Механизм формирования системы складок в большинстве случаев объясняется направленным действием сжимающего тектонического напряжения (бокового сжатия, или стресса), приложенного на слои горных пород. Формы и размеры складок, формирующихся в результате сжимающих напряжений, зависят от нескольких факторов, главными из которых являются реологическое состояние (способность к "течению", или сминанию в складки) слоев горных пород, кинематическое и динамическое состояние региона складкообразования, характер напряжения в данном регионе и особенности внешней среды.
Наиболее важным фактором среди перечисленных является реологическое состояние сминающихся пород, т.е их предрасположенность к изгибу, а не к разрыву. Трудно представить процесс изгибания горных пород, которые выходят на дневную поверхность и с которыми мы повседневно встречаемся. Эти породы характеризуются обычно большой хрупкостью, поэтому при приложении сжимающих напряжений они конечно же не сминаются в складки, а разрываются. Данное обстоятельство дает возможность предположить, что процесс складкообразования свойственен, вероятно, горным породам, расположенным в недрах планеты, т.е. на различных глубинных уровнях разреза земной коры и литосферы. Причину довольно пластичного состояния глубинных пород и предрасположенности их к изгибу, а не к разрыву необходимо объяснить, вероятно, одновременным возрастанием температуры и давления вглубь планеты, что приводит, вероятно, к их "размягчению" и предрасположенности к изгибу вследствие приложенного стресса.
Группы складок, образующихся в глубинных уровнях земной коры и литосферы называют "глубинными складками". Глубинные складки – группы складок, формирующихся на различных уровнях земной коры под влиянием бокового сжатия (стресса) вследствие их предрасположенности к сминанию в складки в условиях высоких температур и давления, свойственных этим глубинным уровням. Такие складки свойственны породам кристаллического фундамента древних платформ и складчатых поясов. Обособляется еще одна группа складок, которые называют "покровными складками". Покровная складчатость - складчатость регионального сжатия, формирующаяся в результате продольного изгиба слоев горных пород под действием бокового стресса. Эта группа складок свойственна обычно породам платформенного чехла, перекрывающего кристаллический фундамент. Третья группа складок выделяется под названием "экзогенная складчатость". Экзогенная складчатость – группа складок, свойственная приповерхностным уровням земной коры и формирующаяся под воздействием различных экзогенных сил.
Глубинные складки, в свою очередь, делятся на три разновидности, это – "складки продольного изгиба", "складки поперечного изгиба" и "складки течения".
Складки продольного изгиба формируются в результате тектонического напряжения, приложенного вдоль поверхности напластования слоев горных пород. Перераспределение вещества слоев горных пород в результате их изгиба происходит в перпендикулярном сжатию направлении, что приводит к "возрастанию складок" вдоль их осевой плоскости. Это приводит к резкому уменьшению площади региона, подверженного складчатости продольного изгиба. Другими словами, площадь района осадконакопления в результате "собирания в складки" слагающих их толщ многократно уменьшает свою прежнююю площадь.
При процессе формирования складок поперечного изгиба сжатие происходит в напрвлении, перпендикулярном к плоскости напластования слоев горных пород. Такие складки, по сравнению со складками продольного изгиба, характеризуются простотой своего строения.
Складки течения свойственны горным породам низкой вязкости. Такие складки довольно часто отмечаются в кристаллическом фундаменте древних платформ и в складчатых структурах. В условиях сравнительно низких значений температуры и давления такие складки образуются обычно в изначально маловязких и "текучих" породах, таких как соли, гипс, глины и угли. Что касается условий высоких темератур, то такие условия значительно снижают вязкостные характеристики множества довольно крепких пород. Так, в условиях сотни градусов, свойственных недрам планеты, к образованию складок течения предрасположены такие изначально крепкие породы, каковыми являются мраморы, кварциты, аплиты, гнейсы, амфиболиты и т.д. Процесс образования складок течения сопровождается перекристаллизацией ранее существующих и образованием новых минералов в составе сминающихся пород. Складки течения характеризуются многообразием форм, среди них встречаются и довольно причудливые. Так, например, довольно часто отмечаются случаи значительного утолщения слоев горных пород в замках и крыльях одних складок при значительном "утоньшении" указанных элементов складки в соседствующих. В результате этого общий вид таких складок приобретает причудливое "зигзагообразное" очертание. Осевая плоскость складок течения бывает разноориентированной, однако главное направление ее простирания (протягивания) соответствует направлению "течения" вещества.
Выше было отмечено, что покровная складчатость свойственна в основном отложениям платформенного чехла, перекрывающим кристаллический фундамент платформы, или же заполняющим региональные прогибы и впадины в пределах складчатых структур фанерозоя. По сравнению с глубинными складками представители данного типа складок характеризуются простотой своих форм. Однако среди разновидностей покровных складок довольно сложным строением характеризуются складки регионального сжатия. Такие складки образуются в результате продольного изгиба горизонтально напластовавщихся слоев горных пород под действием бокового сжатия (стресса). Данный вид складчатости иногда называют " альпинотипной складчатостью ". Системы таких складок характеризуются большой протяженностью, их осевая плоскость всегда направлена в одну и ту же сторону, а крылья складок "наклонены" перпендикулярно к направлению прослеживания. Характер складчатости, когда крылья складок наклонены в одну и ту же сторону, называется "вергентностью складок", данная "вергентность" всегда направлена противоположно направлению приложения горизонтального сжатия. Как отмечено выше, покровная складчатость свойственна в основном отложениям платформенного чехла. Однако некоторые разновидности таких складок "могут затронуть" также верхние уровни расположенного под чехлом кристаллического фундамента. Например, в результате колебательных движений древних и молодых платформ могут создаваться, так называемые, складки облекания, в которые вовлекается верхняя часть фундамента. К разновидности покровной складчатости относится также диапировая складчатость, образующаяся в результате "течения вверх" малокомпотентных (маловязких) пород самого чехла. В результате такой складчатости образуются специфические виды складок, каковыми являются соляные купола и глинистые диапиры.
К представителям экзогенной складчатости относятся следующие разновидности очень простых складок: подводно-оползневые складки; складки осадочного облекания; складки уплотнения; складки разбухания; складки оседания; складки выпирания. Все эти разновидности экзогенных складок образуются в приповерхностной части платформенного чехла под воздействием экзогенных процессов различного содержания.
Дизъюнктивные деформации, или разрывные нарушения горных пород – широко распространенные в земной коре дислокации, приводящие к нарушению сплошности слоев горных пород, их более крупных совокупностей. Складчатые деформации и разрывные нарушения тесным образом связаны друг с другом. Оба они являются следствием приложения тектонических напряжений на горные породы земной коры и литосферы в целом, только формирование складок является следствием пластичных деформаций в глубинных слоях, тогда как разрывные нарушения есть продукт хрупких деформаций в приповерхностных частях земной коры.
Выделяются две группы разрывных деформаций: 1) разрывы без смещения по разрыву горных пород называются " диаклазы "; 2) разрывы со смещением блоков, обособленных разрывом, называются " параклазы ". К диаклазам относятся обычные трещины в горных породах. Параклазы отличаются смещением горных пород по трещине. В данном случае сама трещина, по которой произошло смещение горных пород относительно друг друга, превращается в "сместитель разрыва". Расстояние вдоль сместителя между бывшими смежными точками называется "амплитудой смещения". Смещенные части горных пород, расположенные по обе стороны от сместителя, называются "крыльями разрыва". Крыло разрыва, расположенное над наклонным сместителем, называется "висячее крыло разрыва", под сместителем – "лежачее крыло разрыва".
В результате смещения горных пород по сместителю образуются различные " структуры разрыва". В зависимости от угла наклона сместителя и направлений движения висячего и лежачего крыльев разрыва относительно друг друга структуры разрыва (разрывные структуры) делятся на несколько типов. Кратко охарактеризуем их.
Сдвиг – разрывная структура с вертикальным или круто падающим сместителем, по простиранию которого крылья разрыва смещены относительно друг друга в латеральном (горизонтальном) направлении. Сброс – разрывная структура с круто падающим сместителем, по которому висячее крыло разрыва опущено вниз по сравнению с лежачим крылом. Взброс – разрывная структура с круто падающим сместителем, по которому висячее крыло разрыва поднято относительно лежачего крыла. Надвиг – разрывная структура с пологим наклоном сместителя (менее, чем 45°), по которому висячее крыло разрыва надвинуто на лежачее крыло. Тектонический покров – разрывная структура, у которой угол наклона сместителя колеблется в пределах от нескольких до первого десятка градусов,и по этому сместителю висячее крыло разрыва надвинуто на лежачее крыло на несколько или на первые десятки километров. Когда наклон сместителя не превышает несколько градусов, и висячее крыло разрыва перемещается по поверхности лежачего крыла на несколько десятков, а то и первые сотни километров, то такие крупные разрывные структуры называются шарьяжами. В ряде случаев понятия "тектонический покров" и "шарьяж" воспринимаются как синонимы.
Все перечисленные выше разрывные структуры являются региональными структурами. Они отмечаются в пределах тех или иных регионов и во время геологической съемки данного региона распознаются и картируются. Эти разрывные структуры иногда называют " коровыми разрывами ".
Еще одной широко распространенной структурой разрыва являются глубинные разломы, имеющие различные масштабы. Глубинные разломы – зоны подвижного сочетания крупных блоков земной коры и даже подстилающей ее литосферы. Глубинные разломы небольшого (регионального) масштаба в принципе можно отождеставлять с обычными структурами разрыва и по своей тектонической сущности они могут относиться одному из описанных выше типов таких структур – к сдвигам, сбросам, взбросам, надвигам и т.д. Другими словами, глубинный разлом тот же сместитель разрыва, однако в данном случае этот сместитель представлен не отдельной трещиной, а целой зоной, имеющей свои признаки. Ширина этой зоны может достигать нескольких десятков км. Что касается протяженности глубинных разломов, то они могут протягиваться на многие сотни и даже тысячи км, причем чем протяженнее глубинный разлом, тем глубже он уходит в недра Земли. Одним словом, протяженность и глубина проникновения глубинных разломов меняется в широких пределах и именно по этим параметрам они классифицируются.
Как указывалось выше, глубинные разломы разнообразны. Следовательно, они классифицируются по нескольким различным параметрам. Одним из таких параметров является глубина проникновения разломов. С этой точки зрения глубинные разломы делятся на три типа: 1) " сверхглубокие разломы (рассекают всю литосферу и уходят на глубину до 400-700 км); 2) обычные " глубокие разломы " (достигают глубин до 100-300 км); 3) " коровые разломы " (проникают мощность земной коры, т.е глубина заложения ограничивается глубиной 40-75 км). Другим паказателем классификации глубинных разломов является их роль в разграничении крупных глубинных структур земной коры и литосферы. По этому показателю глубинные разломы различаются на" периокеанические разломы " (разграничивающие континенты от океанов, примером которых может послужить кольцо разломов, вокруг Тихого океана), " перикратонные разломы ", или " краевые швы " (отделяют складчатые структуры от древних платформ), " внутриструктурные граничные разломы " (разганичивают отдельные прогибы от срединных массивов, или структурно-формационные зоны друг от друга) и " межглыбовые " (небольшие разломы, отмечающиеся обычно в пределах тектонических структур высоких порядков: эти разломы относятся к коровым разломам). Как можно заметить, и вторая классификация разломов разработана с точки зрения их размеров. Так, периокеанические разломы являются всепланетарными структурами, уходящими вглубь Земли на сотни км, тогда как межглыбовые разломы ограничиваются протяженностью до сотни км и "разверзают" только земную кору или только ее верхнюю часть.
Отдельные глубинные разломы, особенно их крупные разновидности довольнохорошо распознаются на местности благодаря целому комплексу их признаков, трассирующих "ослабленные" и проницаемые зоны земной коры и литосферы. Среди указанных признаков глубинных разломов можно отметить следующие: а) "структурные признаки" – сгущение вдоль разломов обыкновенных трещин и резкое увеличение интенсивности складчатости; б) "геофизические признаки" – скачкообразное изменение глубины залегания опорных горизонтов земной коры и литосферы (например, границ Мохоровичича и Конрада) на противоположных бортах разлома; в) "геоморфологические признаки" – соответствие глубинных разломов границам гор и низменностей, скачкообразное изменение высотных отметок поверхностей выравнивания на противоположных бортах разлома, прослеживание вдоль разломов цепочек локальных впадин, представленных небольшими озерами или расширенными участками речных долин; г) "седиментационные признаки" – резкое отличие литологического состава и фациальных характеристик на противоположных бортах разлома; д) "магматические признаки" – сосредоточение вдоль разломов интрузивных массивов основного и ультраосновного состава, гранитоидных массивов, древних центров вулканизма и признаков гидротермального изменения горных пород; е) "гидрогеологические признаки" – сосредоточение вдоль разломов термальных источников; этот признак свойственен "живым", т.е продолжающим свою тектоническую акктивность разломам.
Глубинные разломы редко встречаются в виде отдельного разрыва. Как правило, они представлены в виде целой системы разломов, субпараллельно протягивающихся в том или ином направлении. В результате анализа и синтеза таких систем разломов, протягивающихся на большие расстояния и опоясивающие по-существу весь земной шар, в геологической литературе установился специальный термин, именуемый как "линеаменты". Линеаментами называются всепланетарные системы глубинных разломов, характеризующиеся широким развитием вдоль них разрывов, складчатости, рельефа, деятельности вулканов и т.д. и прослеживающиеся на огромные расстояния. По результатам анализа линеаментов по всему земному шару установлено, что они протягиваются в основном в четырех направлениях – в субширотном, субмеридиональном, с северо-востока на юго-запад и с северо-запада на юго-восток.
Глубинные разломы, хотя они являют собой структуры разрыва, в большинстве случаев возникают, вероятно, под воздействием сжимающих тектонических напряжений. Однако имеется один своеобразный тип глубинных разломов, который образуются исключительно в условиях растяжения. Этот специфический тип разломов называется "рифты". Рифт (от ангийского слова "расщелина", "ущелье") – линейно вытянутая на несколько сот и тысяч км щелевидная или ровобразная разрывная структура, образование которой связано с тектоническими напряжениями, возникающими в недрах планеты. Рифты фиксируют линию первоначального разрыва континентальной литосферы. В данном случае мы имеем дело с "континентальным рифтом". Впоследствии, в результате отодвигания разграниченных рифтом частей континента в противоположные стороны в условиях растяжения (дрейф континентов), рифтоваая расщелина постопенно расширяется и перерождается в "океанический рифт". Полный разрыв континентальной литосферы и перорождение континентального рифта в океанический сочетается с образованием океанического бассейна и океанической литосферы вдоль рифта с дальнейшим расширением вновь образованного бассейна вследствие процесса, именуемого спредингом. Ширина континентальных рифтов в среднем 30-70 км, иногда еще меньше (например, ширина рифта Мертвого моря колеблется в пределах 5-20 км). Примером перорождения континентального рифта в океанический рифт может служить бассейн Красного моря, ширина которого колеблется в пределах 200-400 км.
В ареале образования рифтовой системы разрывов формируются специфические структуры разрыва, которые называются "горстами" и "грабенами". Горст (от немецкого слова "возвышенность", "холм") – разрывная структура, образованная в результатеограничения с обоих сторон сбросами и взбросами и занимающая приподнятое положение по отношению к окружающим участкам земной коры. Грабен (от немецкого слова "ров") – разрывная структура, образованная в результате ограничения с обеих сторон сбросами, реже взбросами и занимающая опущенное положение по отношению к окружающим участкам земной коры. Горсты и грабены протягибаются субпараллельно и сменяют друг друга в поперечнем направлении. Поперечное сечение (разрез) таких структур имеет ступенчатый рисунок, поскольку каждый соседний горст и грабен граничит между собой по вертикальному или круто падающему разрыву.
Рифты – структуры разрыва, они, как ареал первоначального разрыва литосферных плит, играют роль "дивергентных границ" этих плит. Однако, согласно положениям Тектоники литосферных плит, "расходившиеся" в начальных стадиях развития будущей складчатой структуры континентальные литосферные плиты в условиях растяжения в заключительных стадиях своего развития "смыкаются обратно" и создают специфическую зону глобального сжатия, характеризующуюся столкновением плит. Последняя зона, т.е граница столкновения литосферных плит называется "конвергентной границей" этих плит. Конвергентная граница литосферных плит, как ареал глобального сжатия в результате столкновения литосферных плит, представляет собой специфическую зону сложнейшего покровно-складчатого строения. В пределах этой зоны сосредоточиваются сложно дислоцированные фрагменты всех геологических формаций, образованных в ходе долгого развития будущей складчатой структуры, в том числе и фрагменты офиолитовой формации, образованные на дне былых океанических бассейнов. Такие сложного строения зоны, соответствующие "линиям спаивания" "ранее разорванных" литосферных плит (в конвергентных границах литосферных плит) в геологической литературе получили название "шовные зоны", или "сутуры".
Выше было отмечено, что образование складчатых структур и структур разрыва – процессы взаимосочетающиеся. Возникновение того и другого типа структур является в конечном счете результатом воздействия тектонических движений. Однако под воздействием тектонического напряжения в глубинных частях недр планеты образуются складчатые структуры, а в приповерхностных частях – структуры разрыва. А это значит, что возобладание того или иного процесса на том или ином уровне верхних оболочек планеты (процесса смятия в складки или нарушения сплошности слоев горных пород) в первую очередь определяется термодинамическими характеристиками (значениями температуры и давления) этих уровней и особенностями реологического состояния горных пород, занимающих эти уровни. При повышенных значениях температуры и давления реологическое состояние (способность к течению) горных пород возрастает, что способствует образованию складок, а не разрывов. С этой точки зрения, т.е с позиции возрастания термодинамических характеристик горных пород сверху вниз разрез земной коры условно расчленен на три уровня (на три зоны), которые называются, соответственно, "эпизона", "мезозона" и "катазона.
Эпизона охватывает верхнюю часть земной коры, ее нижняя граница соответствует уровню с изотермой порядка 100°С. Степень дислоцированности горных пород, расположенных на этом уровне, в первую очередь зависит от особенностей их литологического состава, тогда как термодинамические условия в складкообразовании пока не играют решающую роль. Разрез эпизоны состоит из неметаморфизованных преимущественно осадочных пород платформенного чехла или из отложений, заполняющих прогибы и региональные впадины в пределах складчатых структур. В пределах обнаженных частей сакладчатых структур эта зона занимает их верхнюю часть. Горным породам, расположенным в разрезе эпизоны, свойственно широкое развитие разрывных нарушений, что касается складчатости, то они подвержены в основном покровной и экзогенной складчатости, хотя иногда отмечаются примеры проявления низких степеней складок продольного и поперечного изгиба.
Мезозона охватывает уровни земной коры, ограниченные изотермами 100°С–550°С. Переход эпизоны в мезозону характеризуется началом проявления кливажа. Кливаж (от английского слова «раскол») – способность горных пород раскалываться на пластинки и призмы по густо развитой системе параллельных поверхностей, секущих слоистость или согласных с ней. Кливаж возникает в результате односторонне направленного действия тектонических напряжений. В пределах складчатых областей проявление кливажа начинается с уровня порядка 6-9 км. Горным породам, расположенном на уровне мезозоны, свойственен метаморфизм низких степеней (цеолитовая и зеленокаменная фации метаморфизма), именно на этом уровне хрупкие разрывы сменяются пластическими. В разрезе мезозоны широко развиты складки, прослеживающиеся в одном направлении, крылья которых всегда наклонены в одну и ту же сторону. Среди таких складок ведущая роль принадлежит складкам продольного изгиба.
Катазона состоит в основном из горных пород, претерпевших метаморфизм амфиболитовой и гранулитовой фаций. На уровне катазоны температура должна превышать 550°С. Породам данного уровня свойственны только складки течения, причиной чего является уменьшение вязкости горных пород этого уровня под воздействием высоких температур и давлений. На уровне катазоны кливаж повсеместно сменяется «кристаллической сланцеватостью», все разрывы этого уровня представлены вязкими разрывами.
Основная литература: [1], 416-484 с.
Дополнительная литература: [3], 253-273 с., [5], 158-166 с.
Контрольные вопросы:
1. Что из себя представляют «геологические формации», какова их роль в геотектонике? В чем заключается смысл «первичной тектоники» и «вторичной тектоники»? Что из себя представляют «эталонные формации», какие основные представители таких формаций Вам известны?
2. Что такое «складчатость», по какой причине она возникает? Какие виды и типы складчатости (складок) Вы знаете?
3. Чем характеризуются разрывные деформации, по какой причине они возникают? Назовите основные типы разрывных структур и охарактеризуйте их.
4. Что из себя представляют «глубинные разломы»? Каковы принципы классификации глубинных разломов Вы знаете? Назовите основные типы глубинных разломов. Что такое «линеаменты»?
5. Какую структуру из себя представляют «рифты», какую границу литосферных плит они слагают? Какая структура возникает в результате перерождения «континентального рифта» в «океанический рифт»? Охарактеризуйте тектонические структуры под названиями «горст» и «грабен».
6. В результате каких тектонических процессов формируются специфические тектонические структуры, которые называются «сутурами», или «шовными зонами»? В чем заключается принципиальное различие между «сутурами» и «рифтами»?
7. Что означают понятия «эпизона», «мезозона» и «катазона»? Охарактеризуйте их. Что такое «кливаж»?
Тема 7-ой лекции: Фиксизм и мобилизм, их отличия друг от друга.
Содержание: Фиксизм – направление геотектонических представлений, долгое время игравшее роль главной парадигмы в геологии. Согласно основному положению фиксизма, место сегодняшнего расположения объекта исследования находится в тех же координатах, где происходило первоначальное формирование этого объекта. Другими словами, согласно представлениям фиксизма, комплексы горных пород никогда не притерпевали субгоризонтальное перемещение, они образованы в результате прогибания определенных участков земной коры, дислоцированы и превращены в складчатые структуры в результате последующего поднятия этого участка, однако эти комплексы не смещены с места своего первоначального образования и последующего деформирования. Идейной основой фиксистского направления геотектоники служит «Учение о геосинклиналях» (о том, что все четыре стадии развития геосинклиналей осуществляются в результате только вертикальных движений – прогибания и поднятия геосинклинальных участков – было изложено в рамках 4-ой лекции данного курса).
Выше было отмечено также, что «Учение о геосинклиналях» не может объяснить первопричины многих геологических процессов (например, причину возникновения в земной коре вертикально направленных движений, механизм возникновения складчатости и т.д.), поэтому ныне данная парадигма отодвинута на второй план и на ее смену выдвинута новая парадигма в геологии, название которой «Тектоника литосферных плит (ТЛП»). Направление геотектонических представлений, пропогандирующее основные положения данной парадигмы, называется мобилизмом. Главное отличие мобилизма от фиксизма заключается в том, что это новое направление в геотектонике придает ведущую роль в осуществлении геологических процессов не вертикальным движениям, а горизонтальным.
Основоположником мобилистского направления в геотектонике является немецкий географ (климатолог-метеоролог) Альфред Вегенер, всю свою жизнь занимавшийся исследованием особенностей погоды Гренландии. Он как-то обратил внимание на то, что очертания берегов континентов, разделенных Атлантическим океаном, особенно Африки и Южной Америки, удивительно схожы. Это привело его к «счастливой мысли» о том, что эти континенты в геологическом прошлом могли составлять единое целое, которое впоследствии раскололось с образованием отдельных континентов в результате отодвигания этих континентов друг от друга в горизонтальном направлении. Дальнейшие целенапрвленные исследования А.Вегенера в данном направлении мысли дали ему возможность довольно неплохо обосновать правомерность своей идеи. Он приводит четыре группы фактов, доказывающих правоту своей идеи: 1) сходство очертания берегов на противоположных берегах Атлантики; когда А.Вегенер «собрал их водеино» согласно своей идеи, то эти континенты на самом деле «удивительно сошлись друг с другом», создавая один цельный суперконтинент; 2) окаменелые остатки палеозойских организмов, собранных на противоположных берегах Атлантики (на западном берегу Африки и на территории Бразилии), оказались удивительно схожими (видовое сходство); данный факт свидетельствовал о том, что в палеозойскую эру развития планеты эти два континента (Африка и Южная Америка) представляли собой единый континент, по крайней мере, в палеозое они не разделялись океаном, а имели «континентальную связь»; 3) западное продолжение вытянутых в субширотном направлении гор Капа, расположенных на западном берегу Африки, оказалось на восточном берегу Южной Америки, т.е. единая палеозойская структура ныне оказалась «разделенной» акваторией Атлантического океана; 4) следы древних карбон-пермских оледенений, рассредоточенных ныне в пределах отдельных континентов и островов (на юго-восточной Америке, на юге Африки, на Мадагаскаре, на юге Индии, на юго-западном обрамлении Австралии и на Антаркиде), при «сборе этих континентов» согласно идеи А.Вегенера, они удивительно «сошлись», составляя единое целое, сосредоточенное в районе южного полюса предпологаемого суперконтинента.