Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным

Наведено результати нової тектонічної інтерпретації палеомагнітних векторів з осадових, вулканогенних і гіпабісальних утворень Волновахської зони розломів. Визначено, що на ділянках відбору орієнтованих зразків для пород характерні різні залягання, напрями поворотів у горизонтальній площині і перемі...

Ausführliche Beschreibung

Gespeichert in:
Bibliographische Detailangaben
Datum:2011
Hauptverfasser: Глевасская, М.И., Орлова, А.М.
Format: Artikel
Sprache:Russian
Veröffentlicht: Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2011
Schriftenreihe:Геофизический журнал
Online Zugang:http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/97126
Tags: Tag hinzufügen
Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
Назва журналу:Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Zitieren:Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным / М.И. Глевасская А.М. Орлова // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 6. — С. 108-125. — Бібліогр.: 29 назв. — рос.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
id irk-123456789-97126
record_format dspace
spelling irk-123456789-971262016-03-26T03:02:26Z Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным Глевасская, М.И. Орлова, А.М. Наведено результати нової тектонічної інтерпретації палеомагнітних векторів з осадових, вулканогенних і гіпабісальних утворень Волновахської зони розломів. Визначено, що на ділянках відбору орієнтованих зразків для пород характерні різні залягання, напрями поворотів у горизонтальній площині і переміщення. Внаслідок палеомагнітної реконструкції у межах відслонень встановлено, що первісне простягання деформованих осадових і вулканогенних порід у середньому північно-західне 310°. Середні напрями доскладчастої намагніченості одновікових порід з різних відслонень добре узгоджуються в давній системі координат. Нові координати віртуальних геомагнітних полюсів за даними дослідження осадових, вулканогенних і гіпабісальних порід Волновахської зони розломів: живетський ярус середнього девону Ф=16,2° пн. ш.; L = 131,8° сх. д.; α₉₅ = 3,3°; франський ярус верхнього девону Ф=40,4° пн. ш.; L=152,1° сх. д.; α₉₅=5,9°; фаменський ярус верхнього девону Ф=40,3° пн. ш.; L=150,6° сх. д.; α₉₅=3,9°. Перм (270 млн років) Ф=53,7° пн. ш., L =155,5° сх. д.; α₉₅=4,2°. Визначено поворот території дослідження за годинниковою стрілкою на 11° навколо вертикальної осі. Results of new tectonic interpretation of paleomagnetic vectors from sedimentary, volcanogenic and hypabyssal formations of the Volnovakha fault zone have been presented. It has been found that in the sites of oriented rocks sampling different nature of bedding, directions of rotating in horizontal plane and relocation are unique for them. As a result of paleomagnetic reconstruction within outcrops it has been found that the initial strike of deformed sedimentary and volcanogenic rocks is at an average northwestern along the azimuth 310°. Average directions of prefolding magnetization of even-aged rocks from different outcrops are in good accordance in the ancient coordinate system. New coordinates of virtual geomagnetic poles according to the data of studies of sedimentary, volcanogenic and hypabyssal rocks of the Volnovakha fault zone are the following: Zhyvetian layer of the Middle Devonian Ф=16,2° n. lat.; L =131,8° e. long.; α₉₅=3,3°; Franian layer of the Late Devonian Ф=40,4° n. lat.; L=152,1° e. long.; α₉₅=5,9°; Famenian layer of the Late Devonian Ф=40,3° n. lat.; L=150,6° e. long.; α₉₅=3,9°. Permian (270 Ma) Ф=53,7° n. lat., L=155,5° e. long.; α₉₅ =4,2°. Clockwork rotation of the area of the studies has been determined by 11° about the vertical axis. Приведены результаты новой тектонической интерпретации палеомагнитных векторов из осадочных, вулканогенных и гипабиссальных образований Волновахской зоны разломов. Определено, что на участках отбора ориентированных образцов для пород характерны различные залегания, направления поворотов в горизонтальной плоскости и перемещения. В результате палеомагнитной реконструкции в пределах обнажений установлено, что первоначальное простирание деформированных осадочных и вулканогенных пород в среднем северо-западное по азимуту 310 . Средние направления доскладчатой намагниченности одновозрастных пород из различных обнажений хорошо согласуются в древней системе координат. Новые координаты виртуальных геомагнитных полюсов по данным изучения осадочных, вулканогенных и гипабиссальных пород Волновахской зоны разломов: живетский ярус среднего девона Ф=16,2º с.ш.; L=131,8º в.д.; α₉₅=3,3º; франский ярус верхнего девона Ф=40,4 с.ш.; L=152,1º в.д.; α₉₅=5,9º; фаменский ярус верхнего девона Ф=40,3 с.ш.; L=150,6º в.д.; α₉₅=3,9º. Пермь (270 млн. лет) Ф=53,7º с.ш., L=155,5º в.д.; α₉₅=4,2º. Определен поворот территории исследования по часовой стрелке на 11º вокруг вертикальной оси. 2011 Article Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным / М.И. Глевасская А.М. Орлова // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 6. — С. 108-125. — Бібліогр.: 29 назв. — рос. 0203-3100 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/97126 550.384:551.24 ru Геофизический журнал Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
institution Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection DSpace DC
language Russian
description Наведено результати нової тектонічної інтерпретації палеомагнітних векторів з осадових, вулканогенних і гіпабісальних утворень Волновахської зони розломів. Визначено, що на ділянках відбору орієнтованих зразків для пород характерні різні залягання, напрями поворотів у горизонтальній площині і переміщення. Внаслідок палеомагнітної реконструкції у межах відслонень встановлено, що первісне простягання деформованих осадових і вулканогенних порід у середньому північно-західне 310°. Середні напрями доскладчастої намагніченості одновікових порід з різних відслонень добре узгоджуються в давній системі координат. Нові координати віртуальних геомагнітних полюсів за даними дослідження осадових, вулканогенних і гіпабісальних порід Волновахської зони розломів: живетський ярус середнього девону Ф=16,2° пн. ш.; L = 131,8° сх. д.; α₉₅ = 3,3°; франський ярус верхнього девону Ф=40,4° пн. ш.; L=152,1° сх. д.; α₉₅=5,9°; фаменський ярус верхнього девону Ф=40,3° пн. ш.; L=150,6° сх. д.; α₉₅=3,9°. Перм (270 млн років) Ф=53,7° пн. ш., L =155,5° сх. д.; α₉₅=4,2°. Визначено поворот території дослідження за годинниковою стрілкою на 11° навколо вертикальної осі.
format Article
author Глевасская, М.И.
Орлова, А.М.
spellingShingle Глевасская, М.И.
Орлова, А.М.
Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным
Геофизический журнал
author_facet Глевасская, М.И.
Орлова, А.М.
author_sort Глевасская, М.И.
title Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным
title_short Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным
title_full Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным
title_fullStr Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным
title_full_unstemmed Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным
title_sort тектонические движения в зоне сочленения донбасса с приазовским блоком украинского щита по палеомагнитным данным
publisher Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
publishDate 2011
url http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/97126
citation_txt Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным / М.И. Глевасская А.М. Орлова // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 6. — С. 108-125. — Бібліогр.: 29 назв. — рос.
series Геофизический журнал
work_keys_str_mv AT glevasskaâmi tektoničeskiedviženiâvzonesočleneniâdonbassaspriazovskimblokomukrainskogoŝitapopaleomagnitnymdannym
AT orlovaam tektoničeskiedviženiâvzonesočleneniâdonbassaspriazovskimblokomukrainskogoŝitapopaleomagnitnymdannym
first_indexed 2025-07-07T04:30:10Z
last_indexed 2025-07-07T04:30:10Z
_version_ 1836961089163624448
fulltext М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 108 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 Введение. Первые палеомагнитные из- мерения естественной остаточной намагни- ченности (ЕОН) верхнедевонских осадочных [Третяк, 1965] и среднедевонских эффузивных пород [Михайлова, Глевасская, 1965] показа- ли, что как в осадочных, так и в эффузивных породах зоны сочленения Украинского щита (УЩ) с Донбассом ориентировка векторов ЕОН характеризуется значительной диспер- сией. В дальнейшем на основании комплекса лабораторных исследований были выделены и охарактеризованы компоненты ЕОН средне- верхнедевонских осадочных и эффузивных образований на участках, расположенных в районе балки Камышеваха [Михайлова и др., УДК 550.384:551.24 Тектонические движения в зоне сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита по палеомагнитным данным © М. И. Орлова, А. М. Глевасская, 2011 Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина Поступила 6 апреля 2011 г. Представлено членом редколлегии О. Б. Гинтовым Наведено результати нової тектонічної інтерпретації палеомагнітних векторів з осадо- вих, вулканогенних і гіпабісальних утворень Волновахської зони розломів. Визначено, що на ділянках відбору орієнтованих зразків для пород характерні різні залягання, напрями поворотів у горизонтальній площині і переміщення. Внаслідок палеомагнітної реконструкції у межах відслонень встановлено, що первісне простягання деформованих осадових і вулканоген- них порід у середньому північно-західне 310°. Середні напрями доскладчастої намагніченості одновікових порід з різних відслонень добре узгоджуються в давній системі координат. Нові координати віртуальних геомагнітних полюсів за даними дослідження осадових, вулканоген- них і гіпабісальних порід Волновахської зони розломів: живетський ярус середнього девону Ф=16,2° пн. ш.; L = 131,8° сх. д.; a95 = 3,3°; франський ярус верхнього девону Ф=40,4° пн. ш.; L=152,1° сх. д.; α95=5,9°; фаменський ярус верхнього девону Ф=40,3° пн. ш.; L=150,6° сх. д.; α95=3,9°. Перм (270 млн років) Ф=53,7° пн. ш., L =155,5° сх. д.; α95=4,2°. Визначено поворот території дослідження за годинниковою стрілкою на 11° навколо вертикальної осі. Results of new tectonic interpretation of paleomagnetic vectors from sedimentary, volcanogenic and hypabyssal formations of the Volnovakha fault zone have been presented. It has been found that in the sites of oriented rocks sampling different nature of bedding, directions of rotating in horizontal plane and relocation are unique for them. As a result of paleomagnetic reconstruction within outcrops it has been found that the initial strike of deformed sedimentary and volcanogenic rocks is at an average northwestern along the azimuth 310°. Average directions of prefolding magnetization of even-aged rocks from different outcrops are in good accordance in the ancient coordinate system. New coordinates of virtual geomagnetic poles according to the data of studies of sedimentary, volcanogenic and hypabyssal rocks of the Volnovakha fault zone are the following: Zhyvetian layer of the Middle Devonian Ф=16,2° n. lat.; L =131,8° e. long.; α95=3,3°; Franian layer of the Late Devonian Ф=40,4° n. lat.; L=152,1° e. long.; α95=5,9°; Famenian layer of the Late Devonian Ф=40,3° n. lat.; L=150,6° e. long.; α95=3,9°. Permian (270 Ma) Ф=53,7° n. lat., L=155,5° e. long.; α95 =4,2°. Clockwork rotation of the area of the studies has been determined by 11° about the vertical axis. 1989], а также с. Раздольное и Николаевка [Ор- лова, 1992; Михайлова, Орлова, 1996]. Время образования компонент ЕОН эффу- зивных пород обосновывалось на результатах лабораторных исследований. Виртуальный геомагнитный полюс, вычисленный по направ- лению характерной компоненты живетского возраста, отклонялся от эталонной кривой миграции Восточно-Европейской платформы по часовой стрелке на 34 . Полюс компоненты фаменского возраста отклонялся от эталонной кривой против часовой стрелки на 17 , что не- сомненно отражало влияние местных тектони- ческих движений. В последующих работах, используя форму ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 109 распределения характерных компонент ЕОН [Орлова, 2002], были определены наклоны по- род в пределах участков отбора ориентирован- ных образцов. Направления характерных ком- понент намагниченности пород, переведенные в древнюю систему координат (относительно горизонтальной оси), показали значительные расхождения в склонениях и распределении вдоль малого круга как в пределах изученных обнажений, так и между обнажениями [Ор- лова, 2003а; 2003б; 2004]. Для того чтобы исключить возможное влия- ние «кажущегося тектонического вращения» [MacDonald, 1980] на распределение векторов ЕОН в обнажениях горных пород, интерпре- тация формы распределения векторов ЕОН и характерных компонент ЕОН в современной системе координат проводилась путем срав- нения с теоретическим распределением пер- вичной намагниченности Jn°, построенным на основе геометрической схемы поворотов дискретных блоков горных пород вокруг на- клонной оси в процессе деформации сдвига- ния [Орлова, 2007]. Район исследования (47,6° с. ш.; 37,7 в. д.) расположен на северо-западной окраине До- нецкого бассейна и с севера примыкает к Приазовскому выступу Украинского щита. В структурном отношении он представляет со- бой довольно узкое опускание (шириной до 10 км), ограниченное продольными разломами и заполненное отложениями девона и карбона. Осадочно-вулканогенные средне-верхнеде- вонские образования, согласно схеме [Айзен- верг, Лагутiн, 1974], представляют собой непре- рывную последовательность из четырех свит — николаевской, антоновской, долгинской и раздольненской (снизу вверх). Общее прости- рание толщи девонских пород северо-западное 280—300 , падение на северо-восток под углом 10—20 . Район тектонически очень нарушен и представляет собой разломную зону (рис. 1). Положения основных разрывных наруше- ний. По данным [Чебаненко, 1966; Чебаненко и др., 1991], продольные нарушения представ- лены двумя параллельными зонами северо- Рис. 1. Схематическая геологическая карта Волновахской зоны разломов (по схематической геологической карте зоны сочленения Донецкого прогиба с Приазовской частью УЩ масштаба 1:50 000, составленной В. И. Тараско и П. К. По- рохненко): 1 — известняки визейского яруса нижнего карбона; 2 — конгломераты, алевролиты, туфы фаменского яруса верхнего девона; 3 — песчаники, конгломераты, алевролиты, аргиллиты франского яруса верхнего девона; 4 — вулкано- генные породы живетского яруса среднего девона; 5 — песчаники, сланцы эйфельского и живетского ярусов среднего девона; 6 — кварцевые порфиры; 7 — ортофиры; 8 — граниты биотитовые; 9 — граниты щелочные и субщелочные порфиробластические; 10 — граниты анадольские; 11 — границы геологических тел достоверные и предполагаемые; 12 — локальные и оперяющие разломы достоверные и предполагаемые; 13 — сбросы; 14 — места отбора образцов. М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 110 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 западного (290—310 ) направления. Длина продольных разломов около 50 км, расстояние между ними 7—8 км. Южный продольный раз- лом составляет непосредственный тектониче- ский контакт с кристаллическими породами Приазовского массива, направление падения плоскости южного разлома изменяется в за- падной половине, на северо-восток под углом 70—74 , в восточной — на юго-запад под углом 60—70 . На отдельных участках по зонам про- дольных бортовых разломов и субпараллель- ным разломам в центральных частях структуры зафиксированы сбросо-сдвиговые латеральные смещения с амплитудой 2—5 км. Амплитуда вертикальных смещений по зонам бортовых продольных разломов достигает 180—200 м. Поперечные разломы в Волновахской зоне разломов ориентированы на северо-восток по азимуту 30—50 . Они секут толщи осадочных и осадочно-вулканогенных пород девона и нижнего карбона и свободно продолжаются в кристаллические породы Приазовского масси- ва. По данным геологического картирования установлено поперечное левостороннее сме- щение Закальмиусского блока относительно Стыльского на 26 км. Кроме указанных по- перечных разломов выделяется система диа- гональных нарушений, которые проходят по азимуту 325—355 . Тектонические движения в Волновахской зоне разломов происходили с позднего девона до раннего мела и разделены [Макухина, 1961] на три этапа: 1) доскладчатый (D3-C1) проявлял- ся в радиальных дислокациях в форме крупных разломов северо-западного простирания, раз- рывов, сбросов и надвигов; 2) складчатый (C3-T) характеризовался тангенциальными движения- ми, которые привели к формированию склад- чатой структуры субширотного простирания и возникновению разломов преимущественно северо-восточного простирания; 3) послесклад- чатый этап (J3 1) характеризовался формиро- ванием поперечных складок, купольных струк- тур и возникновением разломов субмеридио- нального и северо-западного направлений. Дифференцированный характер разломно- блоковых тектонических движений суще- ственно усложнил определение маркирующих горизонтов, необходимых для определения на- правлений и амплитуды перемещений пород, а также корреляцию отдельных разрезов девона. Объекты и методы исследования. Объекты исследования — образцы осадочных и эффу- зивных пород среднего и верхнего девона, ра- нее отобранные (в период 1964—1991 гг.) в зоне сочленения Донбасса с Украинским щитом и изученные в лаборатории магнетизма горных пород и минералов отдела геомагнетизма Ин- ститута геофизики НАН Украины. В пределах рассматриваемой территории образцы отбирались вручную из частных раз- резов (лавовые покровы или пласты осадочных пород) и ориентировались с помощью горного компаса по общепринятой методике [Храмов, Шолпо, 1967; Палеомагнитология, 1982]. Пло- скостью ориентировки в осадочных породах служила поверхность напластования в маг- матических породах — произвольная поверх- ность отдельности, которая затем переводи- лась в современную систему координат. Эффузивные породы живетского яруса сред- него девона занимают четкое стратиграфическое положение в антоновской свите (D2-3an)между отложениями эйфель-живетского («белый де- вон» D2m) и франского («бурый девон» D3dl) ярусов [Айзенверг, Лагутiн, 1974]. Изотопный возраст эффузивных пород антоновской сви- ты 380—360 млн лет [Айзенверг, Лагутiн, 1974; Каталог…, 1978]. Исследования [Макухина, 1961; Бутурли- нов, 1984] показали, что формирование толщи покровных образований разного состава при- урочено к разрывам преимущественно северо- западного простирания. Характер излияния лав был трещинным. Толща эффузивных по- род образовалась в результате многоразового излияния лав, сложена отдельными лавовыми покровами, которые переслаиваются с вулка- ническими брекчиями, туфобрекчиями, агло- мератными туфами основного и среднего со- ставов, а местами — с отдельными осадочными породами. Лавы изливались в следующей по- следовательности: наиболее ранними порода- ми являются пикрито-базальты, согендалиты, базальты и спилиты. Эти породы переслаива- ются между собой и занимают в большинстве нижнюю часть эффузивной толщи. Более мо- лодые из них — андезито-базальты, трахиба- зальты и кератоспилиты, а самые молодые — кератофиры и кварцевые порфиры. Ориентированные образцы из эффузивных пород живетского яруса среднего девона от- бирались в северо-западной, центральной и юго-восточной частях Волновахской зоны раз- ломов. Образцы северо-западной части (с. Ни- колаевка) исследованы в двух обнажениях (см. рис. 1). Первое находится на левом склоне б. Антон-Тарама. Здесь с интервалом примерно через 100 м взяты образцы 62—65 среди покро- ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 111 Таблица 1. Направления характерных составляющих ЕОН по данным t- и h-размагничивания среднедевонских эффузивных пород Волновахской зоны разломов Во зр ас т О бн аж е- ни е Порода Н ом ер об ра зц а Интервал выделения, T C D/I, град N 95 , г ра д K Dt/It, град (с учетом вращения) Поляр- ность Ж ив ет ск ий , D 2– 3a n ( 37 0— 36 0 м лн л ет ) 1 Базальт 62 100—400 256/77 9 2,8 328,5 61/20 N Базальт 63 400—600 314/–30 6 2,3 864,9 265/–15 R Базальт 64 350—400 208/16 4 2,6 1229,3 258/–16 R Базальт 65 450—600 175/68 5 2,1 1368,0 69/13 N Ср. (D/I=180/55; n=4; 95=51,9; K=4,1); Ср. (Dt/It=73/16; n=4; 95t=11,9; Kt=60,4) 2 Авгитовый порфирит 102 150—350 111/3 6 2,4 753,9 77/13 N Спилит 104 100—550 297/–16 4 2,4 1482,3 270/–24 R Андезито-базальт 105 20—250 77/7 4 2,7 1162,8 82/11 R Туфолава базальтов 113 300—450 174/11 3 3,8 1048,6 71/35 N Туфобрекчия базальтов 118 400—500 250/–4 3 5,4 519,2 255/–9 R Туф пепловый 119 100—400 301/–4 4 4,4 445,8 266/–30 R Базальт 121 Вект 252/–16 — — — 258/–21 R Базальтовый порфирит 123 300-450 248/–14 3 0,8 3363, 254/–19 R Ср. (D/I=279/–11; n=8; 95=26,6; K=5,3); Ср. (Dt/It=259/–19; n=8; 95t=7,0; Kt=62,9) 3 Андезито-базальт 557 20—80 мТл 249/–25 6 2,0 1080,1 263/–20 R 561 400—600 262/–27 4 5,7 262,5 275/–20 R 568 30—80 мТл 216/–53 4 0,8 13414, 266/–12 R 572 350—600 183/–14 5 2,7 812,4 240/–25 R Базальт 576 300—525 195/–22 5 4,2 330,2 248/–14 R 4 Андезито-базальт 840 300—525 143/–29 5 0,9 6870,3 245/–15 R 888 100—550 278/–7 6 3,0 496,7 268/–17 R 898 350—525 217/–30 4 1,1 6567,3 257/–14 R Туфолава трахидолерита 913 400—525 243/–18 3 3,3 1362,0 256/–14 R Ср. (D/I=223/–31; n=9; 95=27,8; K=4,4); Ср. (Dt/It=258/–17; n=9; 95t=7,5; Kt=47,8) 5 Авгитовый порфирит 37 450—550 220/18 5 0,6 26269, 247/–10 R Порфирит 38 300—400 261/–67 3 6,5 356,3 263/–21 R Авгитовый порфирит 39 150—550 76/58 11 0,7 5356,7 90/14 N 40 400—600 170/33 3 3,7 1122,2 70/16 N Авгитовый порфирит 42 300—400 203/71 4 4,8 374,4 75/29 N Порфирит 43 400—600 195/40 3 1,9 4086,0 72/16 N Мандельштейн 44 400—550 240/–32 11 1,4 1026,3 246/–14 R Авгитовый порфирит 45 400—500 316/75 4 1,4 4624,4 65/20 N Базальтовый порфирит 46 400—550 26/83 4 1,7 2950,3 80/18 N Трахибазальт 47 400—550 253/–44 4 1,2 6192,4 265/–17 R Авгитовый порфирит 49 500—550 180/36 5 3,7 431,2 70/25 N 50 450—500 231/69 3 2,8 2002,1 65/25 N Ср. (D/I=156/73; n=12; 95=24,4; K=4,1); Ср. (Dt/It=74/19; n=12; 95t=5,3; Kt=68,5) Ср. (D/I=95/55; n=33; 95=20,1; K=2,5); Ср. (Dt/It=76/18; n=33; 95t=3,3; Kt=59,4) Примечание: D/I — склонение и наклонение характерных составляющих ЕОН в современной системе координат; Dt/It — склонение и наклонение в древней системе координат с учетом тектонического вращения; K — кучность, опреде- ляющая степень ориентации векторов; 95 — радиус круга доверия при вероятности p=0,95. М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 112 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 вов базальтов и туфолав базальтов. Второе об- нажение расположено южнее первого, в 500 м от контакта с отложениями «бурого девона» (D3dl), образцы 102—113 взяты из базальтов и андезито-базальтов с интервалом 15—100 м. В центральной части Волновахской зоны разломов образцы из базальтов и андезито- базальтов были отобраны вдоль левого борта б. Камышевахи: в обн. 3 — образцы 557—575, а в обн. 4 — образцы 840—913 (см. рис. 1). В юго-восточной части (с. Раздольное, до- лина р. Мокрая Волноваха) с интервалом при- мерно через 5—20 м отобраны образцы 35—49 (обн. 5) из авгитовых и базальтовых порфири- тов вблизи контакта с отложениями «бурого девона» (D3dl) (см. рис. 1, табл. 1). Осадочные породы франского яруса верхне- го девона. Согласно [Айзенверг, Лагутiн, 1974], к долгинской свите («бурый девон» D3dl) отно- сятся красно-бурые и бурые крупногалечные конгломераты с галькой эффузивных пород, полимиктовые гравелиты, аргиллиты, монт- мориллонитовые сланцы. Данные о возрасте отложений долгинской свиты основаны на материалах палеоботанических исследований. Ориентированные образцы для палеомаг- нитных исследований из отложений долгин- ской свиты отбирались в четырех шурфах (ш. 9—14), расположенных на расстоянии приблизительно в 40 м друг от друга между б. Люба-Тарама и левым склоном р. Мокрая Волноваха (см. рис. 1). Из 9 пластов глин было отобрано 9 штуфов, из которых затем изготав- ливались от 3 до 10 кубиков размером 5×5×5 см (табл. 2). Осадочные и эффузивные породы фаменско- го яруса верхнего девона. Согласно [Айзенверг, Лагутiн, 1974], раздольненская свита («серый девон» D3rs) представлена чередованием серых или зеленоватых аркозовых песчаников, гра- велитов и глинистых сланцев, диагенезирован- ных пепельных и агломератовых туфов. В осно- вании свиты обычно залегают конгломераты или гравелиты с галькой монтмориллонитовых сланцев и роговиков. Верхнюю часть разреза свиты (мощностью до 50 м) возле с. Раздоль- ного слагают преимущественно туфы и лавы кварцевых порфиров. Данные о возрасте от- ложений раздольненской свиты основаны на материалах палеоботанических исследований. Ориентированные образцы для палеомаг- нитных исследований из отложений раздоль- ненской свиты отбирались в шести шурфах (ш. 1—6), расположенных на расстоянии при- близительно 10 м друг от друга по б. Люба- Тарама (см. рис. 1). Из 15 пластов глин было Таблица 2. Результаты магнитных измерений глин франского яруса верхнего девона Во зр ас т Ш ур ф К ол ич ес тв о ш ту ф ов Порода К ол ич ес тв о ку би ко в D/I, град 95, град K Dt/It, град (с учетом враще- ния) Jn·10–3, A/м ·10–5, ед. СИ Qn П ол яр но ст ь Ф ра нс ки й, D 3d l 9 1 Глина темно-бурая 3 185/–13 15,2 67,2 225/–32 60,45 28,15 4,12 R 1 Глина песчанистая 4 186/–27 13,2 49,1 236/–30 R D/I=186/–21; n=7; 95=9,4; =42,3 Dt/It=232/–30; n=7; 95=8,0; =57,5 R 10 1 Глина буровато- коричневая 11 183/2 5,2 77,9 216/–27 68,4 4,98 27,8 R 1 Глина коричневая 4 190/–12 6,0 239,1 214/–30 1 Глина стально-серая 8 197/–9 3,1 321,6 224/–27 R D/I=189/–4; n=23; 95=4,2; =53,9 Dt/It =219/–7; n=23; 95=3,1; =99,1 R 11 1 Глина буровато- коричневая 8 190/1 3,9 204,5 222/–27 68,5 7,20 19,0 R 1 Глина стально- серая 10 193/–22 2,3 433,5 222/–29 R D/I=192/–2; n=18; 95=5,4; =41,2 Dt/It =222/–8; n=18; 95=2,0; =312,6 R 14 1 Глина коричневато-бурая 8 197/23 7,1 61,4 247/–25 65,5 6,21 21,1 R 1 Глина стально-серая 9 195/–1 3,9 179,6 228/–28 R D/I=196/10; n=17; 95=6,6; =30,4 Dt/It =237/–6; n=17; 95=5,3; =45,7 Ср. (D/I=191/–7; n=9; 95 =10,1; К=26,9) Ср. (Dt/It =226/–29; n=9; 95 =5,9; К=77,4) ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 113 отобрано 27 штуфов, из которых затем изготав- ливались от 3 до 10 кубиков размером 5×5×5 см (табл. 3). Туфы и лавы кварцевых порфиров, зале- гающие согласно с толщей осадочных пород, исследовались в трех обнажениях, располо- женных на левом склоне р. Мокрая Волноваха между балками Бузиновой и Люба-Тарама. В обнажениях для палеомагнитных исследова- ний отобрано 20 ориентированных образцов (44—66) (см. рис. 1) с интервалом по вертикали примерно 1—2 м (табл. 4). Гипабиссальные породы пермского возрас- та. Согласно данным [Матюшонок и др., 1970], изотопный возраст ортофиров р. Камышеваха — 270 млн лет. Для палеомагнитных исследований отобра- но 17 ориентированных образцов из даек, рас- положенных на левом берегу р. Камышеваха среди кристаллических пород докембрийского фундамента и девонских эффузивов (обн. 1—4) , а также на правом берегу р. Мокрая Волноваха из штока (обн. 5) (см. рис. 1, табл. 5). Лабораторные методы исследования. Из- мерения величин и направлений ЕОН прово- дились на магнитометрах МА-21, LAM-3, JR-4. Компонентный состав ЕОН изучался на основе терморазмагничивания и размагничивания пе- ременным магнитным полем кубиков (ребром 24 мм). Размагничивание температурой прово- дилось до 600 С шагом через 25—50 С в печи с четырехслойным пермаллоевым экраном и уровнем компенсации 10 нТл. Размагничива- ние переменным магнитным полем проводи- лось до 100 мТл с шагом через 25—50 мТл. На- правления характерных компонент ЕОН при Таблица 3. Результаты магнитных измерений глин фаменского яруса верхнего девона Во зр ас т Ш ур ф К ол ич ес тв о ш ту ф ов Порода К ол ич ес тв о ку би ко в D/I, град 95, град K Dt/It, град (с учетом враще- ния) J n ·1 0–3 ,A /м ·10–5 , ед. СИ Qn П ол яр но ст ь Ф ам ен ск ий ,D 3r s 1 1 Глина фиолетовая 6 261/80 11,7 33,6 46/29 8,7 8,63 2,39 N 1 Глина серовато- зеленая 5 344/76 2,8 727,1 45/26 3,03 6,5 1,54 N 1 Алеврит голубой 6 46/70 2,3 830,4 47/32 16,5 16,6 1,99 N Ср. (D/I=3/81; n=17; 95=7,0; =27,2) Ср. Dt/It=46/28; n=17; 95=3,7; =93,2) 2 1 Глина бурая 3 186/33 7,7 258,9 45/33 16,34 22,2 2,03 N 1 Алеврит голубой 6 12/85 7,0 93,6 44/31 28,6 6,44 11,1 N Ср. (D/I=184/75; n=9; 95=21,5; Dt/It=6,7) Ср. (Dt/It = 44/32; n=9; 95=4,6; =127,8) 3 1 Глина бурая 8 179/45 8,0 48,8 55/30 35,2 5,42 17,8 N 1 Глина коричневая 2 87/71 35/29 11,05 5,12 4,65 N Ср. (D/I=172/53; n=10; 95=13,9; К=13,1) Ср. (Dt/It =54/30; n=9; 95=6,5; К=56,4) 4 1 Глина серовато- зеленая 5 45/45 16,1 23,5 35/29 19,24 7,2 5,59 N 1 Глинистая сланцеватая порода 8 6/-29 8,8 4,03 53/28 16,6 20,2 1,65 N Ср. (D/I=20/–2; n=13; 95=25,7; =3,6) Ср. (Dt/It =46/28; n=13; 95=8,2; =26,2) 5 7 Аргиллит коричневато- бурый 7 D/I=137/41; n=7; 95=23,9; К=7,3 31,8 10,8 6,32 NDt/It =58/34; n=7; 95=10,1; =36,9 6 Глина буровато- лиловая 6 D/I=175/6; n=6; 95=47,8; =2,9 19,8 4,04 11,9 R Dt/It =238/–37; n=6; 95=16,7; =17,1 6 1 Глина фиолетовая 10 354/69 1,4 1120,5 32/28 29,0 13,2 4,9 N1 Глина серовато-голубая 4 8/80 11,5 65,1 44/28 1 5 250/74 5,6 188,4 40/34 1 4 154/59 10,7 75,0 66/27 1 Глина буровато- коричневая 3 202/6 8,0 240,7 225/-27 9,77 7,6 2,84 R Ср. (D/I=13/78; n=26; 95=12,3; =6,3) Ср. (Dt/It=42/30; n=26; 95=4,2; =46,4) Ср. (D/I=167/72; n=16; 95=20,2; К=4,3) Ср. (Dt/It =47/30; n=16; 95=3,9; =88,9 ) М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 114 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 последовательных шагах размагничивания анализировались с помощью диаграмм Зий- дервельда [Zijderveld, 1967] по программе IAPD [Torsvik, 1986]. Параметры дисперсии измерен- ных направлений ЕОН и направлений харак- терных компонент ЕОН в пределах обнажений и между обнажениями вычислялись с исполь- зованием статистики Фишера [Fisher, 1953]. Анализ соответствия картин распределений векторов ЕОН или характерных компонент ЕОН пород в древней системе координат рас- пределения Фишера проводился с помощью палеток [Храмов, Шолпо, 1967]. Метод интерпретации палеомагнитных векторов горных пород. Метод основан на следующих основных положениях: в процессе формирования породы при- обрели однородную по направлению первичную намагниченность Jn 0, обра- зующую постоянный угол с первично го- ризонтальной поверхностью; обнажение горных пород представляет собой совокупность жестких дискретных блоков, перемещенных в пространстве посредством системы сдвигов и враще- ний, позволяющей блокам согласованно Таблица 4. Направления характерных составляющих ЕОН по данным t-размагничивания верхнедевонских эффузивных пород Волновахской зоны разломов Во зр ас т О бн аж ен ие Порода Н ом ер об ра зц а Интервал выделения, T C D/I, град n 95 , гр ад K Dt/It, град (с учетом враще- ния) Поляр- ность Ф ам ен ск ий ,D 3r s 1 Туф пепловый кварцевого порфира 43 250—600 71/60 7 0,8 5104,6 45/19 N Туф кварцевого порфира 44 300—600 47/56 6 0,5 21531,3 31/23 N 45 250—600 54/67 6 1,0 4890,7 42/29 N Туфолава кварцевого порфира 47 250—600 58/58 6 1,2 3276,8 38/21 N Туф пепловый кварцевого порфира 48 250—600 31/66 7 0,5 12397,0 35/35 N Туфолава кварцевого порфира 50 150—600 69/75 8 2,0 742,9 52/32 N Ср. (D/I=54/64; n=6; 95 =7,9; K=73,6); Ср. (Dt/It =40/27; n=6; 95t=7,7; Kt=76,8) 2 Туф кварцевого порфира 51 100—600 52/66 9 0,4 15141,9 44/32 N Туфолава кварцевого порфира 52 250—600 51/63 8 0,4 16873,6 41/30 N Туф кварцевого порфира 53 300—600 71/62 6 0,5 22028,9 49/24 N 54 250—600 51/63 7 0,7 8123,2 41/30 N 55 200—600 46/66 8 0,4 16893,1 42/34 N 56 20—600 86/51 10 0,4 14429,9 53/11 N Ср. (D/I=61/63; n=6; 95=7,9; K=72,0); Ср. (Dt/It =45/27; n=6; 95t=7,9; Kt=72,0) 3 Туф кварцевого порфира 57 200—600 77/47 9 0,4 19508,4 45/7 N 58 250—600 76/61 7 0,2 62914,6 54/18 N 59 350—600 46/61 5 0,8 8981,4 44/30 N 60 100—600 56/61 9 1,1 2116,7 47/26 N 61 100—600 42/47 9 1,0 2444,2 29/26 N 62 100—600 29/54 8 0,6 7384,3 33/36 N 65 200—600 16/63 6 0,5 16231,8 43/44 N 66 100—600 59/74 8 0,7 7143,6 60/31 N Ср. (D/I=50/60; n=8; 95=9,9; K=32,5); Ср. (Dt/It =45/28; n=8; 95t=9,9; Kt=32,4) Ср. (D/I=55/62; n=3; 95 =5,1; K=591,0); Ср. (Dt/It =43/27; n=3; 95t=4,0; Kt=949,2) ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 115 скольжения (сколов) совпадает с горизон- тальной осью X, направленной на север, ось Y также горизонтальна и направлена на восток, ось Z ориентирована вертикаль- но вниз. В ориентированных образцах из отдельных блоков горных пород в пределах участка, де- формированного сдвиганием, для совокупно- сти векторов Jn 0 на стереографической проек- ции характерно закономерное распределение вдоль малого круга (рис. 2). Центр малого круга отклоняется от вертикальной оси в направле- нии поворотов напластования при перемеще- нии пород. Анализ формы распределения совокупно- сти направлений ЕОН в современной системе координат, измеренных в ориентированных образцах (см. табл. 2, 3) или совокупности на- правлений характерных компонент ЕОН (см. табл. 1, 4, 5), применялся для решения прямой и обратной задач палеомагнитологии. Обратная задача решалась согласно опреде- лению современного залегания пород в месте отбора ориентированных образцов, направле- ния перемещения и поворота в горизонтальной плоскости, а также в реконструкции первона- чального простирания пород. Решение прямой Таблица 5. Направления характерных составляющих ЕОН по данным t-размагничивания пермских гипабиссальных пород Волновахской зоны разломов Во зр ас т О бн аж ен ие Порода Н ом ер об ра зц а Интервал выделения, T C D/I, град n 95 , гр ад K Dt/It,град (с учетом враще- ния) Поляр- ность Р, 2 70 м лн л ет 1 Ортофир 1 300—600 189/–24 9 1,3 1498 214/–43 R 2 300—600 186/–37 5 1,8 1717,6 204/–39 R 3 350—600 206/–37 8 0,8 4803,7 224/–39 R Ср. (D/I=199/–33; n=3; 95 =17,9; K=48,6); Ср. (Dt/It =214/–41; n=3; 95t=12,3; Kt=102,1) 2 Ортофир 11 350—450 193/–11 7 1,8 1107,7 220/–42 R 12 350—450 191/–28 6 1,2 2877,5 205/–43 R 13 300—450 198/–25 7 1,4 1885,6 214/–40 R 14 200—450 197/–38 10 0,7 4321,1 205/–44 R 15 250—450 204/–34 8 1,7 426,7 212/–39 R 17 400—450 209/–16 6 8,2 68,3 228/–38 R Ср. (D/I=199/–25; n=6; 95=10,1; K=45,3); Ср. (Dt/It =214/–41; n=6; 95t=5,9; Kt=129,0) 3 Ортофир 6 150—600 201/–78 4 4,6 408,7 208/–41 R 7 100—600 196/83 10 2,6 348,9 35/41 N 8 300—415 232/45 5 2,1 1373,6 23/41 N 9 450—600 166/71 4 0,6 23215, 42/44 N 10 300—600 214/–9 6 3,6 353,7 242/–42 R Ср. (D/I=218/–87; n=5; 95=50,1; K=3,3); Ср. (Dt/It=218/–43; n=5; 95t=10,8; Kt=51,1) Ср. (D/I=200/–15; n=14; 95=25,0; K=3,5); Ср. (Dt/It =215/–42; n=14; 95t=4,2; Kt=92,0) Рис. 2. Теоретическое распределение полюса напластова- ния и вектора первичной намагниченности. Стереограмма иллюстрирует закономерное изменение горизонтальной проекции отрезка прямой 0 0, соединяющего вектор Jn 0 и полюс напластования в процессе прогрессивных пово- ротов совокупности дискретных блоков вокруг наклонной оси. Пунктирная линия со стрелкой (справа) обозначает со- ответствующее направление перемещения блоков пород и положение плоскостей скольжения (простирание и наклон). и без внутренней деформации вращаться в направлении их сдвига вокруг вообра- жаемой наклонной оси; простирание наклонных плоскостей М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 116 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 задачи заключалось в процедуре «выравни- вания» — переводе совокупности векторов в древнюю систему координат. Геометрический анализ поворота твердо- го тела вокруг наклонной оси в пространстве [Орлова, 2007] показал, что в результате про- странственного движения в переориентации плоскости (в данном случае плоскости напласто- вания) одновременно участвуют два поворота — поворот в вертикальной плоскости (вокруг горизонтальной оси) и равный ему поворот в го- ризонтальной плоскости (вокруг вертикальной оси). Процедура перевода вектора в древнюю систему координат заключалась в двух поворо- тах: на угол вокруг горизонтальной оси (по об- щепринятой методике [Храмов, Шолпо, 1967]) и последующего поворота на угол β (равного углу α) вокруг вертикальной оси в направлении, про- тивоположном перемещению напластования. Правильность исходных предположений проверялась: однородным распределением (т.е. рас- пределением с осевой симметрией по от- ношению к среднему направлению) со- вокупности векторов ЕОН или характер- ных компонент ЕОН в древней системе координат образцов в пределах участков (обнажений) исследования; согласованностью средних направлений ЕОН или характерных компонент ЕОН в древней системе координат из обнажений с различным залеганием и направлением перемещения пород; совпадением направлений наклонов по- Рис. 3. Результаты структурного картирования [Alexander et al., 1993; Fig. 6]: а — геологическая карта отполированного водой обнажения вдоль крутого восточного берега р. Миддле Форк Смит; б — полюса к дайкам, наклоненным к югу (проекция на нижнюю полусферу); в — изменение углов наклона даек от более молодых (М) к древним (Д); г — модель эпизодического внедрения даек в активно наклоняющийся дайковый комплекс; Д — сравнение теоретического распреде- ления полюсов напластования при сдвиговом вращательном движении со средними значениями полюсов напластования наклонных даек, пересчитанных из полюсов к дайкам (проекция на верхнюю полусферу); е — результаты картирования [Bol, Roeske, 1993; Fig. 3; Fig. 4]. Условные обозначения: 1 — разломы с направлением наклона и углом наклона; 2 — про- стирание и падение границ даек; 3 — контурный интервал через 5 футов (1,5 м); 4 — границы наиболее молодой Fe-Ti дайки; 5 — изменение углов наклона даек от более молодых (М) к древним (Д); 6 — проекции на нижнюю полусферу полюсов к дайкам; 7 — проекции полюсов напластования на верхнюю полусферу; 8 — теоретическое распределение полюсов напластования и направление перемещения пород. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 117 род и плоскостей их перемещения, опре- деленным на основе интерпретации па- леомагнитных векторов, с результатами геологического картирования. На рис. 3 приведен результат сравнения теоретического распределения полюсов напла- стования [Орлова, 2007] с реальными распреде- лениями полюсов к дайкам, полученными при детальном структурном картирования в преде- лах обнажения (10×10×30 м) параллельных даек габбро-офиолитового комплекса, расположен- ного в Калифорнии. На основании изучения сближенных парал- лельных даек авторами [Alexander et al., 1993; Fig. 6] была восстановлена последовательность магматических, гидротермальных и структур- ных событий, обобщенных в эволюционной модели (рис. 3, г), показывающей, что перво- начально вертикальные дайки, внедрение ко- торых сопровождалось растяжением коры и образованием сбросов, находились вблизи или на оси палеоспрединга. По мнению авторов, эпизодическое внедрение даек каждый раз со- провождалось их поворотом вокруг горизон- тальной оси, параллельной оси рифта, прибли- зительно на 30 . В обнажении установлены три вида океанических разломов — нормальные разломы, параллельные дайкам, перпендику- лярные дайкам и сдвиговые (трансформные) разломы, перпендикулярные дайкам (рис. 3, а). На сдвиговых разломах были определены на- правление сдвигания и вектор смещения. Все сдвиговые разломы левосторонние. Исходя из подобия распределения реальных полюсов напластования [Alexander et al., 1993] теоретическому распределению [Орлова, 2007], можно предположить, что повороты напласто- вания даек происходили вокруг наклонной оси против часовой стрелки (рис. 3, Д). Положение теоретических плоскостей скольжения ориен- тированы в северо-восточном направлении по азимуту примерно в 30 , что хорошо согласует- ся с положением закартированных [Alexander et al., 1993] сдвиговых разломов. Для реконструкции первоначального поло- жения даек на основе теоретического распре- деления полюсов напластования [Орлова, 2007] необходимо более древние дайки (Д) исправить за наклон 50 , т. е. восстановить к вертикально- му положению, а затем повернуть вокруг вер- тикальной оси на угол 50 по часовой стрелке. В результате такой операции их первоначальное простирание будет соответствовать простира- нию палеорифта, которое сейчас отмечается положением самой молодой (Fe-Ti) дайки. На рис. 3, е приведены стереографические проекции полюсов напластования по данным структурного картирования [Bol, Roeske, 1993; Fig. 3; Fig. 4], позволившие авторам сделать вы- вод о прогрессивных изменениях напластования — поворотах вокруг горизонтальной (наклонах) и вертикальной осей по часовой стрелке как ре- зультат правостороннего смещения по разломам Ландлок и Джак Бей (Аляска). Из рисунка вид- но, что теоретическое распределение полюсов напластования хорошо согласуется с реальным распределением полюсов, а также с простира- нием сдвиговых разломов Ландлок и Джак Бей. Полевые тесты. При сравнении средних на- правлений ЕОН или характерных компонент ЕОН одновозрастных пород в современной и древней системах координат в разных пото- ках и пластах, отобранных в частных разрезах (обнажениях) с различным залеганием, исполь- зовалась модификация теста выравнивания [Шипунов, 1995]. Средние направления ЕОН или характер- ных компонент ЕОН одновозрастных пород в современной и древней системах координат между участками, расположенными на значи- тельных расстояниях друг от друга в пределах Волновахской зоны разломов, с различным залеганием и перемещением пород сравнива- лись на основании статистических критериев [McFadden, Jones, 1981]. Метод обращения [Палеомагнитология, 1982] применялся для сравнения направлений характерных компонент ЕОН в прямо- и об- ратнонамагниченных покровах и пластах в древней системе координат в каждом частном разрезе (обнажении) каждого участка. Результаты интерпретации палеомагнитных векторов горных пород. По результатам интер- претации формы распределения направлений характерных составляющих ЕОН эффузивные породы антоновской свиты в обн. 1 (обр. 62—65), расположенном в б. Антон-Тарама, наклонены в среднем на угол 50 в результате сдвигового перемещения, происходившего в юго-западном направлении (табл. 6). Соответствующий этому перемещению поворот в горизонтальной пло- скости составил 50 против часовой стрелки (рис. 4). Во втором обнажении, изученном в б. Антон-Тарама, породы (обр. 102—123), вероят- но, перемещались на северо-запад по азимуту 320 с поворотом в горизонтальной плоскости по часовой стрелке на 5 , а также вдоль трещин, ориентированных на юго-восток по азимуту 150 с поворотом в горизонтальной плоскости на 30 против часовой стрелки. М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 118 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 Т аб л и ц а 6. К ин ем ат ич ес ки е эл ем ен ты п ер ем ещ ен ия с ре дн е- ве рх не де во нс ки х ос ад оч ны х и м аг м ат ич ес ки х по ро д в пр ед ел ах и сс ле - до ва нн ы х уч ас тк ов В ол но ва хс ко й зо ны р аз ло м ов п о ре зу ль та та м и нт ер пр ет ац ии ф ор м ы р ас пр ед ел ен ия п ал ео м аг ни тн ы х ве кт ор ов Во зр ас т по ро д, по ло ж ен ие у ча ст ка о тб ор а, (н ом ер о бр аз цо в) Количество образцов С ов ре м ен но е за ле га ни е по ро д П ол ож ен ие п ло ск ос те й ск ол ьж ен ия и на пр ав ле ни е пе ре м ещ ен ия п ор од в го ри зо нт ал ьн ой п ло ск ос ти У го л по во ро та по ро д во кр уг ве рт ик ал ьн ой ос и, г ра д по ч ас ов ой ст ре лк е, (+ ) пр от ив ч ас ов ой ст ре лк и (– ) А зи м ут пр ос ти ра ни я (р ек он ст ру кц ия пе рв он ач ал ьн о- го п ол ож ен ия по ро д) , г ра д А зи м ут па де ни я, гр ад У го л па де ни я, гр ад А зи м ут пр ос ти ра ни я, г ра д А зи м ут п ад ен ия , гр ад (D 2- 3a n) , ев ы й ск ло н б. А нт он -Т ар ам а, (6 2— 65 ). 4 96 50 Ю З 23 5 Ю В –5 0 С З 34 5 (D 2- 3a n) , еж ду б . А нт он -Т ар ам а и б. Л ю ба -Т ар ам а (1 02 — 12 3) 4 4 30 23 0 30 5 Ю В 15 0 С З 32 0 С В С В –3 0 +5 ЗЗ 27 0 С З 31 5 (D 2- 3a n) , ев ы й ск ло н б. К ам ы ш ев ах а, (5 57 — 91 3) 9 10 0 40 С З 31 5 С В +4 0 С З 33 0 (D 2- 3a n) , п ра вы й ск ло н до ли ны р. М ок ра я Во лн ов ах а, (3 5— 50 ) 13 50 50 Ю З 22 0 Ю В –5 0 ЗЗ 2 70 (D 3d l), р . М ок ра я Во лн ов ах а, (ш ур ф ы 9 — 14 ) 65 15 4 32 С В 5 Ю В +3 2 С З 27 6 (D 3r s) , б . Л ю ба -Т ар ам а, (ш ур ф ы 1 — 6) 88 75 60 Ю З 17 5 Ю В –6 0 С З 28 5 (D 3r s) , л ев ы й ск ло н р. М ок ро й Во лн ов ах и м еж ду б . Б уз ин ов ой и Л ю ба -Т ар ам а, (4 3— 66 ) 20 80 46 Ю З 21 5 Ю В –4 6 С З 31 0 (P ), ле вы й ск ло н б. К ам ы ш ев ах а (1 — 3) 3 13 7 15 С З 34 0 С В +1 5 С З 32 0 (P ), ле вы й ск ло н б. К ам ы ш ев ах а (1 1— 17 ) 6 20 4 21 С В 65 Ю В +2 1 С З 31 5 (P ), пр ав ы й ск ло н б. К ам ы ш ев ах а (6 — 10 ) 5 34 6 50 Ю В 11 5 С В –5 0 С В 25 ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 119 Простирания плоскостей скольжения (ази- мут простирания ЮЗ 232 — СВ 55 и ЮВ 150 — СЗ 330 ), полученные по данным интерпре- тации палеомагнитных векторов, согласуются с измеренными направлениями трещин (ази- мут простирания СВ 60 и СЗ 330 ), которые, по данным [Макухина, 1961], наиболее развиты в б. Антон-Тарама. В результате реконструкции первоначаль- ное простирание эффузивов, изученных в двух обнажениях в районе б. Антон-Тарама, северо-западное в среднем по азимуту 310 (см. табл. 6), что также хорошо согласуется с общими представлениями о приуроченности формирования толщи покровных образований разного состава к разрывам преимущественно северо-западного простирания. После перевода в древнюю систему коорди- нат угол между направлениями прямо- и обрат- нонамагниченных пород равен 182 . Средние направления характерных составляющих ЕОН (N- и R-полярности) обн. 1 и 2 статистически совпадают (см. табл. 1, рис. 5). Результат при- менения теста выравнивания в модификации [Шипунов, 1995] показал, что вычисленное для наблюденных распределений векторов в двух Рис. 4. Результаты интерпретации формы распределения палеомагнитных векторов. На фрагментах схематической геологической карты (см. рис. 1) показаны предполагаемые направления перемещений и поворотов в горизонтальной плоскости пород на участках отбора ориентированных образцов. Рис. 5. Стереографические проекции средних направле- ний характерных компонент ЕОН с 95эффузивных пород живетского яруса, изученные в пяти обнажениях Волно- вахской зоны разломов в современной и древней системах координат. Полые круги обозначают проекции вектора на верхнюю полусферу (обратная полярность для района исследования), залитые круги — на нижнюю полусферу (прямая полярность). М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 120 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 сравниваемых группах образцов из обн. 1 и 2 с близкими значениями азимута и угла падения пород в каждой группе отношение Km/Ka=0,075 (отношение кучности векторов в современной системе координат к кучности векторов в древ- ней системе координат) соответствует возмож- ным значениям распределений векторов одно- компонентной доскладчатой намагниченности. Результаты интерпретации направлений характерных компонент намагниченности об- ратной полярности эффузивов из обн. 3 и 4, изученных по б. Камышеваха (557—913), по- зволили предположить, что породы перемеща- лись в северо-западном направлении по азиму- ту 315 (см. рис. 4). Составляющая поворота эф- фузивов этого участка в горизонтальной плос- кости 40 по часовой стрелке. Первоначальное простирание изученных в б. Камышеваха эф- фузивов северо-западное по азимуту 330 (см. табл. 6). Эффузивы, изученные в обн. 5 (обр. 35— 50), расположенном на правом склоне долины р. Мокрая Волноваха в районе с. Раздольное (см. рис. 1), вероятно перемещались в юго- западном направлении по азимуту 220 и ис- пытали поворот в горизонтальной плоскости на 50 против часовой стрелки. Первоначальное простирание пород этого участка юго-западное по азимуту 190 . Применение теста выравнивания в моди- фикации [Шипунов, 1995] к двум группам на- правлений характерных компонент образцов из обн. 3, 4 и обн. 5 с близкими значениями азимута и угла падения пород в каждой группе (отно- шение Km/Ka=0,09) соответствует возможным значениям распределений векторов однокомпо- нентной доскладчатой намагниченности. Угол между прямо- и обратнонамагниченными по- родами из этих групп векторов составляет 185 . Тест складки в модификации [McFadden, Jones, 1981] показал, что сравнение средних направлений характерных компонент эффу- зивов в древней и современной системах ко- ординат между участками, расположенными на значительных расстояниях друг от друга в пределах Волновахской зоны разломов, с раз- личным залеганием и перемещением пород свидетельствует в пользу доскладчатой при- роды характерных компонент эффузивов. Анализ картины распределения всех векто- ров характерных компонент эффузивов анто- новской свиты в древней системе координат относительно среднего направления показал, что отклонение от него соответствует закону Фишера Pf=0,75 (для радиального распределе- ния) и P =0,94 (для азимутального распределе- ния) [Храмов, Шолпо, 1967]. Средние направления в древней системе координат между пятью изученными обна- жениями статистически не различаются (см. рис. 4, табл. 1). Близость средних направлений харак- терных компонент намагниченности между прямо- и обратнонамагниченными породами, близкие к углам 180 , соответствие распределе- нию Фишера совокупности векторов характер- ных компонент в древней системе координат, положительные тесты выравнивания — все это свидетельствует в пользу однородности и доскладчатой породы, направления вектора древней намагниченности, определенного на основе интерпретации палеомагнитных векто- ров. Локальный геомагнитный полюс по эф- фузивам антоновской свиты для Волновахской зоны разломов: Ф=16,2 с. ш.; =131,8 в. д. Франский ярус верхнего девона (долгинская свита). О стабильности первичной намагни- ченности изученных глин из четырех шурфов долгинской свиты можно судить на основании следующих признаков: 1) породы обратнона- магничены и образуют большой угол с на- правлением современного магнитного поля; 2) вид распределения направлений остаточной намагниченности внутри каждого слоя одно- родный и соответствует распределению Фише- ра Pf=0,75 (для радиального распределения) и P =0,96 (для азимутального распределения) (см. рис. 6, а); 3) фактор Qn (19,0—27,8) значительно выше единицы (см. табл. 2). Сравнение распределения средних направ- лений ЕОН пластов с теоретическим распре- делением показал, что форма распределения соответствует прогрессивному перемещению пород в северо-восточном направлении и по- вороту по часовой стрелке в среднем на 32 (см. табл. 6). Азимуты падения изменяются в юго-восточном направлении от 110 (шурф 9) до 170 (шурф 14), углы падения от 20 до 50 . Первоначальное простирание пород — северо- западное по азимуту 288 . В результате перевода направлений оста- точной намагниченности в древнюю систему координат значительно уменьшился их меж- пластовый разброс (см. табл. 2), что говорит о доскладчатой природе остаточной намагничен- ности. Анализ картины распределения всех обрат- нонамагниченных векторов ЕОН изученных пластов глин из четырех шурфов долгинской свиты в древней системе координат относи- ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 121 правлений характерных составляющих ЕОН туфов и лав кварцевых порфиров (обр. 43— 66) (см. табл. 4) позволяет предположить, что исследованные породы перемещались вдоль плоскостей скольжения, ориентированных в юго-западном направлении по азимуту 215 с поворотом в горизонтальной плоскости про- тив часовой стрелки на угол 46 . Среднее на- правление характерных составляющих ЕОН в древней системе координат в трех обнажениях следующее: Dср/Iср=43/27; =3; 95=4,0; K=949,2 (см. рис. 6, г). Западнее от первого участка, в б. Люба- Тарама, изучались 16 слоев глин и алевроли- тов в шести обнажениях — шурфах (1—6) (см. рис. 1). Из шурфа 5 было взято 7 штуфов с различ- ной ориентировкой плоскости напластования. На рис. 7 показан результат сравнения изме- ренных вариаций в залегании напластования штуфов с теоретическим. Видно, что форма распределения измеренных значений хорошо согласуется с теоретическим, соответствую- Рис. 6. Распределение направлений остаточной намагни- ченности (Jn) франского яруса верхнего девона (а — в трех слоях глин из шурфа 10, б — средние направления Jn в 9 слоях глин из 4 шурфов) и фаменского яруса верхнего девона (в — средние направления Jn в 16 пластах глин, г — средние направления характерных компонент кварце- вых порфиров из 3 обнажений) в современной и древней системах координат. тельно среднего направления показал, что отклонение от него не соответствует закону Фишера для азимутального распределения. Вероятность присутствия незначительной доли вторичной намагниченности, направленной по современному геомагнитному полю, дает воз- можность определить направление досклад- чатой намагниченности с помощью метода пересечения плоскостей перемагничивания [Храмов, Шолпо, 1967]. Направление по дан- ным пересечения плоскостей перемагничива- ния D/I=226 /–28 ; n=4; 95=9,9 ; K=86,6 совпа- дает со средним направлением ЕОН из 9 слоев глин долгинской свиты (см. табл. 2, рис. 6) — Dср/ Iср=226 /–29 ; n=9; 95=5,9 ; K=77,4 и под- тверждает предположение, что в изученных породах преобладает стабильная однородная по направлению доскладчатая намагничен- ность. Локальный геомагнитный полюс по глинам долгинской свиты Волновахской зоны разломов — =40,4 с. ш.; =152,1 в. д. Фаменский ярус верхнего девона (раздоль- ненская свита). Форма распределения на- Рис. 7. Фаменский ярус верхнего девона: а — сравнение теоретического распределения полюсов напластования и измеренных в шурфе 5 при отборе ориентированных об- разцов из пласта коричневато-бурого аргиллита; б — рас- пределение естественной остаточной намагниченности в пласте коричневато-бурого аргиллита с различной ориен- тировкой плоскости напластования. М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 122 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 тавливалось 3—10 кубиков (см. табл. 3). Анализ картин распределения направлений ЕОН куби- ков внутри штуфов показал, что в подавляющем большинстве изученных слоев глин наблюдает- ся компактная группировка направлений ЕОН с круговым распределением вокруг среднего направления, характерным для стабильной однокомпонентной намагниченности. Средние направления ЕОН между слоями существенно различаются и интерпретация формы распределения этих направлений по- зволяет предположить, что породы деформи- рованы по единой схеме с перемещением в юго-западном направлении по азимуту 195 и поворотом в горизонтальной плоскости в среднем на 60 против часовой стрелки. В шурфах 1—4 все изученные слои глин ха- рактеризуются намагниченностью с прямой полярностью по отношению к направлению современного геомагнитного поля в районе исследования. Два нижних пласта буровато- лиловой и буровато-коричневой глины в шур- Рис. 9. Сравнение фрагментов траекторий кажущейся миграции палеомагнитных полюсов Восточно-Европейской плат- формы (на основе опубликованной работы [Кузнецов и др., 2007; рис. 2 по данным Храмов и др., 1999]) (полые кружки) и Волновахской зоны разломов в среднем-верхнем палеозое (залитые кружки). Крест — координаты района исследования. Рис. 8. Стереографические проекции средних направле- ний характерных компонент ЕОН с 95 пермских ортофи- ров в современной (а) и древней (б) системе координат. щим сдвиговому перемещению пород в юго- восточном направлении и повороту в горизон- тальной плоскости против часовой стрелки. В шурфах 1—4 и 6 из каждого слоя глин от- биралось по одному штуфу, из которых изго- ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 123 фах 5 и 6 намагничены обратно (см. табл. 3). После перевода в древнюю систему координат средние направления ЕОН слоев с прямой и об- ратной намагниченностью различаются на 183 (см. рис. 5, в), т. е. стали примерно антипарал- лельными, что свидетельствует о сохранности первичной намагниченности глин фаменско- го яруса. Анализ картины распределения всех прямо- и обратнонамагниченных векторов ЕОН изученных пластов глин из шести шур- фов раздольненской свиты в древней системе координат относительно среднего направления показал, что отклонение от него соответству- ет закону Фишера P =0,93 (для азимутального распределения). Тест складки [McFadden, Jones, 1981] свиде- тельствует о доскладчатой природе ЕОН изу- ченных пластов глин. Среднему направлению по шести обнажениям изученных глин (D=47 ; I=30 ; n=6; 95=3,9 ; =88,9) соответствуют ко- ординаты локального геомагнитного полюса раздольненской свиты Волновахской зоны разломов — Ф=40,3 с. ш.; =150,6 в. д. Таблица 7. Виртуальные геомагнитные полюсы по данным изучения средне-верхнедевонских осадочных и вулканогенных образований из зоны сочленения Донбасса с Приазовским блоком Украинского щита С ис те м а О тд ел Яр ус С ви та Порода К ол ич ес тв о об на ж ен ий К ол ич ес тв о об ра зц ов D/I, град 95, град K , с.ш. , в.д. П ол яр но ст ь П ер м ск ая Дайки ортофиров 3 14 215/–42 4,2 92,0 53,7 155,5 N/R Д ев он ск ая Ве рх ни й Ф ам ен ск ий Ра зд ол ьн ен ск ая Эффузивы и их туфы 5 20 43/27 4,0 949,2 41,3 156,1 N Глины 6 81 47/30 3,9 88,9 40,3 150,6 N/R Ф ра нс ки й Д ол ги нс ка я Глины 4 65 226/-29 5,9 77,4 40,4 152,1 R С ре дн ий Ж ив ет ск ий А нт он ов ск ая Эффузивы и их туфы 5 33 76/18 3,3 59,4 16,2 131,8 N/R Пермь. По результатам интерпретации на- правлений характерных составляющих ЕОН ортофиры из даек (см. табл. 5), расположенных на левом берегу б. Камышеваха среди кристал- лических пород докембрийского фундамента (обн. 1) (см. рис. 1), также как и ортофиры из даек, расположенных среди девонских эффу- зивов (обн. 2, 3, 4), перемещались вдоль плоско- стей скольжения, ориентированных в северо- восточном по азимуту 65 и северо-западном по азимуту 340 направлениях. Изученные на ле- вом склоне б. Камышеваха ортофиры испыты- вали повороты в горизонтальной плоскости по часовой стрелке на 15 и 21 (см. табл. 6). Перво- начальное простирание пород северо-западное в среднем по азимуту 317 . Ортофиры из штока (обн. 5), расположенного на правом берегу р. Мокрая Волноваха (см. рис. 1, б), перемеща- лись в юго-восточном направлении по азимуту 115 . Составляющая поворота в горизонтальной плоскости ортофиров из штока против часовой стрелки 50 (см. рис. 4). Анализ картины рас- пределения характерных компонент ортофи- М. И. ОРЛОВА, А. М. ГЛЕВАССКАЯ 124 Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 ров в древней системе координат относительно среднего направления показал, что отклонение от него не соответствует закону Фишера. Направления характерных составляющих ЕОН образцов из штока, исследованные на трех участках, хорошо согласуются в древней системе координат (см. табл. 5), обладают N- и R- полярностью, угол между которыми в древ- ней системе координат составляет 175 (рис. 8). Среднему направлению по всем изученным об- нажениям (D=215 ; I=–42 ; n=3; 95=4,2 ; =92,0) соответствуют координаты палеомагнитного полюса 270 млн лет: Ф=53,7 с. ш., =155,5 в. д. Сопоставления с фрагментом кривой ка- жущейся миграции. Локальные полюсы, на- дежно определенные по породам антоновской Айзенверг Д. Е., Лагутiн П. К. Донецький басейн // Стратиграфiя УРСР. — 1974. — 4, ч. 2.— С. 228— 45. Бутурлинов Н. В. Дайково-вулканогенные породы Донбасса // Палеовулканизм Украины. — Киев: Наук. думка, 1984. — 252 с. Каталог изотопных дат Украинского щита / Под ред. Н. П. Щербака. — Киев: Наук. думка, 1978. — 224 с. Кузнецов Н. Б, Соболева А. А, Удоратина О. В, Гер- цева М. В, Андреичев В. Л, Дорохов Н. С. Доураль- ская тектоническая эволюция северо-восточного и восточного обрамления Восточно-Европейской платформы. Ч. 2. Позднедокембрийско- кембрийская коллизия Балтики и Арктиды // Литосфера. — 2007. — № 1. — С. 32—45. Макухина А. А. Петрография дайково-эффузивного комплекса юго-западного Донбасса (на укр. яз.). — Киев: Изд-во АН УССР, 1961. — 142 с. Матюшонок В. А, Шамонов Ж. З, Карелов М. И. Отчет о результатах глубинного геологиче- ского картирования масштаба 1:50 000 Южно- Донбасской зоны разломов. — Артемовская ГРЭ, 1970. Михайлова Н. П, Карзанова А. Я, Орлова М. И, Гле- васская А. М, Шаталов Н. Н. Палеомагнетизм гипабиссального комплекса Приазовья. — Киев: Наук. думка, 1989. — 196 с. Михайлова Н. П, Орлова М. И. Девонский палеомаг- нитный полюс и его значение для тектонической интерпретации (Донбасс) // Геофиз. журн. — 1996. — 18, № 6. — С. 45—58. Михайлова Н. П., Глевасская А. М. Намагниченность и раздольненской свит, сравнивались с эталон- ными полюсами с помощью геометрического построения и формул [Butler, 1992], предназна- ченных для определения параметров вращения территории вокруг вертикальной оси (рис. 9). Результаты сравнения показали, что оба полюса отклонены от эталонных полюсов (375 и 350 млн лет) соответствующего фрагмента кривой кажущейся миграции примерно на одинаковое угловое расстояние (s=15 и 16,3 ), которое требуется для совмещения. Угол пово- рота исследованной территории вокруг верти- кальной оси, по имеющимся данным, может быть оценен приблизительно. Поворот вокруг вертикальной оси произошел в направлении часовой стрелки в среднем на 11 . Список литературы основных и ультраосновных пород Украинского щита. — Киев: Наук. думка, 1965. — 150 с. Орлова М. И. Влияние сдвиговых тектонических смещений на палеомагнитные направления пермских ортофиров зоны сочленения Донец- кого бассейна с Украинским щитом // Доп. НАН України. — 2004. — № 6. — С. 134—138. Орлова М. И. Кинематические схемы интерпрета- ции локальных тектонических вращений // Гео- физ. журн. — 2007. — 29, № 2. — С. 146—156. Орлова М. И. Локальные тектонические вра- щения по палеомагнитным данным средне- верхнедевонских эффузивов Волновахской зоны разломов // Геофиз. журн. — 2003. — 25, № 6. — С. 113—124. Орлова М. И. Палеомагнетизм девона зоны сочле- нения Донбасса с Приазовьем: Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. — Киев, 1992. — 18 с. Орлова М. І. Спосiб визначення елементiв заляган- ня первинно-горизонтальної поверхнi в дефор- мованих магматичних породах для тектонiчної корекцiї напрямку вектора залишкової намагніченості. Пат. Україна. UA 56517 C2. Мiнiстерство освiти i науки України. Заявл. 05.07.2002; Опубл. 16.05.2005, Бюл. № 5. Орлова М. И. Тектонические вращения локальных структур по палеомагнитным данным верхнеде- вонских осадочно-вулканогенных пород Волно- вахской зоны разломов // Геофиз. журн. — 2003. — 25, № 4 . — С. 107—115. Палеомагнитология / Под ред. А. Н. Храмова. — Ле- нинград: Недра, 1982. — 312 с. Третяк А. Н. Палеомагнетизм среднего и верхнего ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ДОНБАССА С ПРИАЗОВСКИМ ... Геофизический журнал № 6, Т. 33, 2011 125 палеозоя УССР. — Киев: Наук. думка, 1965. — 131 с. Храмов А., Шолпо Л. Палеомагнетизм. Принципы, методы и геологические приложения палеомаг- нитологии. — Ленинград: Недра, 1967. — 251 с. Чебаненко И. И., Знаменская Т. А, Шаталов Н. Н. Проявления сдвиговой тектоники в структуре литосферы Украины // Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторож- дений полезных ископаемых. — Москва: Наука, 1991. — С. 85—92. Чебаненко І. І. Розломна тектоніка України. — Киів: Наук. думка, 1966. — 177 с. Шипунов С. В. Новый тест складки в палеомагнетиз- ме (реабилитация теста выравнивания) // Физика Земли. — 1995. — № 4. — С. 67—74. Alexander R. J, Harper G. D, Bowman J. R. Oceanic fault- ing and fault-controlled subseafloor hydrothermal alteration in the sheeted dike complex of the Jose- phine Ophiolite // J. Geophys. Res. — 1993. — 98, № B6. — P. 9731—9759. Bol A. J., Roeske S. M. Strike-slip faulting and block rota- tion along the contact fault system, eastern Prince William Sound, Alaska // Tectonics. — 1993. — 12, № 1. — P. 49—62. Butler R. F. Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes. — Boston: Blackwell Sci Publ., 1992. — 319 р. Fisher R. A. Dispersion on a sphere // Proc. Roy. Soc. Lett. — 1953. — A217. — P. 295—305. MacDonald W. D. Net tectonic rotation, apparent tec- tonic rotation and the structural tilt correction in paleomagnetic studies // J. Geophys. Res. —1980. — 85, № B7. — P. 3659—3669. McFadden P. L., Jones D. L. The fold test in paleomag- netism // Geophys. J. R. Astronom. Soc. 1981. — 67. — P. 53—58. Torsvik K. T. H. Interactive analysis of paleomagnetic data. IBM-PC compatible software package. — Ber- gen: Univ. Bergen, 1986. — Р. 6—10. Zijderveld J. D. A. A. c. demagnetization of rocks:analysis of results// Methods in paleomagnetism. — Amster- dam: Elsevier publ. Co., 1967. — P. 254—286.