. Северная граница плиты четко проявляется в латеральном распределении аномалий Буге и мощности коры.

Авторы выражают искреннюю благодарность рецензентам за конструктивные замечания.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final version.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.