Анализ перерывов и несогласий

Тектонические движения, развивающиеся на фоне общего погружения и накопления осадков, фиксируются в изменениях фаций, мощностей и формаций, изучаемых соответствующими методами. Когда эти движения проявляются в условиях господства суши, они деформируют земную поверхность и образуют формы наземного рельефа, исследуемые структурно-геоморфологическими методами. Но особые условия создаются в периоды обычно относительно кратковременных общих или местных поднятий (осушений), которые затем снова сменяются погружениями (затоплениями). Эти события отмечаются перерывами в отложении осадков, а также несоответствием залегания разделенных перерывами толщ, получившим название несогласий. Движения и деформации, сопровождающие накопление осадков, как бы конденсируются в плоскости перерывов и несогласий. Перерывы совпадают с фазами усиления движений, деформаций и перестроек структурного плана. Не случайно поэтому вследствие относительной легкости фиксации несогласий и благодаря их наглядности рассматриваемый метод является, по существу, старейшим методом изучения истории движений земной коры. Им пользовался еще Н. Стено при восстановлении истории геологического развития Тосканы на основе разработанных им принципов.

1 Термин «литодинамический» более краткий, но он ранее использовался морскими геоморфологами для обозначения различного типа прибрежных осадков.

В последние годы, совпавшие с распространением идей неомобилизма, использование формаций в палеотектоническом анализе стало постепенно вытесняться использованием близкого, но не тождественного понятия литодинамических или литогеодинамических комплексов¹. Под такими комплексами понимают комплексы горных пород, осадочных, магматических, метаморфических, являющиеся непосредственными показателями геодинамической обстановки их образования. Примерами могут служить молассы — показатель горообразования, известково-щелочные вулканиты — островных дуг, ультраосновные-щелочные интрузии кольцевого типа — кратонов и т.д. Впервые понятие комплексов — индикаторов тектонических обстановок — было введено в литературу авторами «Тектонической карты Северной Евразии» А.В. Пейве и его сотрудниками из Геологического института АН СССР. Затем, без применения специального термина, этот метод был фактически использован Ю.Г. Гатинским при анализе тектонического развития Юго-Восточной Азии. Термин «литодинамической комплекс» был предложен В.Е. Хаиным, а «литогеодинамический комплекс» — независимо друг от друга С.И. Романовским и А.Е. Лукиным. Общая классификация литодинамических комплексов опубликована недавно В.Е. Хаиным (1991). В последующих главах именно этот метод будет взят за основу при рассмотрении развития главных структурных элементов земной коры.

Палеогеологические карты. Особый интерес для анализа представляют поверхности региональных несогласий, отвечающие переломным эпохам тектонической истории. Для таких поверхностей составляют палеогеологические карты, на которые, в основном по данным бурения, отчасти поверхностного картирования, наносят выходы образований разного возраста, залегающих непосредственно ниже поверхности перерыва и несогласия. Так как поверхность, при этом как бы приводится в горизонтальное положение, снимается эффект всех последующих деформаций и восстанавливается структурный план, сложившийся к концу перерыва. Как и на обычных геологических картах, площади распространения наиболее древних образований отвечают поднятиям этого палеоструктурного плана, наиболее молодых — впадинам, которые, будучи несогласно перекрытыми послеперерывными отложениями, не могут быть выявлены при поверхностном картировании.

Первые, еще мелкомасштабные карты для Русской плиты были опубликованы в 1945 г. Н.С. Шатским. По карте додевонской поверхности им была впервые выявлена важнейшая погребенная положительная структура восточной части Русской плиты — Волго-Уральская антеклиза, с отдельными поднятиями которой оказались связаны крупнейшие нефтяные месторождения этой области. Вследствие интенсивных погружений, испытанных Поволжьем в позднем палеозое и отчасти мезозое, Волго-Уральская антеклиза никак не вырисовывается на обычных геологических картах — она поглощена обширной Восточно-Русской областью опусканий.

Для территории США серия палеогеологических карт была впервые составлена геологом-нефтяником А.И. Леворсеном, монография которого была издана в 1962 г. в русском переводе. В ней очень образно определено значение палеогеологических карт: «Палеогеологическая карта какой-либо поверхности несогласия — это как бы вспышка света, озаряющая прошлое, проникающая в геологическую историю определенной площади. Она отображает перерыв, зияние в последовательном ходе геологической истории, рубеж, часто означающий конец одного природного события и начало следующего и поэтому служащий исходным моментом для исследования» (с. 5).

Учитывая значение палеогеологических карт, ВСЕГЕИ опубликованы такие карты европейской территории СССР для предрифейской (поверхность кристаллического фундамента), предсреднедевонской, предверхнетриасовой поверхностей. Тектоническая карта фундамента СССР (1974) также относится к категории палеогеологических карт.

Кроме основного типа палеогеологических карт предложены различные их модификации. Так, в качестве дополнительной нагрузки наносятся изогипсы современной структуры доперерывного комплекса или изогипсы структуры опорного горизонта в доперерывном или послеперерывном комплексе. Особый тип палеогеологических карт, как бы обратный основному их типу, — карты, отражающие возраст базальных отложений послеперерывного комплекса, т.е. развитие послеперерывной трансгрессии. На таких картах трансгрессий выходы наиболее древних отложений соответствуют наиболее прогнутым участкам, раньше всего охватываемым трансгрессией (или континентальным осадконакоплением), а выходы наиболее молодых отложений — наиболее поднятым участкам, где позже всего начинается накопление осадков. К этой категории, по существу, относятся геологические карты океанов (под ред. Б.С. Хейзена); на них показан возраст отложений, начинающих разрез осадочного (первого) слоя океанской коры.

Существуют карты, являющиеся продуктом наложения друг на друга палеогеологических карт обоих основных типов. На этих картах, именуемых картами контакта, изображены стратиграфические подразделения послеперерывной серии, налегающие на подразделения доперерывной серии. На них видно, какова в каждом пункте длительность перерыва, а чем длительнее перерыв, тем, очевидно, больше интенсивность восходящих движений. Другую разновидность представляют карты условий или типов залегания тех или иных отложений на подстилающих слоях.

Несогласия и их типы. Наиболее простым видом несогласия является параллельное, или стратиграфическое, несогласие (рис. 9.8). Для этого вида несогласий характерно то, что слои, залегающие выше поверхности перерыва, остаются параллельными слоям, залегающим ниже этой поверхности. Это свидетельствует о том, что произошло общее поднятие местности или эвстатическое понижение уровня моря (океана), сменившееся погружением или новым повышением уровня моря. Различить эти две возможные причины параллельного несогласия позволяет установление площади его распространения и отношения к региональным структурам: если оно проявлено на площади целой платформы или даже нескольких платформ безотносительно к их внутренней структуре, это несогласие должно быть связано с эвстатическими колебаниями уровня океана. В противном случае несогласие является региональным или даже локальным, местным, если оно приурочено к сводам локальных платформенных поднятий, испытавшим осушение.

Рис. 9.8. Основные виды несогласий, по В.Е. Хаину, 1964:
I — стратиграфическое (параллельное) (а — параллельное налегание, б — параллельное прилегание, в — плащеобразное облекание); 2 — краевое (а — трансгрессивное перекрытие, б — трансгрессивное прилегание; в — регрессивное прилегание); з — географическое (картографическое); 4 — угловое (а — региональное, б — местное); 5 — рассеянное (дисперсное) ; 6 — подводно-оползневое; 7 — азимутальное (а — региональное, б — местное). Несогласия 3, 7 изображены в плане, остальные — в профиле

Разновидность параллельного несогласия составляет параллельное прилегание, или эрозионное несогласие. Оно характеризуется резко неровной поверхностью перерыва с заполнением послеперерывными осадками эрозионных углублений в более древних слоях; эти осадки прислоняются к более древним слоям, но сохраняют параллельность залегания по отношению к ним. Если эта параллельность не соблюдается и слои послеперерывной серии на склонах эрозионных выступов залегают с первичным наклоном, говорят о плащеобразном облекании. Первичный наклон обычно довольно быстро сглаживается вверх по разрезу, и вышележащие слои послеперерывной серии (как и базальные слои в эрозионных впадинах) залегают уже параллельно слоям доперерывной толщи. Для возникновения этих двух разновидностей параллельного несогласия необходимы поднятие или понижение уровня моря достаточно значительные, чтобы вызвать врез эрозионной сети. Последующее погружение или подъем уровня моря должны быть достаточно быстрыми, чтобы возникшие неровности рельефа не успели сгладиться эрозией. Глубина эрозионных врезов позволяет приближенно оценить размер поднятия в течение перерыва или понижения уровня океана или замкнутого бассейна. На материале новейшего этапа развития Кавказа Е.Е. Милановский эмпирически установил, что амплитуда поднятия обычно в 1,5—2 раза превосходит максимальную глубину врезов. Раннеплиоценовые врезы по периферии Каспийского бассейна, связанные с резким понижением его уровня, превосходили 500 м, а позднемиоценовые (мессинские) по периферии Средиземного моря — 1,5 км.

Следующий вид несогласий составляют краевые несогласия. Они наблюдаются по краям бассейнов осадконакопления, т.е. областей тектонического погружения, в результате неоднократных изменений положения береговой линии, обусловленных эвстатическими колебаниями уровня моря. Иначе говоря, эти несогласия являются следствием наложения эвстатических колебаний на региональные вертикальные нисходящие (волновые) движения, нарастающие к центру бассейна. Проявляются краевые несогласия в утонении и выклинивании слоев к краю бассейнов с налеганием более молодых отложений не только с перерывом, но и с несколько меньшим наклоном на более древние отложения. Разница в наклоне, как правило, настолько незначительна, что подобные несогласия устанавливаются лишь путем сопоставления нескольких обнажений или (и) разрезов скважин, расположенных по одному профилю, поперечному к краю бассейна.

Существуют три разновидности краевых несогласий: 1) трансгрессивное перекрытие (англ. overlap) заключается в том, что трансгрессивная свита по направлению к краю бассейна ложится на все более и более древние слои, последовательно срезая абрадированные пласты; 2) трансгрессивное и несогласное прилегание (англ. onlap) образуется ближе к центральной части бассейна в результате расширения его контуров при нарастающей интенсивности погружения и (или) повышения уровня моря; в отличие от предыдущей разновидности абразия не успевает срезать тектонически обусловленные топографические склоны по краям бассейна; этот вид краевого несогласия вверх по региональному восстанию может перейти в предыдущий; 3) регрессивное прилегание (англ. offlap), отличающееся последовательным отступанием береговых линий более молодых морей к центру бассейна вследствие усиления нисходящих движений, отставания накопления осадков от погружения или понижения уровня моря; при этом более молодые отложения часто как бы вложены в более древние, отделяясь от них абразионным уступом.

При образовании всех перечисленных разновидностей краевых несогласий общая конфигурация бассейна может оставаться без изменений; береговые линии, более древние и более молодые, при этом сохраняют взаимную параллельность. Однако в ходе геологического времени структура бассейна нередко подвергается перестройке, вследствие чего контуры морей более молодых эпох оказываются непараллельными контурам более ранних морей и их пересекают. В плане, на геологической карте это выражается тем, что подошва послеперерывных отложений контактирует с разными горизонтами доперерывных отложений, последовательно срезая границы этих горизонтов. Подобное несогласие обычно отчетливо выступает лишь на мелкомасштабных картах; поэтому оно было названо Н. С. Шатским географическим, а французскими геологами — картографическим несогласием. Хорошим примером такого несогласия может служить соотношение нижнего и среднего - палеозоя по северо-западной периферии Русской плиты. Подошва девона по мере продвижения от Рижского залива к южному концу Ладожского озера последовательно срезает отложения силура, ордовика и, наконец, ложится на кембрий, а на Ладожско-Онежском водоразделе — на протерозой. При этом изменяется и возраст отложений,с которых начинается разрез девона: сначала это средний, затем верхний девон, а к северо-востоку от Онежского озера девон выклинивается и нижний карбон ложится непосредственно на протерозой. Это несогласие отражает перестройку структуры Русской плиты при переходе от каледонского этапа ее развития к герцинскому — общее простирание контуров бассейнов первого этапа было ближе к широтному, второго — к долготному.

Следующий основной вид несогласий — это угловое несогласие, которое выражается в наблюдаемой в отдельных обнажениях, разрезах скважин и на сейсмических профилях и поддающейся замеру горным компасом разнице в наклоне слоев ниже и выше поверхности перерыва. Возникает оно вследствие проявления складчатых деформаций до и (или) в течение перерыва в накоплении осадков и денудации сводов складок во время самого перерыва. Новое погружение или повышение уровня моря приводит к перекрыванию размытых дислоцированных пластов горизонтально лежащими на них молодыми осадками. В дальнейшем и эти отложения могут подвергнуться складчатости, но разница в наклоне их и подстилающих слоев сохранится.

Угловые несогласия разделяются на региональные и местные; последние проявляются лишь в сводах антиклиналей и затухают в синклиналях. Региональные несогласия характерны для зон линейной складчатости, а местные — прерывистой. При росте складок на фоне непрерывного погружения и накопления осадков вместо углового образуется рассеянное (дисперсное, конседиментационное) несогласие, выражающееся в постепенном возрастании наклона слоев со стратиграфической глубиной, параллельно с увеличением их мощности от антиклиналей к синклиналям. Более древние слои обладают большим наклоном, так как испытали более длительное воздействие процесса складкообразования. Определенный градиент нарастания мощности соответствует определенному углу несогласия; так, изменение мощности в 150 м на 1 км отвечает увеличению наклона на 10°. Рассеянное несогласие не может быть выявлено в одном обнажении; оно обнаруживается при построении профилей по нескольким обнажениям или скважинам, а также отражается на сейсмических профилях.

Региональные угловые несогласия к центру бассейна по мере усиления погружений и сокращения длительности перерыва сменяются местными, а затем рассеянными несогласиями. Иногда местные угловые несогласия возникают и в подводных условиях, без осушения сводов складок вследствие подводного оползания отдельных пакетов слоев со склонов растущих поднятий и налегания более молодых осадков непосредственно на сильнее наклоненные, не затронутые оползанием более древние; это подводно-оползневое несогласие.

Существует еще один вид угловых несогласий, связанных не со складкообразованием, а с растяжением коры при рифтообразовании и наклоном образующихся при этом блоков. Этот вид несогласий — несогласие растяжения — будет рассмотрен в главе 11.

Подобно тому как изменение плана расположения крупных структур вызывает образование географических несогласий, изменение ориентировки простирания складок в процессе их роста приводит к возникновению азимутальных несогласий. Последние выражаются в том, что залегание слоев, разделенных поверхностью перерыва, отличается не только величиной угла наклона, но и направлением падения. Так образуются региональные азимутальные несогласия; для образования местных азимутальных несогласий достаточно изменения степени волнистости (наклона) шарниров складок — наложения более длинных складок на более короткие, и наоборот. Местные азимутальные несогласия наблюдаются только на периклиналях и центроклиналях складок Постепенная переориентировка складок в процессе одновременной с погружением и осадконакоплением конседиментационной складчатости приводит к образованию рассеянно-азимутальных несогласий; такими же могут быть и географические несогласия.

При наложении нескольких угловых несогласий древние пласты приобретают все более крутой наклон. Но если при этом наблюдается и азимутальное несогласие, то такое сложение носит уже алгебраический характер и в случае изменения падения пластов более чем на 90° молодая складчатость фактически как бы вычитается из более древней и приобретенный в период образования последней наклон не увеличивается, а уменьшается.

Крайней степенью несогласия является общее, или структурное, несогласие. Оно выражается в полном несовпадении простирания, положения осей, числа и формы складок в доперерывном и послеперерывном комплексах.

Таким образом, различные виды несогласий отражают различные типы тектонических движений (деформаций) и их сочетаний. Параллельные несогласия представляют результат колебательных вертикальных движений или эветатических колебаний уровня моря (океана); краевые несогласия возникают на границе зон региональных поднятий и опусканий; угловые несогласия фиксируют складко- или рифтообразование; географические и азимутальные несогласия отражают изменение плана расположения соответственно региональных структур и складок. Общие структурные несогласия приурочены к границам тектонических этапов (циклов) ко времени смены тектонических режимов (геосинклинального — орогенным, орогенного — платформенным).

Но несогласия не всегда четко выражены в естественных разрезах или разрезах скважин (например, в метаморфических толщах; об этом свидетельствуют скачки метаморфизма). Зато они прекрасно выражены на современных сейсмостратиграфических профилях. Именно эти профили убедили геологов в реальности существования выдержанных на огромных расстояниях изохронных поверхностей перерывов и создали объективную основу для выделения седиментационных циклов разного порядка. Анализ таких профилей пассивных окраин Атлантики позволил П. Вэйлу с сотрудниками построить кривую эвстатических колебаний уровня Мирового океана для последних 200 млн лет (см. рис. 17.1), которая получила широкую известность. Вэйл и его соавторы установили, что циклы колебаний уровня океана построены отчетливо асимметрично: подъем уровня идет постепенно, а опускание быстро. В течение рассмотренных 200 млн лет истории Земли проявилось, по Вэйлу, 13 глобальных циклов эвстатических колебаний. Вместе с тем почти до конца мела происходило нарастание трансгрессии и уровень океана на 350 м превысил современный. Затем началось его падение, и в середине олигоцена он опустился на 250 м ниже современного, а потом стал опять повышаться, но не достиг позднемелового максимума.

Построения Вэйла подверглись критике как с общих позиций (недоучет роли скорости погружения шельфа), так и с региональных (недоучет местных тенденций тектонических поднятий или опусканий отдельных континентальных окраин). Вместе с тем получено и немало материалов по разным окраинам, согласующихся с кривой Вэйла. Очевидно, что для получения окончательных выводов необходимо, во-первых, собрать полный и сопоставимый материал по всем без исключения пассивным континентальным окраинам и, во-вторых, смоделировать относительное влияние всех главных факторов — колебания уровня океана, скорости накопления и мощности осадков, тектонического и изостатического погружения на положение и миграцию береговых линий.

Перерывы и несогласия возникают также на океанском дне, что выявлено в последние годы при проходке буровых скважин. Вызываются они движениями воды, существующими даже на глубинах в несколько километров, скорость которых может достигать нескольких километров в час, а также размывом ранее отложившихся осадков мутьевыми потоками и придонными течениями. На существование подводных размывов указывает присутствие на современной поверхности океанского дна выходов дочетвертичных отложений от плиоцена до нижнего мела, не прикрытых более молодыми отложениями.

В Индийском океане, к югу от Шри-Ланки, в центральной котловине бурением под верхнемиоценовыми радиоляриевыми илами вскрыты эоценовые отложения; в западной части Индийского океана верхнекайнозойские карбонатные отложения отделены от верхнемеловых отложений перерывом длительностью около 70 млн лет. В некоторых из скважин между эоценовыми и кампанскими известняками отмечается угловое несогласие.

Изучение несогласий очень важно не только с теоретической, но и с практической точки зрения. К несогласиям нередко приурочены залежи бокситов, оолитовых железных руд, руд никеля, нефти, газа, россыпей ценных минералов и др. При этом нефть и газ могут залегать как в доперерывных слоях, срезанных и запечатанных поверхностью несогласия, так и в базальных песчаных пачках послеперерывных серий, в частности в выветрелых и трещиноватых породах фундамента платформы и в основании их осадочного чехла. Автохтонные бокситы, никелевые руды в коре выветривания серпентинитов залегают под поверхностью несогласия, переотложенные бокситы и железные руды — над этой поверхностью.

Палеомагнитные методы

В 50-е годы нашего века было обнаружено, что горные породы, как осадочные, так и магматические, если они подвергались интенсивным механическим или тепловым воздействиям, сохраняют «память» о магнитном поле, в котором они образовались. Это явление, получившее название остаточной намагниченности, объясняется тем, что ферромагнитные минералы, входящие в состав пород, в момент осаждения осадка или кристаллизации магмы (из которой они выпадают первыми) приобретают ориентировку, отвечающую ориентировке магнитного поля, в котором протекал процесс осадконакопления или магматизма. Эта ориентировка сохраняется до тех пор, пока соответствующие минералы не будут нагреты до точки Кюри, разной для минералов, — 550° для магнетита и 120° для титаномагнетита, но в среднем около 400°. Ориентировка выражается в том, что магнитное склонение направлено на северный магнитный полюс, а наклонение зависит от широты: чем она выше, тем наклонение больше.

Открытие остаточной намагниченности положило началу новому научному направлению — палеомагнетизму. Первые исследования были проведены в Англии (К. Ранкорн и др.), затем в США, значительный вклад был внесен советским ученым А.Н. Храмовым, а затем и другими магнитологами. Для палеомагнитных исследований требуется взятие ориентированных образцов, что достигается в настоящее время выбуриванием их из обнажений или взятием ориентированных кернов из скважин. В случае, если пласты оказались дислоцированными, необходимо внести поправку на их вторичный наклон. Далее необходимо подвергнуть образцы так называемой чистке, чтобы избавиться от эффекта вторичных изменений намагниченности породы.

Рис. 9.9. Сравнение траекторий кажущейся миграции Северного геомагнитного полюса с кембрия до настоящего времени, по К. Сайферту, Л. Сиркину, 1979:
1 — Северная Америка; 2 — Европа; 3 — Южная Америка; 4 — Африка

Первые же определения ориентировки остаточной намагниченности привели к парадоксальным, с господствующей в те годы точки зрения, результатам. Оказалось, что эта ориентировка расходится с ориентировкой современного магнитного поля, и чем древнее породы, тем, как правило, в большей степени. Вывод, который напрашивался из этих наблюдений, состоял в том, что магнитные полюса в геологическом прошлом занимали иное положение, чем в настоящее время, и не совпадали с географическими полюсами (они не точно совпадают и в настоящее время, но отклоняются на небольшую величину). Но довольно быстро было обнаружено, что это объяснение несостоятельно, ибо образцы пород одного и того же возраста, взятые на разных континентах, указывают на разное положение полюса. Такое могло быть лишь при допущении, что древнее магнитное поле, в отличие от современного, было не дипольным, не полем осевого диполя, но для такого допущения нет серьезных оснований. К тому же вскоре выяснилось, что если совместить, например, доюрские полюса Северной Америки и Европы вместе с контурами этих материков, по образцам с которых они были определены, получим единый континент, который впишется в очертания Пангеи, как она была намечена Вегенером. Это открытие дало один из самых мощных импульсов к возрождению мобилизма и появлению тектоники плит.

Итак, выяснилось, что движутся не магнитные полюса, а материки. Полученные для каждого материка кривые, соединяющие последовательность положения полюсов, установленных для отдельных геологических эпох и веков, представляют собой кривые не истинной, а кажущейся миграции полюсов (в зарубежной литературе они обозначаются APWP — apparent polar wonder path) (рис. 9.9). Это не означает, что не существует истинной миграции магнитных полюсов, — сравнение реконструкций движений плит по палеомагнитпым данным и по горячим точкам (считая их стационарными) обнаруживает расхождение, позволившее определить инстинную миграцию полюсов, но она происходит в небольших пределах (рис. 9.10).

Рис. 9.10. Определение относительного движения литосферных плит путем частичного совмещения траекторий кажущейся миграции геомагнитного полюса «метод Грэхема» для случаев, когда часть пути — до разобщения или после соединения — плиты движутся как единое целое):
I — современное положение; II — совмещение траекторий, показывающее совместнoe движение плит за время 1—5 и раздельное за время 5—8. Точки — последовательные положения геомагнитного полюса для плиты А, кружки — то же для плиты Б.Внизу — траектория истинной миграции Северного геомагнитного полюса в координатах горячих точек за последние 180 млн лет, по Ч. Андрюсу (1985), окружности — 95%-ные доверительные границы для каждого усредненного положения полюса

Рис. 9.11. Поворот Иберийского континентального блока на 41° против часовой стрелки (после раннего мела), определенный по склонению векторов остаточной намагниченности в породах готерива—апта; Б—клинообразное раскрытие (сфенохазм) Бискайского залива с океанской корой, датированной линейными магнитными аномалиями. Справа — палинспастическая реконструкция (по А. Гольдеано и др., 1989). Внизу — магнитные силовые линии при диполе в центре шара и схема, иллюстрирующая зависимость магнитного наклонения от географической широты

Рис. 9.12. Перемещение Африки (А) относительно Северной Америки (СА) от раскрытия Центральной Атлантики (средняя юра) до настоящего времени, полученное путем последовательного совмещения все более древних магнитных аномалий одного возраста, расположенных по разные стороны от оси спрединга. По Л. А. Савостину, Ж. Сибуэ и др., 1986: 1 — линии движения, время в миллионах лет; 2 — изохроны

Палеомагнитные определения дают два параметра — направление на полюс и широту; их сочетание позволяет вычислить положение полюса. Для получения достоверных результатов необходимо взять образцы из разных участков и сделать по ним замеры, указывающие на положение палеополюса. Следует ожидать, что положение полюсов, определенных по разным образцам из разных участков, окажется несколько различным. Эти полюса, называемые виртуальными, наносят на карту и очерчивают круг, в который должны попасть 95% виртуальных полюсов; такой круг называется доверительным. Усредненное положение палеополюса отвечает центру этого круга. Желательно, чтобы его радиус составлял не более 5°; при этом образцы должны быть взяты из пород, несколько отличающихся по возрасту, чтобы получить необходимый разброс данных.

При обсуждении результатов палеомагнитных исследований следует иметь в виду два обстоятельства. Во-первых, палеомагнитный метод позволяет определить направление на полюс, широту и положение полюса, но не долготу участка, из которого взят образец. Во-вторых, если взять образцы из одного участка, но из пород, значительно различающихся по возрасту, то при сохранении того же наклонения, т.е. той же широты, направление на полюс может оказаться различным. Это означает, что за время, прошедшее между временем образования породы, из которой взят первый образец, и породы, из которой взят второй образец, литосферная плита испытала вращение по часовой стрелке или против нее. Подобный вывод можно сделать, если исследовать образцы одного и того же возраста, но взятые с разных плит, и окажется, что их склонение отличается на некоторую величину. Это будет означать, что со времени образования соответствующих пород произошел поворот одной плиты относительно другой, как, например, Испании (Иберийская плита) относительно Европы (Лавразийская плита) (рис. 9.11).

Палеомагнитные исследования получили за последние 30 лет широкое развитие и охватили весь интервал геологического времени начиная с раннего протерозоя, т.е. с 2,5 млрд лет, до современности. При этом остаточная намагниченность обнаружена и у архейских пород с возрастом до 3,4 млрд лет. Но, как показал недавно в своем анализе американский палеомагнитолог Ван дер By, достаточно достоверными пока можно считать лишь данные для фанерозоя. Вообще палеомагнитные данные дают возможность определить относительное положение континентальных блоков с точностью не более 500 км.

К счастью, для последних 165 млн лет мы располагаем другим, более точным палеомагнитным методом, основанным на использовании линейных магнитных аномалий, развитых в океанах и обязанных своим происхождением спредингу в условиях периодических инверсий магнитного поля. Эти аномалии, как было показано в гл. 5, могут рассматриваться как изохроны. Если мы возьмем пару таких аномалий — изохрон, симметрично расположенных относительно современной оси спрединга, то всю полосу океанской коры между этими аномалиями можно считать образовавшейся в более позднее геологическое время. Следовательно, если картографически совместить эти сопряженные аномалии, континенты сблизятся и займут то положение, которое они занимали во время образования данных аномалий. Такие реконструкции с успехам осуществлены для позднеюрского и более позднего времени и более точны, чем осуществленные предыдущим методом, по остаточной намагниченности континентальных пород (рис. 9.12). Мы увидим дальше, что описанный метод открывает возможность определять не только ширину, но и глубину палеоокеанов и распределение в них течений.

⇐ Предыдущая20212223242526272829Следующая ⇒

Поделиться: