Перейдем теперь ко второй группе результатов палеомагнитных исследований - определениям палеомагнитных полюсов. Пусть в выбранном пункте земной коры (с географической широтой φk) и долготой λk) определено среднее направление намагниченности породы геологического возраста t, т. е. измерено склонение Dk (t) этого направления (угол между его горизонтальной составляющей и современным направлением на север) и его наклонение Ik(t) (угол между направлением намагниченности и горизонтальной плоскостью). Определив это среднее направление по многим образцам из различных слоев данной породы, можно считать, что оно соответствует палеомагнитному полю, осредненному за большой промежуток времени и поэтому (согласно сформулированному выше следствию из гипотезы динамо) симметричному относительно оси вращения Земли того времени. Иначе говоря, можно считать, что среднее направление намагниченности породы, определяемое углами DK(t) и Ik(t), указывает на географический полюс возраста t.
Если допустить, что осредненное палеомагнитное поле не только осесимметрично, но еще и дипольно, то тангенс палеонаклонения Ik(t) будет равен удвоенному тангенсу палеошироты ~φА(t), так что последняя будет просто определяться по Ik(t) (допущение дипольности облегчает расчеты, но оно не обязательно: имея в разных пунктах серию определений направления намагниченности пород возраста t, указывающих на один и тот же палеополюс, мы тем самым получаем зависимость палеоширот от палео-наклонений). Зная же географические координаты точки измерения φk и λk), палеосклонении палеошироту Dk(t), по простым формулам сферической тригонометрии нетрудно рассчитать географические координаты палеополюса φ(t) и λ(t) (см., например, главу 9 в работе [9]). Определенный таким образом палеополюс называют виртуальным полюсом.
Рассмотрим некоторый блок земной коры, стабильный в том смысле, что во все геологические времена с возрастами от t до современного он полностью сохранял свою форму, так что все расстояния между любыми его точками оставались неизменными. Тогда ясно, что все виртуальные полюсы возраста t, определенные по пунктам в пределах этого блока, должны совпадать; их хорошая кучность будет свидетельствовать о малости ошибок, вкравшихся в измерениями расчеты, и внушать уверенность в надежности определения палеополюса как среднего из этих виртуальных полюсов. Такой результат получается, в частности, по породам позднего плейстоцена и голоцена со всех континентов: их виртуальные полюсы группируются у современного географического, а не геомагнитного полюса и оказываются более кучными, чем виртуальные полюсы современного геомагнитного поля (не осредненного по времени, так что его недипольная часть не исключена). Аналогично, лишь с чуть большим разбросом, выглядят виртуальные полюсы всех континентов с возрастами до олигоцена или даже до эоцена, свидетельствуя тем самым, что за последние 40-50 млн. лет ни распределение континентов по широтам, ни положение географического полюса не претерпевали существенных изменений. Что касается более ранних времен, то палеомагнитные данные свидетельствуют уже о заметных относительных движениях континентов и полюсов.
Одно из первых таких свидетельств было получено в 1954 г. английскими магнитологами Дж. Клеггом, М. Олмондом и П. Стаббсом в результате измерений намагниченности красных песчаников триаса Англии, показавших, что за послетриасовое время расстояние по широте между Англией и северным полюсом уменьшилось градусов на 30° и Англия повернулась относительно соединяющей ее и полюс дуги большого круга на 34° по часовой стрелке. В 1956-1958 гг. сенсационные результаты принесли измерения намагниченности базальтовых излияний - траппов Декана в Индии, возраст которых варьирует от юрского до третичного; по этим данным, палеоширота Бомбея в юре равнялась 40° ю. ш., сейчас же он находится на 19° с. ш., так что расстояние между ним и северным полюсом за последние 135 млн. лет уменьшилось на 7000 км (скорость сближения составляет около 5 см/год). В 1958 г. Э. Ирвинги Р. Грин измерили намагниченность ряда образцов различного возраста из юго-восточной Австралии и установили, что палеоширота этого блока коры в венде была близка к 70-80° ю. ш., за кембрий изменилась до 0° и в ордовике даже до 30° с. ш., после чего плавно менялась опять до 80° ю. щ. в карбоне и перми, а затем вновь стала уменьшаться до ее современного значения; эти данные позволяют толковать упоминавшееся в главе 7 пермокарбоновое оледенение Гондваны как материковое, естественное для околополярного района.
Допуская возможность движений континентов друг относительно друга, К. Крир, Э. Ирвинг и С. Ранкорн предложили строить траектории движения полюса φ(t) и λ(t) относительно каждого континентапо-отдельности (по измерениям намагниченности пород только в пределах данного континента). Оказалось, что траектории движения полюса относительно разных континентов отнюдь не совпадают друг с другом, как это было бы при неизменном расположении континентов друг относительно друга. Следовательно, взаимное расположение континентов действительно изменялось со временем. Тогда возникает задача - восстановить взаимное расположение всех континентов (точнее, всех стабильных блоков континентальной коры) в различные периоды прошлого времени так, чтобы соответствующие всем им палеополюсы одинаковых возрастов всегда совпадали. В качестве примера на рис. 52 приводятся траектории движения южного полюса относительно Африки и Южной Америки для периода времени от 400 до 200 млн. лет тому назад (от начала девона до середины триаса). Они отнюдь не совпадают - африканская траектория лежит заметно восточнее южноамериканской. Но их можно привести к совпадению (приблизительно с той же точностью, с какой восстанавливают обе эти траектории), если принять, что Африка и Южная Америка в течение всего верхнего палеозоя были совмещены так, что линии их материковых склонов совпадали.
Рис. 52. Траектории движения южного полюса относительно Африки и Южной Америки в верхнем палеозое при современном размещении указанных континентов (а) и при их совмещении по линиям материковых склонов (б).
Аналогичным примером могут служить траектории движения северного полюса относительно Европы и Северной Америки за последние 400 млн. лет, показанные на рис. 53. При современном расположении этих континентов девоно-триасовый отрезок европейской траектории лежит восточнее североамериканской траектории приблизительно на 45° - как раз на ширину Северной Атлантики, но обе траектории совпадут, если допустить, что с девона до юры Европа и Северная Америка были совмещены по линиям их материковых склонов, а с юры по палеоген раздвигались, образуя Северную Атлантику.
Рис. 53. Траектории движения северного полюса относительно Европы и Северной Америки за последние 400 млн. лет.
В качестве третьего примера приведем результаты А. Н. Храмова и Л. Е. Шолпо [53], построивших виртуальные полюсы различных возрастов, во-первых, по породам Европейской части СССР и Средней Азии (они оказались неплохо согласующимися с траекторией европейского полюса, рис. 53), и, во-вторых, по породам Сибири и Дальнего Востока - в мезокайнозое они не имели каких-либо систематических отклонений от европейских полюсов, а в палеозое оказались заметно южнее и западнее европейских (например, по Сибири полюсы верхнего кембрия и ордовика попали в районы нынешней Австралии, по Восточной Европе - в северную половину Тихого океана). Эти результаты можно считать указанием на существование в палеозое сибирского материка Ангариды, отделенного значительным промежутком от Русской платформы.
Заметим, впрочем, что относительные движения континентов, обеспечивающие совпадение соответствующих им палеополюсов одинаковых возрастов, по одним лишь палеомагнитным данным восстанавливаются неоднозначно, так как вследствие допущения осесимметричности осредненных палеомагнитных полей палеодолготы тех или иных блоков земной коры по палеомагнитным данным определены быть не могут. Для однозначного восстановления движения континентов необходимо привлекать дополнительные материалы. Таковыми могут быть, например, тектонические данные (а временно - хотя бы гипотезы) о расположении древних срединно-океанических хребтов и зон Заварицкого-Беньофа, направлениях и скоростях растяжения океанского дна; к этому вопросу мы еще вернемся в главе 11.
На рис. 54, а-з приведены глобальные палеомагнитные реконструкции фанерозойского движения континентов по А. Смиту, Дж. Брайдену и Г. Дрюри (1973 г.), упрощенные в том отношении, что при их создании использовались только палеомагнитные данные по континентам, не делалось попыток восстановления срединно-океанических хребтов, зон Заварицкого-Беньофа и форм древних континентов, а палеодолготы устанавливались лишь из качественных соображений. Все карты построены в стереографических проекциях, центрированных на северные и южные полюсы соответствующих возрастов. Эоценовые карты (рис. 54, а) отличаются от современных тем, что на них Австралия еще не отделилась от Антарктиды, Индия находилась на экваторе и еще не была соединена с Азией, Африка была заметно южнее ее современного положения, северная часть Красного моря еще не раскрылась, Берингов пролив был много шире современного, а Панамский перешеек был разорван. На меловой карте (рис. 54, б) и на всех более древних (рис. 54, в-з) - юрской, триасовой, пермской, нижнекарбоновой, нижнедевонской и кембрийско-нижнеордовикской - в южном полушарии имелась единая Гондвана, слабо смещавшаяся относительно южного полюса (лишь на самой древней из этих карт он находился в современной северо-западной Африке, Австралия была в северном полушарии, а позже он блуждал в районах Аргентины и Антарктиды).
Рис. 54, а. Глобальная палеомагнитная реконструкция фанерозойского движения континентов по А. Смиту, Дж. Брайдену и Г. Дрюри (1973 г.). Эоцен (50 ± 5 млн. лет).
Рис. 54, б. Глобальная палеомагнитная реконструкция фанерозойского движения континентов по А. Смиту, Дж. Брайдену и Г. Дрюри (1973 г.). Мел (100 ± 10 млн. лет).