§9. Основные формулы палеомагнитных реконструкций

Оживление идей мобилизма А. Вегенера началось в начале 50-х годов прежде всего благодаря успехам палеомагнетизма. При измерении намагниченности осадочных и магматических горных пород было установлено, что в течение геологической истории земное магнитное поле неоднократно меняло знак полярности, причем интервал инверсии составлял всего 10 – 12 тыс. лет. Одновременно была обнаружена неустойчивость положения виртуальных (наблюденных) магнитных полюсов на поверхности Земли. В кембрии (580 млн. лет назад) они располагались в районе экватора и в дальнейшем мигрировали к современному своему положению. Но что самое удивительное, геомагнитные полюса, определенные по различным континентам для одной и той же эпохи, не формировались в дипольном поле, а группировались роями по каждому континенту, располагаясь друг от друга на многие тысячи километров.

Рис. 40. Схема, иллюстрирующая отсчет полярного расстояния  и ґ для точек земной поверхности A и Аґ для наблюдаемого расхождения осей вращения Земли и магнитного диполя;

 – широта

В результате в литературе появились многочисленные реконструкции взаимного положения материков для различных геологических эпох. Поразительная односторонность интерпретации данных палеомагнетизма видна из высказывания одного из теоретиков мобилизма Ф. Стейси: «Если принять гипотезу осевого диполя, то различие между кривыми (траекториями дрейфа полюсов для различных континентов. – В.О.) можно объяснить только континентальным дрейфом».

Однако полностью принять оставленные в свое время идеи А. Вегенера было нельзя. «Выявление» особого типа «океанической» коры и открытие в конце 50-х – начале 60-х годов мировой системы рифтовых хребтов послужило основой для проверки вегенеровского механизма дрейфа легких сиалических глыб материков в тяжелом субстрате симы.

В 1961 г. Р. Дитц, а затем Г. Хесс предложили новый вариант мобилизма, получивший название спрединга, т. е. расширения (точнее, разрастания) дна океана. Теперь уже материковые глыбы не блуждали в одиночестве в море магмы. Они вместе с наращиваемой кромкой океанической коры отплывали в обе стороны от рифтовой щели, откуда, по мнению авторов, происходило непрерывное поступление базальтовой магмы. Трудно предположить, что внедряющиеся в узкую (не более 10 км шириной) рифтовую трещину дайки способны отодвинуть в обе стороны гигантские блоки материково-океанических плит. Поэтому после Ф. Вайна и Д. Мэтьюза, попытавшихся согласовать инверсии магнитного поля Земли А. Кокса со знакопеременными полосовыми аномалиями над океаническими рифтовыми хребтами и механизмом спрединга, добавилась существенная деталь, а именно – литосферные плиты, которые отодвигались от рифтов конвективными течениями в мантии (Ле Пишон, Франшто, Бонин, 1977). При этом избыток новообразованной коры предположительно поглощался возле материковых окраин и островных дуг, подныривая под них вдоль плоскостей Беньофа (так называемая субдукция земной коры).

Таким образом, вся тектоника и эволюция перисферы Земли сводились к умозрительным механическим построениям, в основе которых лежали одни гипотезы и удивительная тенденциозность в толковании фактического материала.

В результате сложилась цепь гипотетических умозаключений – сначала гипотеза осесимметричного диполя, потом практически полная, кроме горизонтальных смещений, инертность каменной оболочки, затем вязкие течения в мантии (имеющей, кстати, плотность стали) и, наконец, спрединг и субдукция – т.е. все то, что мы сегодня называем неомобилизмом. Не будем повторять общеизвестную критику этой гипотезы, ныне поспешно переводимой в ранг теории. Мы просто покажем, что «палеомагнитный фундамент» этой гипотезы, являющейся, как мы видели, опорой всего этого «архитектурного сооружения», так же умозрителен и далек от реальности, как и представления о существовании «океанического» типа коры (Орлёнок, 1980).

В основе всех «определений» координат виртуальных палеомагнитных полюсов лежит известное соотношение:

tgI = 2tg _m, (VI.35)

где I – наклонение магнитного поля (рис. 41); _m – палеомагнитная широта в месте измерения.

Рис. 41. Элементы земного магнетизма и их смещение при наклонах блока коры

(VI.36)

где  – угловое расстояние полюса от точки отбора образца (см. рис. 40); M – магнитный момент; R – расстояние от центра диполя до точки измерения поля. Угол  можно выразить через широту _m:

 = _m+, ctg = tg_m, (VI.37)

откуда

Z/H=2tg _m. (VI.38)

Рис. 42. Элементы земного магнетизма на плоскости

Z = T sinI; H = T cosI; Z/H = tgI. (VI.39)

Сравнивая выражения (VI.38) и (VI.39), получаем формулу (VI.35).

Вычисление географических координат виртуальных магнитных полюсов осуществляется по формулам сферической тригонометрии:

(VI.40)

где  и , Ф и  – соответственно географическая и магнитная широта и долгота точки наблюдения и виртуального магнитного полюса, определяемого по этой точке; D – магнитное склонение (см. рис. 41).

Однако современное магнитное поле Земли лишь в первом приближении можно аппроксимировать полем диполя. По данным Ф. Стейси, ось диполя не совпадает с осью вращения Земли на 11,5° (см. рис. 40), а его центр смещен относительно центра Земли к северу на 300 – 400 км. Следовательно, даже для современной эпохи формула (VI.35) очень приближенная.

Рис. 43. Схема, иллюстрирующая появление эффективного вектора намагниченности I_n^*, направление которого отличается на угол Dґ от направления истинного магнитного I_n; МП – магнитный полюс

Из вышесказанного становится ясно, что вектор намагничивания горных пород никогда не будет строго ориентирован по магнитному меридиану, а будет представлять собой некоторую результирующую между полем диполя, материковой и локальной аномалиями (рис. 43). Обращаясь к реальной модели магнитного поля Земли, когда диполь не является осесимметричным (т. е. наклонен к оси вращения на 11,5° для точек, расположенных по разную сторону от оси вращения), магнитные широты и, следовательно, координаты полюсов будут определяться по разным формулам, существенно отличающимся от формулы (VI.35). Как видно из рис. 40, полярное расстояние  и ґ для точек соответственно А и Аґ будет равно  =  – _m и ґ=  – ( + _m), откуда tg I₁ = 2ctg( – _m), tgI₂ = 2ctg[ – ( + _m)], или

и . (VI.41)

Полученные выражения позволяют определить магнитную широту , если известны не только I₁ и I₂, но и угол:

, (VI.42)

либо

. (VI.43)

Но эту задачу можно решить только для современной эпохи, для которой  известен. Что же касается прошлых эпох, то относительно величины  мы ничего не можем сказать. Вероятнее всего, она была больше, судя по растущему разбросу виртуальных полюсов в глубь фанерозоя. Кроме того, нам ничего не известно о величине отклонения векторов I₁ и I₂ от магнитного меридиана, обусловленной изменчивыми во времени полями материковых и локальных аномалий.