Общая геология

3.1. Относительная геохронология

3.2. Изотопные методы определения возраста минералов и горных пород

3.3. Тектоника литосферных плит — современная геологическая теория

3.1. Относительная геохронология

Одной из главных задач геологии является воссоздание истории развития Земли и ее отдельных регионов. Сделать это возможно, только если известна последовательность геологических событий, если мы знаем относительный возраст осадочных отложений, слои которых перекрывают друг друга, если мы определили последовательность внедрения интрузивных тел и их соотношение с вмещающими горными породами.

Геология прошла долгий путь, прежде чем соотношения между горными породами стали очевидными и всем понятными принципами, на которых основываются все наблюдения.

Во-первых, было установлено, что каждый слой отделяется от соседнего ясно выраженной поверхностью. В современных палеогео­графических обстановках, в океанах, морях, озерах слои накапливаются горизонтально и параллельно. Этот принцип первичной горизонтальности оказался важным для следующего вывода.

В 1669 г. Н. Стено выдвинул принцип суперпозиции, заключавшийся в признании того факта, что каждый вышележащий в разрезе слой моложе нижележащего. У каждого слоя есть кровля и подошва независимо от того, как эти слои залегают в настоящее время. Они могут быть смяты в складки тектоническими движениями, они могут быть даже перевернуты. Все равно кровля слоя остается кровлей, а подошва — подошвой. Принцип суперпозиции Н. Стено позволил описывать толщи пород, состоящие из множества слоев, и устанавливать изменения в них, происходящие во времени.

Если в каком-нибудь слое находится обломок, валун, глыба какой-то другой породы, то она древнее, чем этот слой. Точно так же и в интрузивных образованиях и лавовых потоках любое включение — ксенолит — является более древним. Это положение можно назвать принципом включений.

Знаменитый английский геолог Д. Хаттон установил принцип пересечения, заключающийся в том, что любое тело как изверженных, так и осадочных пород, пересекающее толщу слоев, моложе этих слоев.

Перечисленные выше принципы анализа взаимоотношений слоистых толщ и изверженных пород дают возможность правильно выявить относительную последовательность геологических событий. Из них становится очевидным, что какие-либо метаморфические события, т. е. нагревание, воздействие давлением, флюидами, всегда моложе тех толщ, в которых они проявляются. Точно так же и складчатость моложе, чем слои, на которые она воздействует.

Рассмотрим эти принципы на примере (рис. 3.1). Самыми древними слоями являются слои толщи 4. После их накопления и смятия в складки внедрилась дайка 7, в которой есть ксенолиты пород толщи 4. Затем накопились слои толщи 3, впоследствии смятые в относительно пологие складки. Затем они были прорваны гранитной интрузией 6. Далее образовались слои 2, которые слегка деформировались и в них внедрилась дайка 5. Все отложения перекрыты слоем 1.

Таким образом, изложенные выше принципы на первом этапе помогают восстанавливать геологическую историю района.

Рис. 3.1. Соотношение разновозрастных отложений и пересекающих
их интрузивных тел. Цифры 1, 2, 3, 4 показывают последовательность
формирования осадочных пород, толщи которых разделены угловыми несогласиями.
Дайка 5 — самая молодая и внедрилась до образования толщи
1. Гранитная интрузия внедрилась до формирования толщи 2,
после формирования толщ 3 и 4.
Дайка 7 — самая древняя и прорывает только толщу 4

Сопоставление (корреляция) разрезов. На втором этапе возникает необходимость выделения одновозрастных слоев в разных геологических обнажениях. Каким образом можно доказать, что в удаленных друг от друга разрезах мы видели одни и те же слои?

Один из методов — это прослеживание слоя на местности от одного обнажения до другого. Если местность хорошо обнажена, то этот прием не составляет трудности, особенно если слой или пачка слоев отличается от других, например, цветом, характером слоистости, гранулометрией и др.

Другой способ корреляции заключается в предположении, что породы одного и того же типа формировались в одно и то же время. Иными словами, если в одном обнажении мы наблюдаем белые кварцевые песчаники с косой слоистостью, образовавшиеся за счет формирования дюн в при­брежной зоне, то, выявив точно такие же песчаники в другом, достаточно удаленном обнажении, мы можем предположить, что эти песчаники имеют один и тот же возраст. Подобная корреляция наиболее успешна, когда имеются хорошо отличающиеся друг от друга слои или толщи слоев (рис. 3.2).

Рис. 3.2. Корреляция отложений по составу

Еще один способ сопоставления удаленных друг от друга разрезов заключается в сравнении распространенной в них фауны. Существуют формы ископаемых организмов, которые имеют широкое площадное распространение и очень узкий вертикальный интервал существования, т. е. они жили краткое время. Такие формы организмов называют руководящими. Присутствие подобных окаменелостей в слоях разных обнажений, даже несмотря на то, что слои могут различаться и по составу, и по мощности, однозначно свидетельствует об одновозрастности этих слоев. Сопоставление фауны и литологического состава отложений позволяет выявлять в разрезах отсутствие некоторых слоев, т. е. установить перерыв в осадконакоплении (рис. 3.3).

Рис. 3.3. Сопоставление разрезов палеонтологическим методом. Слой 3 отсутствует
в разрезах Б и В. Остальные слои прослеживаются во всех разрезах

В настоящее время для корреляции осадочных морских отложений широко используется микрофауна — фораминиферы, имеющие известковый скелет, и радиолярии с кремневым скелетом. Для сопоставления континентальных и реже морских отложений используются споры и пыльца растений. Таким образом, корреляция осадочных толщ, основанная на палеонтологических остатках, является одним из важнейших методов сопоставления геологических разрезов, удаленных друг от друга.

В последние 25 лет для корреляции осадочных толщ, не выходящих на поверхность Земли или расположенных ниже дна океана или моря, используется специальный геофизический метод, основанный на отражении сейсмических волн от слоев разной плотности. Этот метод, названный сейсмостратиграфическим (рис. 3.4.), позволяет получать как бы геологический профиль на расстоянии десятков километров и по специфическому рисунку отражений сейсмических волн от кровли и подошвы различных слоев прослеживать их и коррелировать между собой. Сейсмостратиграфия особенно широко используется при поиске нефти и газа, т. к. позволяет сразу же выделять места, благоприятные для скопления углеводородов.

Рис. 3.4. Непрерывное сейсмическое профилирование. 1 — корабль;
2 — источник звуковых волн; 3 — приемник отраженных сигналов; 4 — вода;
5 — морское дно. Стрелками показано отражение звуковых волн
от различных слоев горных пород на морском дне

В настоящее время так же широко используется палеомагнитный метод корреляции отложений (рис. 3.5). Все горные породы, как магматические, так и осадочные, в момент своего образования приобретают намагниченность, отвечающую по направлению и по силе магнитному полю данного времени. Эта намагниченность сохраняется в породе, поэтому и называется остаточной намагниченностью, разрушить которую может лишь нагревание до высоких температур, выше точки Кюри, ниже которой магматические породы приобретают намагниченность, либо, скажем, удар молнии. В истории Земли неоднократно происходила смена полярности магнитного поля, когда Северный и Южный полюса менялись местами, а горные породы приобретали прямую (положительную, как в современную эпоху) или обратную (отрицательную) намагниченность. Сейчас разработана подробная шкала смены полярности для всего фанерозоя, но особенно для мезозоя, успешно применяемая для корреляции базальтов и осадков океанического дна. Существуют и другие методы корреляции отложений, например метод непрерывного сейсмического профилирования, электрокаротажные методы (рис. 3.6) и др.

Рис. 3.5. Пример сопоставления сейсмостратиграфических разрезов по двум районам,
в которых пробурены две скважины (черные звездочки)

Рис. 3.6. Электрокаротажные кривые в скважинах, помогающие выявить
пласты песчаников в толще пород, обладающих относительно высоким сопротивлением.
На кривых хорошо видны «пики», соответствующие песчаникам

Геохронологическая и стратиграфическая шкалы. Одной из важнейших задач геологии является реконструкция геологической истории Земли. Для выполнения этой задачи необходима информация о событиях и отложениях, которые имели место от момента образования Земли и до наших дней. Так была создана сначала стратиграфическая шкала, в которой были показаны слоистые осадочные отложения от древних к молодым. А в 1881 г. на 2-м Международном геологическом конгрессе в г. Болонье (Италия) стратиграфическая шкала была совмещена с гео­хронологической, в которой уже были указаны временные рамки стратиграфических подразделений. После этого, на протяжении почти 120 лет, геохронологическая шкала дополнялась и уточнялась, и сейчас она выглядит следующим образом (табл. 8).

табл.8. Геохронологическая и стратиграфическая шкалы

Наиболее крупным подразделением является эон, которых выделяется три: 1) архейский — более 3,5–2,6 млрд лет; 2) протерозойский — 2,6 млрд — 570 млн лет; 3) фанерозойский — 570 — 0 млн лет. Эоны подразделяются на эры, а они в свою очередь на периоды и эпохи (см. геохронологическую шкалу).

Фанерозойский эон подразделяется на эры: палеозойскую, 6 периодов; мезозойскую, 3 периода и кайнозойскую, 3 периода. 12 периодов названы по той местности, где они были впервые выделены и описаны: Кембрий — древнее название полуострова Уэльс в Англии; ордовик и силур — по названию древних племен, живших также в Англии; девон — по графству Девоншир опять-таки в Англии; карбон — по каменным углям; пермь — по Пермской губернии в России и т. д. Геологические периоды обладают разной длительностью от 20 до 100 млн лет. Что касается четвертичного периода, или антропогена, то он по длительности не превышает 1,8–2 млн лет, но он еще не окончен.

Следует обратить внимание на стратиграфическую шкалу, которая имеет дело с отложениями. В ней употребляются другие термины: эонотема (эон), эратема (эра), система (период), отдел (эпоха), ярус (век). Поэтому мы говорим, что в «каменноугольный период формировались залежи каменного угля», но «каменноугольная система характеризуется распространением угленосных отложений». В первом случае речь идет о времени, во втором — об отложениях.

Все подразделения геохронологической и стратиграфической шкал ранга периода-системы обозначаются по первой букве латинского наименования, например кембрий — є, ордовик — О, силур — S, девон — D и т. д., а эпохи (отделы) — цифрами — 1, 2, 3, которые ставятся справа от индекса внизу: нижняя юра — J1, верхний мел — К2 и т. д. Каждый период (система) имеет свой цвет, которым и показывается на геологической карте. Эти цвета общеприняты и замене не подлежат.

Геохронологическая шкала является важнейшим документом, удостоверяющим последовательность и время геологических событий в истории Земли. Ее надо знать обязательно, и поэтому шкалу необходимо выучить с первых же шагов изучения геологии.

3.2. Изотопные методы определения возраста минералов и горных пород

Многочисленные попытки найти в макромире природные часы, которые бы позволяли надежно устанавливать возраст горных пород и руд, время проявления и длительность геологических процессов, не увенчались успехом. Такие часы скрывались в микроскопическом мире атомов, и обнаружение их стало возможным только после открытия в 1896 г. французским физиком А. Беккерелем явления радиоактивного распада. Было также установлено, что процесс радиоактивного распада происходит с постоянной скоростью как на нашей Земле, так и в Солнечной системе. На этом основании П. Кюри (1902) и независимо от него Э. Резерфорд (1902) высказали мысль о возможности использования радиоактивного распада элементов в качестве меры геологического времени. Так наука в начале XX столетия подошла к созданию часов, основанных на радиоактивных природных превращениях, ход которых не зависим от геологических и астрономических явлений.

Первые определения возраста по отношению Pb/U были сделаны в США Б. Болтвудом в 1907 г. Для трех образцов уранинита были получены значения возраста от 410 до 535 млн лет, которые хорошо согласуются с более поздними датировками. Важным техническим достижением в геохронологии было изобретение Ф. В. Астоном (1927) масс-спектрографа — прибора, предназначенного для измерения масс изотопов. Изотопами называются разновидности атомов, имеющие одно и то же число протонов (Z), а следовательно, один и тот же атомный номер в Периодической таблице элементов, но разное число нейтронов (N) и, соответственно, разные массовые числа (A), т. к. масса ядра складывается из суммы масс входящих в него протонов и нейтронов, т. е. A = Z + N. При указании химического символа изотопа его массу принято записывать слева вверху, а заряд ядра слева внизу: 92 238U, 92 235U, 62147Sm, 614C и т. д.

Э. Резерфордом (1899) было установлено, что при радиоактивном распаде испускаются три вида компонентов, которые он обозначил буквами греческого алфавита — α, β и γ (рис. 3.7). В последующем было установлено, что α-частицы являются быстродвижущимися ядрами гелия, β-частицы — быстрыми электронами, γ-компонент представляет собой электромагнитное излучение, подобное рентгеновским X-лучам. По наименованию частиц, испускаемых радиоактивными элементами, названы соответствующие типы радиоактивного распада.

Рис. 3.7. Три типа радиации, выявленные Э. Резерфордом.
В свинцовой коробке находится радиоактивное вещество.
Радиация состоит из трех типов: альфа (α), гамма (γ) и бета (β),
что фиксируется на фотографической пластинке.

α-распад испытывают только тяжелые химические элементы. Причиной этому служит, по-видимому, высокое содержание в их ядрах положительно заряженных частиц — протонов, создающих высокую энергию
кулоновского отталкивания, ослабляющего связь нуклонов (т. е. протонов и нейтронов) в ядре. При достижении некоторого критического значения Z и A ядру становится энергетически выгоднее переход в состояние с меньшим числом ядерных частиц. Распад ядра сопровождается испусканием α-частицы (иона 2 4He) и образованием нового ядра, в котором нейтронов (N) и протонов (Z) меньше на 2, т. е. (A, Z) → (A-4, Z-2) +
+ 2 4He.

β-распад (электронный распад) состоит в том, что ядро самопроизвольно испускает β-частицу — электрон, характеризующийся отрицательным зарядом, и нейтральную элементарную частицу — антинейтрино (н). Для ядра энергетически не выгодно сверхнормативное число нейтронов относительно протонов, и оно будет стремиться избавиться от лишних нейтронов путем распада одного из них на протон, электрон и антинейтрино. Новообразованный электрон выбрасывается из ядра, а возникшее новое ядро будет обладать зарядом, на единицу большим: (A, Z) → (A, Z+1) + β- + н. Из других видов радиоактивного распада отметим K-захват и спонтанное деление.

K-захват (электронный захват). При этом типе распада ядро захватывает электрон из ближайшего к нему K-уровня электронного облака. В ядре электрон соединяется с протоном и превращает его в нейтрон. В итоге при K-захвате заряд уменьшается на единицу, а массовое число остается постоянным: (A, Z) + β- → (A, Z-1) + γ.

Спонтанное (самопроизвольное) деление ядра на два сравнимых по массе осколка является свойством очень тяжелых ядер. Оно было открыто в СССР К. А. Петржаком и Г. Н. Флеровым в 1940 г. Процесс этот очень медленный. Например, на 2 230 тыс. β-распадов 238U приходится всего один акт спонтанного деления. Возраст горных пород и минералов обычно выражается в 106 и 109 лет или в значениях Международной системы единиц (СИ): Ma и Ga. Эта аббревиатура образована от латинских Mega anna и Giga anna, означающих соответственно «млн лет» и «млрд лет».

Все типы радиоактивных превращений подчиняются закону радиоактивного распада. Этот закон определяет зависимость между числом изотопов в закрытой системе (минерале, породе) в момент ее образования No и числом атомов Nt, не распавшихся по прошествии времени t: No = Nt eλt, где

λ — постоянная распада — доля распавшихся ядер данного изотопа за единицу времени, от общего их количества в закрытой системе (минерале, породе). Размерность этой единицы — год-1; е — основание натуральных логарифмов. Из закона радиоактивного распада выведено главное уравнение геохронологии, по которому вычисляется возраст, отсчитываемый радиоактивными часами:

t = 1/λ ln (Nk/Nt +1),

где Nk — число изотопов конечного продукта распада; Nt — число радиоактивных изотопов, не распавшихся по прошествии времени t. Таким образом, чтобы определить возраст минерала или породы (t), достаточно измерить количество материнского радионуклида и продукта его распада — стабильного дочернего изотопа. Численное значение л для каждого радиоизотопа определяется особо и при обычной работе берется из таблиц. Вместо постоянной распада радиоактивного изотопа на практике часто используется другая его характеристика — период полураспада (T1/2 ) — время, за которое число радиоактивных ядер данного изотопа убывает наполовину. Период полураспада связан с постоянной распада следующим отношением: T 1/2 = ln2/λ = 0,693/λ.

Названия изотопно-геохронологических методов обычно образуются от названий радиоактивных изотопов и конечных продуктов их распада. По этому признаку различают уран-торий-свинцовый (часто уран-свинцовый), калий-аргоновый, рубидий-стронциевый, рений-осмиевый и другие методы. Иногда названия даются только по конечному (стабильному) продукту радиоактивного превращения: свинцовый, аргоновый, стронциевый методы и т. д.

Рассмотрим в качестве примеров некоторые изотопно-геохронологиче­ские методы (табл. 9).

табл. 9. Значения констант, принятых в изотопной геохронологии

Уран-торий-свинцовый метод. Радиоактивный распад урана и тория в стабильные изотопы свинца долгое время (до появления самарий-неодимового метода) рассматривался в качестве стандарта, с которым сравнивались данные других методов (рис. 3.8). Вместе с тем это один из наиболее сложных методов в изотопной геохронологии. В уран-ториевой изотопной системе существуют три независимых семейства радиоактивного распада:

238U → 206Pb + 84He + 6β– + Q;

235U → 207Pb + 74He + 4β– + Q;

232Th → 208Pb + 64He + 4β– + Q.

а

б

Рис. 3.8. Радиоактивный распад а — урана 235 и б — урана 238

Распадаясь, каждый радиоактивный изотоп образует длинный ряд промежуточных продуктов распада и конечный стабильный изотоп свинца. Главное уравнение геохронологии применительно к данной изотопной системе имеет следующий вид (на примере отношения 206Pb/238U):

t(206Pb/238U) = 1/λ ln[(206Pb/204Pb)ms – (206Pb/204Pb)i/(238U/204Pbms)] + 1,

где t (206Pb/238U) — возраст образца по данному отношению; (206Pb/204Pb)ms, (238U/204Pb)ms — измеренные изотопные отношения; (206Pb/204Pb)i — первоначальное отношение. Аналогичным образом рассчитывается возраст и по отношениям 207Pb/235U и 208Pb/232Th. Кроме того, для уран-свинцовых семейств принято вычислять возраст еще и по отношениям радиогенных изотопов свинца — (207Pb/206Pb)rad. Если в итоге по всем четырем изотопным отношениям получены одинаковые датировки, то можно считать, что возраст определен надежно. Исследуемый минерал на протяжении всего времени существования оставался замкнутой системой относительно U, Th и Pb. Однако нередки случаи, когда по разным изотопным отношениям получаются разные цифры возраста. Чаще всего t (207Pb/206Pb) > t (207Pb/235U) > t (206Pb/238Pb) > t (208Pb/232Th). Такие соотношения свидетельствуют о потере минералом радиогенного свинца. Влияние потери меньше всего сказывается на отношении 207Pb/206Pb в связи с тем, что фракционирование изотопов свинца при этом процессе почти не происходит. Поэтому возрастная датировка по свинцово-свинцовому отношению принимается обычно в качестве наиболее близкой к действительному возрасту образца.

В последние годы в U-Th-Pb-изотопном датировании цирконов удалось достичь значительного прогресса благодаря применению ионного микрозонда (SHRIMP), сконструированного профессором У. Компстоном в Австралийском национальном университете. Этот прибор сочетает высокие чувствительность и разрешение с локальностью анализа (30 мкм). На этом приборе были проанализированы обломочные зерна циркона из метаосадочных пород позднеархейского зеленокаменного пояса блока Илгарн (Зап. Австралия), показавшие возраст 4,1—4,3 млрд лет.

Калий-аргоновый метод. Калий состоит из трех изотопов — 39K, 40K и 41K, из которых только 40K обладает естественной радиоактивностью. Немецкий физик К. Ф. Вейцзеккер (1937) установил, что 40K претерпевает двойной распад — в 40Ar и 40Ca (рис. 3.9). В 40Ca путем β–-распада переходит 89,05 % ядер 40K, а в 40Ar посредством K-захвата — 10,95 %. Двойной распад 40K позволяет определять возраст K-содержащих минералов и пород по двум геохронометрам. Но распад 40K в 40Ca широкого применения в геохронологии не получил, т. к. природный кальций, содержащийся во многих породах и минералах, имеет то же массовое число, что и радиогенный 40Ca, и отличить их очень трудно. Наиболее надежной оказалась K-Ar-ветвь распада. Учитывая идеальную длительность периода полураспада 40K — 1250 млн лет и широкое распространение К-содержащих минералов в природе, этот метод оказался пригодным для определения возраста во всех интервалах геологического времени — от архея до антропогена и почти для всех типов горных пород — осадочных, магматических и метаморфических. Следует отметить большую роль K-Ar-метода в датировании осадочных пород позднего докембрия по калийсодержащему минералу глаукониту. Частая встречаемость и синхронность образования глауконита с формированием морских осадков позволили установить большой возрастной диапазон процесса позднедокембрийской седиментации — от 1650 до 570 млн лет, который оказался намного более продолжительным, чем предполагалось.

Рис. 3.9. Распад радиоактивного изотопа 40К имеет два пути,
превращаясь в 40Ar или в 40Са

В последнее время широкое применение получил метод датирования по отношению 39Ar/40Ar. Этот метод в отличие от обычного K-Ar-метода позволяет определять возраст, на который не влияют природные потери 40Ar. Для лунных морских базальтов этим методом был получен возраст 3,78–3,84 млрд лет, а для анортозитовых брекчий и габбро — 4,05 и 4,26 млрд лет соответственно.

Рубидий-стронциевый метод. Принцип метода основан на β–распаде изотопа 87Rb и превращении его в стабильный изотоп 87Sr по схеме:

3787Rb > 3887Sr + β– + ν + Q,

где ν — антинейтрино, Q — энергия распада. Распространенность рубидия в минералах горных пород определяется в первую очередь близостью ионных радиусов Rb+ (r = 1,48 A°) к ионам калия K+ (r = 1,33A°). Это позволяет иону Rb замещать ион K во всех важнейших породообразующих минералах.

Распространенность стронция контролируется способностью иона Sr2+ (r = 1,13 A°) замещать ион Ca2+ (r = 1,01 A°) в кальцийсодержащих минералах (главным образом в плагиоклазе и апатите), а также возможностью его вхождения в решетку калиевых полевых шпатов на место иона K+. Вычисление возраста производится по главному уравнению геохронологии, которое применительно к Rb-Sr-методу имеет следующий вид:

t = 1/λ ln [(87Sr/86Sr) — (87Sr/86Sr)i / (87Rb/86Sr)] +1.

Rb-Sr-метод успешно используется для определения возраста не только земных пород, но и лунных и метеоритов. В частности, по дунитам, норитам и другим породам лунных материков этим методом получен возраст
4,3–4,6 млрд лет, т. е. сопоставимый с принятым возрастом Земли.

Самарий-неодимовый метод. Самарий и неодим являются редкоземельными элементами. При метаморфизме, гидротермальном изменении и химическом выветривании они менее мобильны, чем щелочные и щелочно-земельные элементы, такие как K, Rb, Sr и др. Поэтому Sm-Nd-метод дает более надежные датировки возраста горных пород, чем Rb-Sr-метод. Предложение об использовании Sm-Nd-метода в геохронологии впервые сделал Г. Лагмайр (G. Lugmair, 1947), определивший возраст двух эвкритовых ахондритов — Juvinas и Stanner — и одного лунного образца. Для метеорита Juvinas он получил Sm-Nd возраст 4,56 ± 0,08 млрд лет и первичное отношение 143Nd/144Nd = 0,50677± ± 0,00010. Он же показал, что отношение изотопов неодима 143Nd/ 44Nd является индикатором изменений в относительном содержании 143Nd, обусловленного распадом 147Sm. В разработку, внедрение в геологическую практику Sm-Nd-метода и интерпретацию получаемых данных большой вклад внесли американские исследователи Де Паоло и Г. Вассербург. Для самария известны семь изотопов, но только один из них — 147Sm — является радиоактивным, распадающимся путем испускания β-частицы в 143Nd по схеме:

62147Sm → 60143Nd + α + Q.

Период полураспада 147Sm очень большой — 106 млрд лет. Лучше всего самарий-неодимовый метод применим для определения возраста основных и ультраосновных пород, в том числе метаморфических (эклогитов, метадиабазов и др.).

Рений-осмиевый метод. Рений — рассеянный элемент. Наиболее высокие концентрации его содержатся в молибдените (до 1,88 %), особенно когда он находится в ассоциации с сульфидами меди. Рений имеет два изотопа — 185Re и 187Re, последний изотоп радиоактивен. Осмий — металл платиновой группы, обладает ярко выраженными сидерофильными свойствами. Самые высокие его концентрации обнаружены в осмириде — сплаве осмия с иридием и другими металлами платиновой группы. Осмий имеет семь изотопов, и все они стабильны. Изотоп 187Re путем эмиссии β--частицы распадается в 187Os по схеме: 75187Re > 76187Os + β– + Q. Накопление 187Os в Re-содержащей системе описывается уравнением: (187Os/186Os) = (187Os/186Os)i + [(187Re/186Os) x (eλt – 1)], где (187Os/186Os) и (187Re/186Os) — современные планетарные значения отношений, равные соответственно 1,06 и 3,3; первичное значение (187Os/186Os)i = 0,81.

Re-Os-изотопная система получила широкое применение не только в геохронологии, но и в исследовании эволюции мантии Земли и развитии земной коры. Она уникальна по сравнению с U-Pb- и Rb-Sr-системами
в том отношении, что родительские и дочерние элементы последних отторгаются мантийными фазами. В Re-Os-системе все обстоит по-другому. Re, например, в большинстве случаев лишь незначительно перераспределяется между мантийным реститом и расплавом, так что его концентрация в мантии заметно не изменяется при дифференциации. Os тоже практически весь остается в мантийном остатке, в расплав его переходит не более сотых долей от исходных концентраций в мантии. Поэтому Re-Os-система в отличие от других изотопных систем при условии изоляции ее от последующих процессов вещественного обмена может дать первичный возраст остывания и кристаллизации мантии (TMA), предшествующий этапу ее частичного плавления. При использовании Re-Os-изотопной системы совместно с другими изотопными методами можно получить комплиментарную информацию, относящуюся к возрасту, происхождению различных типов пород и эволюции коры и мантии. Кроме того, это один из немногих методов, позволяющий датировать возраст сульфидных месторождений, он успешно используется также для изучения метеоритов. С его помощью была построена Re-Os-изохрона для метеоритов, включившая все их типы — железные, железокаменные и металлическую фазу хондритов. Все экспериментальные точки легли строго, в пределах погрешности эксперимента, на изохрону, свидетельствуя об очень коротком интервале времени образования всех типов метеоритов из газопылевого облака. Точка, соответствующая изотопному составу 187Os/186Os и 187Re/186Os в мантии Земли, также легла на эту изохрону, подтверждая предположение об одновременности образования Земли и метеоритов из одного и того же источника.

Радиоуглеродный метод датирования основан на естественном распаде космогенного радионуклида 14С, образующегося в верхних слоях атмосферы в результате взаимодействия нейтронов и протонов космического происхождения с ядрами атмосферных газов — N2, O2, Ar (рис. 3.10). Реакции расщепления ядер-мишеней, вызванные частицами высоких энергий первичного космического излучения, сопровождаются образованием вторичных протонов, нейтронов, пионов и других частиц. Многие из вторичных частиц обладают достаточной энергией, чтобы вызвать новые ядерные реакции при взаимодействии со стабильными изотопами N, O, C и создать новые вторичные частицы. В целом этот процесс носит каскадный характер. Наиболее важной в образовании 14С является реакция вторичных нейтронов с ядрами стабильного изотопа 14N:

01n + 714N → 614C + 11p,

где 01n — нейтрон; 11p — протон, испускаемый новообразованным изотопом.

Рис. 3.10. Строение атомов углерода

В результате взаимодействия с кислородом воздуха или с CO и с CO2 атомы 14С переходят в молекулы диоксида углерода. Поскольку процесс перемешивания в атмосфере происходит достаточно быстро, то концентрация 14CO2 повсеместно выравнивается — в атмосфере, гидросфере и биосфере.
В биосферу 14С попадает сначала в результате фотосинтеза зеленых растений и всасывания корнями из почвы, а потом по пищевой цепочке передается животным организмам. В гидросферу 14С попадает в результате молекулярного обмена между СО2 атмосферой и поверхностью вод. Отсюда он попадает в карбонатные скелеты и раковины водных организмов.

Атомы 14С не стабильны и путем β-распада превращаются в стабильные изотопы 14N согласно схеме: 614C → 714N + β– + н + Q.

Постоянная распада λ14С = 1,209 ⋅ 10–4 год-1, период полураспада T1/2 = 5730 ± 40 лет. Когда концентрация 14С становится всюду одинаковой, это означает, что распад 14С уравновешивается его образованием в атмосфере. Для живой ткани равновесное состояние определяется так называемой удельной активностью 14С, которая принимается равной 13,56 ± 0,07 распад/ (мин на 1 г углерода). Если организм умирает, то прекращается поступление 14С, и в результате радиоактивного распада удельная активность 14С уменьшается. Измерив значение активности в образце и зная ее величину в живой ткани (= 13,56 расп./мин. на 1 г С), можно рассчитать время прекращения углеродного обмена организмом. Радиоактивность организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по уравнению радиоактивного распада: N = N0 e-λt, где N — измеренная активность 14C (т. е. число распадов в 1 мин. в 1 г углерода); N0 — активность ткани живого организма.

Углеродный возраст образца организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по следующему уравнению:

T = 1/λ ln(N0/N).

Объектами радиоуглеродного датирования могут быть любые образцы, содержащие углерод, возрастом не более 70 тыс. лет — древесина, древесный уголь, торф, раковины, кости, пергамент, волосы и другие материалы.

Метод основан на допущении, что образующееся количество 14С в атмосфере постоянно. Однако имеются данные о значительном изменении атмосферного содержания радиоуглерода в прошлом (до 10 %). Причинами изменения содержания 14С в атмосфере могут быть изменения интенсивности космического излучения, загрязнения атмосферы за счет сжигания ископаемого топлива (понижение 14С/12С), за счет ядерных взрывов в атмосфере и под землей, работы ядерных реакторов, аварий на атомных электростанциях (увеличение 14С/12С) и др. Радиоуглеродный метод находит широкое применение для датирования событий позднего плейстоцена и четвертичного периода. С его помощью был установлен возраст последнего прорыва босфорских вод в Черное море, вызвавших его сероводородное заражение — около 7500–8000 лет назад (А. П. Виноградов, 1967); производилось изучение четвертичного вулканизма по обугленным древесным остаткам; датирование морских террас по раковинам моллюсков; определение возрастов этапов оледенений; времени вымирания некоторых групп животных и т. д. Особенно эффективно он используется в археологических исследованиях.

Трековое датирование.

В начале 60-х гг. XX в. в американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотности треков осколков спонтанного деления ядер урана (238U), накапливающихся в минерале в ходе геологической истории (Price, Walker, 1963; Fleischer, Price, Walker, 1975). На сегодняшний день трековое датирование — это стандартный метод геохронологии и геотермических исследований. В зернах минералов происходит спонтанное деление атомов урана, при котором формируются частицы, обладающие высокой энергией. При прохождении через твердое вещество эти частицы оставляют нарушения на атомном уровне, ориентированные вдоль траектории их движения. Эти линейные нарушения называются треками.

Образовавшиеся треки спонтанного деления можно наблюдать лишь при помощи электронного микроскопа, но если кристалл поместить в агреcсивный химический реагент, то в первую очередь начнут растворяться зоны дефектов. Таким образом, размер треков увеличивается путем химического травления и они становятся видны в оптический микроскоп (рис. 3.11).

Рис. 3.11. Кристалл апатита с треками спонтанного деления урана,
увеличенными путем химического травления.
Возраст остывания данного кристалла — 60–70 млн лет назад.
Фото любезно предоставлено профессором Дж. И. Гарвером
(Юнион Колледж, Скенектади, США)

Накопление треков в минерале с течением времени — процесс, аналогичный накоплению тех или иных изотопов в результате радиоактивного распада. Количество треков пропорционально времени, формирование треков начинается при определенной температуре, называемой блокирующей или замыкающей. Ниже этой температуры в кристалле «работают трековые часы», плотность треков увеличивается с течением времени, а их длина остается постоянной — около 16 мк.

В дальнейшем плотность и длина треков зависят от температуры: если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг (исчезновение) треков и, как следствие, «омоложение» возраста. Таким образом, трековое датирование позволяет проследить термальную историю единичного минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.

Каков возраст Земли и каким образом его можно определить? Во­прос длительности существования нашей планеты всегда занимал человечество, а древние, античные философы считали Землю вечной. В середине XVII столетия ирландский епископ Джеймс Ашер, изучив внимательно все библейские тексты и доступные в то время другие материалы, например о затмениях, установил, что Земля — это божественное творение, совершенное в 9 часов утра 26 октября 4004 г. до н. э. Такая точка зрения продержалась долго, вплоть до начала XIX в. Лорд Кельвин в середине XIX в. считал, что возраст Земли — около 100 миллионов лет, а Чарльз Дарвин полагал, что он составляет несколько сот млн лет. Только открытие радиоактивности позволило точно определить возраст горных пород, метеоритов и лунных пород.

Естественно, что за минимальный можно принять возраст наиболее древних горных пород, который равняется 3,7–4,1 млрд лет. Следовательно, Земля не может быть моложе. Ключ к определению действительного возраста нашей планеты лежит в сравнении изотопных составов пород Земли и метеоритов. В железных метеоритах концентрация урана ничтожна мала, а изотопные соотношения свинца не отличаются от тех, какими они были в начальные стадии образования Солнечной системы. Ю. А. Шуколюков показал, что ввиду распада изотопов урана 235U и 238U в каменных метеоритах соотношения изотопов свинца имеют большие значения, но лежат на одной прямой (рис. 3.12). Соотношения радиогенных изотопов 207Pb и 206Pb и показывают возраст Земли в 4,55 ± 0,01 млрд лет. Рений-осьмиевый изотопный геохронометр, примененный к породам мантии Земли, вынесенным на поверхность с глубин 15–200 км, подтверждает это.

Рис. 3.12. Определение возраста Земли с помощью изотопных хронометров
(по Ю. А. Шуколюкову, 2000). 1 — каменные метеориты;
2 — средний изотопный состав свинца Земли; 3 — железные метеориты

3.3. Тектоника литосферных плит — современная геологическая теория

В 50-е гг. ХХ в. геологические и геофизические исследования Земли проводились исключительно интенсивно. Особенно это касалось океанов, о строении дна которых и тем более о структуре земной коры в них и ее свойствах было известно мало. Накопление новых данных началось еще в первой половине ХХ в., но прошло еще много времени, прежде чем полученные факты помогли рождению новой геологической теории. Именно теории, а не гипотезы.

В чем между ними разница? Теория обладает функцией «предсказуемости». С ее помощью, если теория правильна, можно прогнозировать те или иные свойства вещества, его строение, явления и т. д. Если прогноз подтверждается, то теория имеет право на существование. Гипотеза этими свойствами не обладает. И грош ей цена, если она не может объяснить новые данные.

Решающий вклад в современную геологическую теорию тектоники литосферных плит внесли следующие открытия: 1) установление грандиозной, протяженностью около 60 тыс. км, системы срединно-океанических хребтов и гигантских разломов, пересекающих эти хребты; 2) обнаружение и расшифровка линейных магнитных аномалий океанического дна, дающих возможность объяснить механизм и время его образования; 3) установление места и глубин гипоцентров (очагов) землетрясений и решение их фокальных механизмов, т. е. определение ориентировки напряжений в очагах; 4) развитие палеомагнитного метода, основанного на изучении древней намагниченности горных пород, что дало возможность установить перемещение континентов относительно магнитных полюсов Земли. Заслуга в создании «тектоники плит», которая была сформулирована к концу 60-х гг. ХХ в., принадлежит Т. Уилсону (Канада), К. Ле Пишону (Франция) и Д. Моргану (США).

Основная идея этой новой теории базировалась на признании разделения литосферы, т. е. верхней оболочки Земли, включающей земную кору и верхнюю мантию до астеносферы, на семь самостоятельных крупных плит, не считая ряда мелких (рис. 3.13). Эти плиты в своих центральных частях лишены сейсмичности, они тектонически стабильны, а вот по краям плит сейсмичность очень высокая, там постоянно происходят землетрясения. Следовательно, краевые зоны плит испытывают большие напряжения, т. к. перемещаются относительно друг друга.

Рис. 3.13. Основные литосферные плиты (по В. Е. Хаину и М. Г. Ломизе).
1 — оси спрединга (дивергентные границы), 2 — зоны субдукции (конвергентные границы),
3 — трансформные разломы, 4 — векторы «абсолютных» движений литосферных плит. Малые плиты: Х — Хуан-де-Фука; Ко — Кокос; К — Карибская; А — Аравий­ская; Кт — Китайская; И — Индокитайская; О — Охотская; Ф — Филиппинская

На рис. 3.14 показаны эпицентры землетрясений за последние 15 лет, но не изображены контуры материков. Зоны сейсмичности прекрасно показывают активные границы литосферных плит.

Рис. 3.14. Эпицентры землетрясений за последние 15 лет
(без контуров материков)

Определив характер напряжений в очагах землетрясений на краях плит, удалось выяснить, что в одних случаях это растяжение, т. е. плит расходятся, и происходит это вдоль оси срединно-океанических хребтов, где развиты глубокие ущелья — рифты. Подобные границы, маркирующие зоны расхождения литосферных плит, называются дивергентными (рис. 3.15, I).

Рис. 3.15. Типы границ литосферных плит.
I — дивергентные границы. Раскрытие океанских рифтов, вызывающих процесс
спрединга: М — поверхность Мохоровичича, Л — литосфера. II — конвергентные границы.
Субдукция (погружение) океанической коры под континентальную:
тонкими стрелками показан механизм растяжения — сжатия в гипоцентрах
землетрясений (звездочки); П — первичные магматические очаги.
III — трансформные границы; IV — коллизионные границы

На других границах плит в очагах землетрясений, наоборот, выявлена обстановка тектонического сжатия, т. е. в этих местах литосферные плиты движутся навстречу друг другу со скоростью 10–12 см/год. Такие границы получили название конвергентных, а их протяженность также близка к 60 тыс. км (рис. 3.15, II).

Существует еще один тип границ литосферных плит, где они смещаются горизонтально относительно друг друга, как бы сдвигаются, о чем говорит и обстановка скалывания в очагах землетрясений в этих зонах. Они получили название трансформных разломов, т. к. передают, преобразуют движения от одной зоны к другой (рис. 3.15, III и рис. 3.15 б).

Рис. 3.15 б. Земная кора Атлантического океана

Некоторые литосферные плиты сложены как океанической, так и континентальной корой одновременно. Например, Южно-Американская единая плита состоит из океанической коры западной части Южной Атлантики и из континентальной коры Южно-Американского континента. Только одна Тихоокеанская плита целиком состоит из коры океанического типа. Когда мы говорим о плитах, следует помнить, что Земля круглая, поэтому плиты напоминают вырезанную арбузную корку. Иными словами, они перемещаются по сфере.

Современными геодезическими методами, включая космическую геодезию, высокоточные лазерные измерения и др., установлены скорости движения литосферных плит и доказано, что океанические плиты движутся быстрее тех, в структуру которых входит континент, причем чем толще континентальная литосфера, тем скорость движения плиты ниже.

Почему перемещаются литосферные плиты? Общепринятой точкой зрения считается признание конвективного переноса вещества мантии. Поверхностным выражением такого явления являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, где относительно более нагретая мантия поднимается к поверхности, подвергается плавлению и магма изливается в виде базальтовых лав в рифтовой зоне и застывает (рис. 3.16). Далее в эти застывшие породы вновь внедряется базальтовая магма и раздвигает в обе стороны более древние базальты. И так происходит много раз. При этом океаническое дно как бы наращивается, разрастается. Подобный процесс получил название спрединга. Таким образом, спрединг имеет скорость, измеряемую по обе стороны осевого рифта срединно-океанического хребта. Скорость разрастания океанического дна колеблется от нескольких миллиметров до 18 см в год.

Рис. 3.16. Формирование океанической коры в результате процесса
спрединга при расколе континента. 1 — начало раскола, образование рифта,
внедрение даек; 2 — дальнейшее развитие рифта, образование океанической
коры путем излияния базальтов из магматического близповерхностного очага (черный);
3 — разрастание океанического дна, образование пассивных континентальных окраин,
формирование шельфа и континентального склона, дальнейшее функционирование
рифта как места поступления базальтовых лав

Строго симметрично по обе стороны срединно-океанических хребтов во всех океанах расположены линейные магнитные положительные и отрицательные аномалии (рис. 3.17). Везде мы видим одну и ту же последовательность аномалий, в каждом месте они узнаются, всем им присвоен свой порядковый номер.

Рис. 3.17. Происхождение полосовых магнитных аномалий в океанах.
А и В — время нормальной и Б — время обратной намагниченности пород.
1 — океаническая кора, 2 — верхняя мантия,
3 — рифтовая долина по оси срединно-океанического хребта, 4 — магма,
5 — полоса нормально намагниченных пород и 6 — полоса обратно намагниченных пород.
Стрелки — наращивание океанического дна

Ф. Вайн и Д. Мэтьюз из Кембриджского университета Великобритании в 1963 г. показали, что этот странный рисунок магнитных аномалий, не встречающийся на континентах, отражает последовательность внедрения базальтовой магмы в рифтовой зоне хребта. Застывая, базальты, проходя точку Кюри, приобретают намагниченность данной эпохи. Новая порция магмы, внедряясь в уже застывшую, симметрично раздвигает их в обе стороны (рис. 3.18). Поэтому и магнитные аномалии располагаются симметрично относительно оси хребта. Иными словами, по обе стороны срединно-океанического хребта мы имеем две одинаковые «записи» изменения магнитного поля на протяжении длительного времени. Нижний предел этой «записи» — 180 млн лет. Древнее океанической коры не существует. Подобный процесс и есть спрединг.

Рис. 3.18. Полосовые магнитные аномалии океанского дна
у побережья Северной Америки (по А. Раффу и Д. Мезону, 1961)

Если спрединг происходит быстро, то полосы магнитных аномалий находятся дальше друг от друга, они как бы растянуты. А если спрединг более медленный, то аномалии располагаются ближе. Это обстоятельство позволяет вычислить скорость спрединга на любом пересечении срединно-океанического хребта, т. к. расстояние от полосы магнитной аномалии до осевой зоны рифта в хребте, поделенное на время, и даст скорость спрединга (рис. 3.19).

Рис. 3.19. Симметричная система линейных магнитных аномалий (в гаммах)
на пересечении Восточно-Тихоокеанского поднятия (51° ю. ш.).
Верхний профиль — по данным аэромагнитной съемки, нижний рассчитан
по магнитохронологической шкале (дана справа) исходя из гипотезы
Вайна — Мэтьюза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга
(см. блок-диаграмму внизу). По Ф. Вайну (1966) и А. Коксу (1969),
с изменениями. 1 — прямая полярность, 2 — обратная полярность

Таким образом и происходит наращивание океанической литосферы по обе стороны хребта, по мере удаления от которого она становится холоднее и тяжелее и постепенно опускается, продавливая астеносферу, а океан тем временем приобретает все большую глубину (рис. 3.20). Существует определенная зависимость между глубиной океана и возрастом океанического дна, выражаемая формулой:

.

Рис. 3.20. Гистограмма распределения площади дна океана по возрасту
(с шагом 20 млн лет), полученная путем измерения площадей на карте
возраста океанской коры. Идеализированная кривая выведена путем усреднения
столбиков гистограммы (по W. H. Berger, E. L. Winterer, 1974)

Когда был установлен процесс спрединга, сразу же встал вопрос о том, куда девается океаническая кора, если радиус Земли не увеличивается, а древнее, чем 180 млн лет, океанической коры не существует? Где-то она должна поглощаться, но где? И такие конвергентные зоны были найдены и названы зонами субдукции. Располагаются они по краям Тихого океана и на востоке Индийского. Тяжелая и холодная океаническая литосфера, подходя к более толстой и легкой континентальной, уходит под нее, как бы подныривает. Если в контакт входят две океанические плиты, то погружается более древняя, т. к. она тяжелее и холоднее, чем молодая плита.

Зоны, где происходит субдукция, морфологически выражены глубоководными желобами, а сама погружающаяся океаническая холодная и упругая литосфера хорошо устанавливается по данным сейсмической томографии — объемного «просвечивания» глубоких недр планеты. Угол погружения океанических плит различный, вплоть до вертикального, и плиты прослеживаются вплоть до границы верхней и нижней мантии в 670 км. Некоторые плиты останавливаются на этом уровне, иногда выполаживаясь и как бы скользя по границе. Другие — пересекают ее и погружаются в нижнюю мантию, местами достигая практически поверхности внешнего ядра — 2900 км (рис. 3.21).

Рис. 3.21. Сейсмотомографический профиль в Центральной Америке.
Черные стрелки — глубоководные желоба.
Черное — «теплая» мантия, серое — «холодная» мантия

Когда океаническая плита при подходе к континентальной начинает резко изгибаться, в ней возникают напряжения, которые, разряжаясь, провоцируют землетрясения. Гипоцентры, или очаги, землетрясений четко маркируют границу трения между двумя плитами и образуют наклонную сейсмофокальную зону, погружающуюся под континентальную литосферу до глубин 700 км (рис. 3.22). Впервые эту зону обнаружил японский геофизик К. Вадати в 1935 г., а в 1955 г. американский сейсмолог Х. Беньоф подробно описал эти зоны, которые с тех пор и стали называться зонами Беньофа.

Рис. 3.22. Сейсмофокальная зона в районе Японских островов.
Кружки разного размера обозначают землетрясения разной силы

Гипоцентры землетрясений в зоне Беньофа не везде достигают границы верхней и нижней мантий. Иногда их глубина, как, например, под Каскадными горами на западе США, не превышает нескольких десятков километров. Происходит это в тех случаях, когда холодная пластина океанической литосферы разогревается и в ней уже не могут происходить сколы, вызывающие землетрясения.

Погружение океанической литосферы приводит еще к одному важному последствию. При достижении ею на определенной глубине, 100–200 км, высоких температур и давлений из нее выделяются флюиды — особые перегретые минеральные растворы, которые вызывают плавление горных пород континентальной литосферы и образование магматических очагов, питающих цепи вулканов, развитых параллельно глубоководным желобам на активных окраинах Тихого океана и на восточной окраине Индийского океана. Вулканические цепи располагаются тем ближе к глубоководному желобу, чем круче наклонена субдуцирующая океаническая литосфера.

Таким образом, благодаря субдукции на активной континентальной окраине наблюдаются сильно расчлененный рельеф, высокая сейсмичность и энергичная вулканическая деятельность.

Говоря о субдукционных процессах, следует сказать о судьбе осадков, которые перекрывают океаническую литосферу. Край плиты, под которую субдуцирует океаническая, подрезает осадки, скопившиеся на ней, как нож бульдозера, деформирует эти отложения и приращивает их к континентальной плите в виде аккреционного клина. Вместе с тем какая-то часть осадочных отложений погружается вместе с плитой в глубины мантии. В различных местах этот процесс идет разными путями. Так, у побережья Центральной Америки, где пробурены скважины, почти все осадки пододвигаются под континентальный край, чему способствует сверхвысокое давление воды, содержащейся в порах осадков. Поэтому и трение очень мало. В ряде других мест погружающаяся океаническая литосферная плита разрушает, эродирует край континентальной литосферы и увлекает за собой вглубь ее фрагменты. Были произведены подсчеты количества материала ежегодно увлекаемого на глубину (1–1,5 км3), задерживаемого у края нависающей плиты при аккреции (0,2–0,4 км3) и вещества тектонической эрозии (примерно 0,6 км3).

Кроме явления субдукции, существует так называемая обдукция, т. е. надвигание океанической литосферы на континентальную, примером которой является огромный, 500 х 100 км, тектонический покров на восточной окраине Аравийского полуострова, сложенный типичной океанической корой, перекрывающей древние докембрийские толщи Аравийского щита (рис. 3.23).

Рис. 3.23. Начальное образование покрова Семайл на востоке Аравийского полуострова
(по Р. Дж. Колмену): 1 — океаническая кора (офиолиты),
2 — континентальная кора, 3 — платформенный чехол,
4 — глубоководные осадки, 5 — покров

Также следует упомянуть о столкновении, или коллизии, двух континентальных плит, которые в силу относительной легкости слагающего их материала не могут погрузиться друг под друга, а сталкиваются, образуя горно-складчатый пояс с очень сложным внутренним строением (см. рис. 3.15). Так, например, возникли Гималайские горы, когда
50 млн лет назад Индостанская плита столкнулась с Азиатской. Так сформировался Альпийский горно-складчатый пояс при коллизии Африкано-Аравийской и Евразийской континентальных плит.

Тектоника литосферных плит позволила совершенно точно восстановить картину распада последнего суперматерика Пангеи, существование которого впервые предсказал выдающийся немецкий геофизик А. Вегенер в 1912 г. Рассчитанные абсолютные и относительные движения литосферных плит с момента начала распада Пангеи, т. е. со 180 млн лет назад, хорошо известны и отличаются большой точностью (рис. 3.24, 3.25).

Рис. 3.24. Размещение ледниковых отложений позднего палеозоя.
А — современная картина. Б — поздний палеозой, когда положение материков
было другим и оледенение охватило большие участки
спаянных вместе континентов в высоких широтах

Рис. 3.25. Вегенеровская реконструкция суперконтинента Пангея
около 2 млн лет назад. Панталасс («все моря») превратился в Тихий океан,
а Средиземное море является остатком древнего океана Тетис.
Заштрихованный участок обозначает полярные ледники, которые, как полагают,
в пермское время двигались через Южную Гондвану, что объясняет существование
различных форм ледникового рельефа в Южной Америке, Африке, Индии и Австралии

Воссоздана картина раскрытия Атлантического и Индийского океанов, которое продолжается и в наши дни со скоростью около 2 см в год. Выяснена возможность некоторого проворачивания литосферы Земли по отношению к нижней мантии в западном направлении, что позволяет объяснить, почему на западной и восточной активных окраинах Тихого океана условия субдукции неодинаковы и возникает известная асимметрия Тихого океана с задуговыми, окраинными морями и цепями островов на западе и отсутствием таковых на востоке.

Теория тектоники литосферных плит впервые в истории геологии носит глобальный характер, т. к. она касается всех районов земного шара и позволяет объяснить историю их развития, геологическое и тектоническое строение. На сегодняшний день этой теории нет разумной альтернативы и она вполне закономерно сменила господствовавшую до этого геосинклинальную концепцию, взяв из нее все наиболее ценное.
В других учебных геологических курсах вы сможете в этом убедиться.